UNIVERSITE DE NANCY
U.E.R. S.T.M.C.M.
pour l'obtention du titre de
Docteur ùe 3~T.e cycle
Ef,'.!C:\\!V DI Jf{
ETUDE DES ROCHES MAGMATIQUES BIRRIMIENNES DE lA REGION DE
SONFAR.1.- l,D..H 1NI.L\\-~1ED 10!A FOUlB E (S ENEGAl OR 1EN TAL)
r~M . G. ROCer
? . DEB.L\\T
TT:
..
i-'\\. ROllET
,
'..i •
ôESIEN
l
...,
v." . S:\\SSOT

---

Je dédie ce travail à la mémoire de mes grands parents
Mariama Thiathia Tate SENGHOR
Mamadou SARR

---

REMERCIEMENTS
Que
tous
ceux
qUl
ont,
de
près
ou
de
loin,
pa.rtici.pé
a l ' élabo-
ration
de
ce
travail.
trouvent
ici
l'expression
de
Ma
profonde
reconna issance.
Mes
remerci,=ments
vont
tout
d'abord
au
Professeur Roccl,
qui
a
gracieusement
accepté
de
dirige~
mes
travaux
dans
le
cadre
du
labo ra toire
de
Pétrologie.
Ses
conseils
et
cri.tiques
SOèlvent
acerbes
m'on t
ét~
d'un
cl. pport
précieux
pour
la
mise
sur
pied
de ce mémoi re.
~la
gratitude
va
égéllement
à
Monsieur
Pierre
Debat
qui
a
SUlVl
mes
travaux
avec
conSl:unce
et
sympathie
qu'il
trouve
ici l'expression de ma profonde reconnaissance.
A Monsieur Rollet,
qui malgré tout son tra.vaU à l'Université
de
Rabat,
a
accepté
de
faire
le
voyage
pour
être
membre
de
mon
jury.
Je porte encore un bon souvenir de la descente sur les routes
caillouteuses
du
Sénégal
Oriental
dans
sa
luxueuse
R18
merci.
pour l'aide précieuse apportée à mon travail.
Mes
remerciemen ts
vont
éga lemen t
à
Messieu rs
Bassot
et Bébien pour a voir accepté de faire
partie de ce jury.
Merci
à
Osseynou
Dia
pour
l'a ide
financière
apportée
durant ma deuxième mission de terrain.
A
mes
compag nons
de
misère,
Sylvie
et
Francis 1
Sia ka,
Lô,
Jamil,
Ngom,
Kane
et
aux
compagnons
du
6È:me
et
Sème
je
fi 'oublierai
pas de sitôt l'ambiance du labo.
]e
remercie
Madame
Grandidier qui
a
bien
voulu
se
charger
de la frappe de ce mémoire.
A
mes
petites
soeurs
de
Nancy,
Gnagna
et
Kouva
oui
ont su ensoleiller les Journées froides et nues de cette ville.
Merci
à
Irénée
Dioh
pour
sa
partlclpation
à l'établissement
du résumé en serecr
(ma langue maternelle).
A
la
famille
Sarr.
peur
leur
scutLen
m,lt~riel et
moral
tout
au
long
de
mon
séjour
en
France
les
belle5
soi.rées
sut:'
la côte d'Azur resteront encore longtemps figées dans ma mémoire.
A
la
famille
Thiakane
qui
m'a
soutenu
durant
toute
ma scolarité.
A
Colette
pour
ses
lettres
et
ses
coups
de
f· ,
.U
Ô
comblen
réconfortants.
- - - 0 0 0 - - -

---

Résumé
L'étude
pétrogr",-phique,
minéralogique
et
géo-
chimique
nous
a
permls
de
subdiviser
les
formations
magmatiques
birrimiennes
de
la
pa rtie
septen tr:ona le
de
la
fer..êcre
de
Kédougou-
Kéniéba en deux grands ensemblès.
1
-
Les
roches
volcaniques
métamorphisées
dans
le
faciès
schiste
vert.
Elles
sont
composées
de
basaltes
q uelq uefois
orgarllses
en
pillow-lavas,
de
gabbros
et
de
doLérites.
Ces
roches
ont
une
affinité
tholértique
et
présentent
des
caractères
de
MORB.
Nous
avons
noté
au
sein
de
ces
formations
la
présence
de
roches
pyroclastiques
cîlco-alcalines,
dont le mode de mise en place reste à définir.
2
Les
roches
plutoniques
non
ï.létamorphiques.
Les
travaux
que
nous
avons
effectués
montrent
qu'il
est
indispensable
de
f<lire
une
dis'.:inction
emre
les
formations
basiques
rubanées
de
la
pa.rtie
occidentale et l'ensemble des gr-anitoïdes.
Les
formations
basiques
de
la
partie
occidentale
mon;:rent
une
vaste
gamme
de
fu.ciès
pétrographiques
(gabbros
riches
en
E"lyro-
xène,
gabbros norites.
gabbros à amphibole,
diorites à
amphibole ... ).
Malgré
la
différence
de
composition
minéralogique
entre
la
partie
septentrionale
(ou
série
de
Sansankoto)
et
la
pa rtie
mérid iona le
(ou . série
de
Tonkouto),
ces
deux
séries
appartiênnent
à
la
r.lême
suite calco-alcaline.
Les
granitol'des
évoluent
des
diorites
aux
adameLlites
cependant
les
termes
granodioritiques
à
ou
sans
mégacristaux
de
microcline
sont
largement
plus
répandus.
Ils
montrent
une
grande
analogie avec les grands batholites d'arcs insulaires.
- - - < 0 0 0 - - -

---

o ~600S00L
(1)
Go lalic ni 0il a~è ~binèooltiina :a ni nooftiina,
~èen
leE a njilii~ onge n calel ke na in na Senegal Oriental, n mbaeand
naa n ndaangeol naa le=na ga-ndeel Kedugu fa Kene~a, na Lamir.a sah-
san.
Fo,? a anda yee aàna nin lof a ITIooftu : took fan no ten fa
go 0001 ole :-.andu, go fuuJ' 01 no t~n fi naarnel ke, gi ail ye no ten
fa go hong ole, ga naay al ne ten fa go sahooy ole.
Ga naay 00
gi oil 00
go fuuy 00, i:een fo,? la:1g 00.
Leek-leek lang ke yeanooh boo a yees, hatna kamee-kam fa-
naa boo tcok. Go yees oleen naa fiyaa go gal, maa ga naay al naa hc-
taa. Galeen ga naay naa Nolooltaa n caangool noow ke. A cfaangangaa
boo a ufwatin, a fesandooh gi bil.
Keen taa boo a Dil a cfak njehu
a bil a maak ake fa bil
a teô ake. A 6il a maak ake, mi naaytiina, meen a oaangtu yo ; a bil
"
a teE> ake ndef axe naayna, a cfaangit took,
500 a sooka ufooh. Oen
ndef a oil ake mbesanèwiina.
Kam na oil a teE> ake, a leng-lang na den ni mbclooltiina,
neen a ndoonilt~ : gi 6il-00-6il a fiya-fi nin kaa hakandwiina gi
yoon W~. Den ndef a oil-looh ake. A lakas ake, ni na éil-looh a nan-
du, ndaa mooftee yo ni na den.
A Sil a te6 ake top a 6il a maa-maah 00.
No maah a ndeeâu
n pelaand.
A oil a maak ake, a aeettangee maa go fuuy a lefeelna, a
ôil a oak 00
axe mbiina lak a 6aal mbaat a lak a tan
ake njeemna
nand fa den, a maofie ni na kac, too ga leemah al na den a moy go
.~:,
YOOI"••
Reen calel ~e na in na Senegal O=iental a nèaltu.
(1) Texte seereer établi d'après le parlerèe Faajut
"Ji
avec la collaboration d'Iré~ée DIOH.
':

---

pages
INTROD~CTION GENERALE
A - SITUATION GEOGRAPHIQUE DE LA FENETRE DE KEDOUGOU-KENIEBA ET
DU SECTEUR ETUDIE
.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3
B - LE CHATON OUEST - AFRICAIN
3
C - LE BIRRIMIEN AU SENEGAL ORIENTAL
5
- La série de Mako
................................................................................
5
- La série du Dialé
............................................................................
6
- La série du Da1éma
............................................................................
6
l - PREMIERE PARTIE - LES ROCHES ~ETAVOLCANIQUES DE LA REGION DE
KONKOTO
8
1.1 - INTRODUCTION
............................................................................................
10
1.2 - ETUDE PETROGRAPHIQUE
..........................................................................
10
1.2.1 - Roches à composition basaltique
1.2.1.1 - Les basaltes
12
1.2.1.2 - Les dolérites
12
1.2.1.3 - Les gabbros
13
I,2.2 - Roches pyroc1astiques à composition anàésitique
13
1.2.3 -
Intrusions basiq~es à l'intérieur de la série
volcanique
.
15
f
t
d ' f
ct
t
d
' t ' .·~ICAJ\\1.c·
'.
1.2.4 -
Les
i10ns
ar l
s e n a ure
aCl l/"ue
....)I•..•~
• • • • • •
/1.
17
1 '
-
.~;. ..
1. 3 - ETUDE MINERALOGIQUE
'l~~'~<:.;
.
19
l
3 '
l
t
d t '
r~) f. C.l! .~_'-r. .. ) '-,"
• • ..L
-
n ro uc 10n
" f j !
Il. ·M·é· ~ .. :r:'
.
19
~.,~
1. 3. 2 -
Caractères chimiques des amphibolés
! . :
.
19
1. 4 _ GEOCHIMIE
'l\\:-,::>""'_'_'/'Q/,!'
.
23
",. '" .
s0?,~7 .
,
h"
,
' l '
t
.
..... rn"fT'p[1\\~#
1. 4.1 -
La geoc 1lTI.l.e des e emen s majeurs
..;,
..;..-:pr,r; ...•.•.
23
1.4.1.1 - Variation des oxydes
1.4.1.2
Caractères chimiques .. . . . . . .. . . . . . . . . . .
. . .. .
'.
~
24
1.4.1.3 - Classification chimique
30
T.4.2 - La géochimie des éléments en traces
31
1.4.2.1 - Variation des éléments en traces
31
1.4.2.2 - Caractéristiques et nature chimique à part:ir
àes éléments en t~aces
31
1.5 - CONCLUSION
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1
.
34
II - DEUXIE~ΠPARTIE - LES FOR~4TIONS BASIQUES DE LA PARTIE
OCCIDENTALE DU SECTEVR DE MEDINA-FOULDE-
SONFARA-LAMINIA
.
37
II.1 - INTRODUCTION A L'STUDE DES ROCHES MAGMATIQUES DE LA PARTIE
OCCIDENTAL:':
....................................................
':;0

---

pages
:LI.2 - SERIE DE TONKOUTO
40
11.2.1 - Généralités
40
II.2.2 - Localisation et caractères pétrographiques
43
II.2.2.1 - Gabbros riches en pyroxène
43
II.2.2.2 - Gabbros et diorites à mégacristaux
d' amphibole
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
45
II.2.2.3 - Gabbros à amphibole
49
II.2.2.4 - Diorites à amphibole
50
II.2.2.5 - Diorites quartziques à biotite et amphibole.
53
II.3 - SERIE DE SANSANKOTO
54
II.3.1 - Généralités
......................................
54
II.3.2 - Localisation et caractères pétrographiques
54
II.3.2.1 - Gabbros riches en pyroxène
54
II.3.2.2 - Leucogabbros (gabbros riches en plagioclase)
55
II.3.2.3 - Diorites quartziques
56
II.4 - ANALYSE MODALE
57
II.5 - ORIGINE DU MICROCLINE
59
II.6 - COMPARAISON DES SERIES DE SANSANKOTO ET DE TONKOUTO
62
II.7 - CONCLUSION
62
II.8 - ETUDE MINERALOGIQUE DES FORMATIONS BASIQUES DE LA PARTIE
OCCIDENTALE
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
62
II.8.1 - Rappel
62
II.8.2 - Chimisme des minéraux
64
II.8.2.1 - Les pyroxènes
64
II.8.2.1.1 - Les clinopyroxènes
64
II.8.2.1.2 - Les orthopyroxènes
68
II.8.2.2 - Les 3mphiboles
68
II.8.2.3 - La biotite
72
II.9 - ETUDE GEOCHIM1QUE DES FORMATIONS BASIQUES DE LA PARTIE
OCCIDENTALE
..............................................
75
II.9.1 - Introd~ction
• • • • • • • • • • • • • • • • • • • • •
t
• • • • • • • • • • • • • • •
75
II.9.2 - Caractères chimiques
75
II.9.2.1 - Evolution des oxydes en fonction de l'indice
de solidification
"
"."
75
II.9.2.2 - Caractères magmatiques
81
!I.9.2.3 - Souche magmatique
82
II.10 - VARIATION DES ELEMENTS EN TRAC=S
84

---

pages
III - TROISIEME PARTIE - ETUDE DES GRANITOIDES DU SECTEUR DE
LMlINIA-MEDINA-FOULI3E-ALINGUEL
.
8"/
111.1 - CADRE GEOLOGIQUE ET DEFINITION DES TROIS UNITES DE
GRAN:J. TOIDES
.
89
III .1.1 - Cadre géologique
.
89
111.1.2 - Rappel des travaux antérieurs
89
111.1.3 - Synthèse des travaux effectués dans le seçt~ur de
Laminia - Sonfara - Médina - Foulbé
.
89
111.1.4 - Les trois unités de granitoïdes et leurs relations
géométriques
.
90
111.2 - ETUDE PETROGRAPH1QUE
91
111.2.1 - L'unité adamellitique
91
111.2.1.1 - Structure
91
111.2.1.2 - Composition minéralogique et texture
91
111.2.1.3 - Ordre de cristallisation
93
111.2.1.4 - No~enclature
93
111.2.1.5 - Conclusion
93
111.2.2 - L'unité granodioritique à mégacristaux de microcline
93
111.2.2.1 - Structure
93
111.2.2.2 - Composition minéralogique et texture
94
111.2.2.3 - Ordre de cristallisation
97
II1.2.2.4
Nomenclature
........................................................
98
111.2.2.5 - Discussion sur l'origine du microcline
98
111.2.2.6 - Co~clusion
............................................................
99
111.2.3 - L'unité granodioritique sans mégacristaux de
microcline
. . . . . . . . . . . . . . . . . .
t
..
99
111.2.3.1 - Structure
..............................................................
99
111.2.3.2 - Composition minéralogique et texture
99
111.2.3.3 - Ordre de cristallisation
100
111.2.3.4 - Nomenclature
.................. .. "."
..
100
111.2.3.5 - Conclusion
...........................................................
101
111.2.4 - Etude des enclaves
............................................................
101
111.2.4.1 - Introduction
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
r
~10l
111.2.4.2 - Desc~iption sommaire des deux types
;
d' enclaves
_
.
"
·101
.
""
111.2.4.3 - Etuàe pétrographiqu~
.......................................
.j~::·101
.,:.,
III,2.4.3.1
Enclaves finement grenues
lOl
: .. '
.>,.
111.2.4.3.2 - Enclaves grenues
.............................
~ 104
111.2.4.3.3 - Discussions
.. .. .. .. .. .. .. . .. .. .. ~ .. .. .. . .. .. .. .. .. ..
107
lIl.2.4.3.4 - Comparaison ~ntre les àeux types
d'enclaves
.
108
~.:..
IL.
_

---

111.2.5 - Concl~si0n
108
111.3 - ETUDE CRISTALLOCHIMIQUE DES GRANITES E7 DES ENCLAVES GRENUES
~lO
III.3.1 - Etude cr'istallochimique àes grani toïdes
110
~Il.3.1.1 - Les amphiboles
110
111.3.1.2 - Les biotites
111
111.3.2 - Etude cristallochimique des enclaves grenues
Hl
111.3.2.1 - Les pyroxènes
111
111.3.2.2 - Les amphiboles
Hl
111.4 - ETUDE GEOCH1M1QUE
114
111.4.1 - Etude géochimiq~e des granitoïdes et des enclaves
grenues
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
114
111.4.1.1 - Classification
114
I l ! . 4.1. 2 -
Caractères chimiques des grani toïdes
116
111.4.1.3 - Et~de des éléments en traces
119
III. 4.2 - Etude géochir.1ique des enclaves grenues
12Ll
111.5 - CONCLUSION
125
IV - TECTONIQUE
129
IV.l - INTRODUCTION
...................................................................... .......
"
131
IV.2 - ETUDE DES STRUCTURES MAGMATIQUES
131
IV.2.1 - Le massif gabbro-dioritique de Tonkouto-Sill1sankoto
131
IV.2.2 - Les gra~itoïdes à mégacristaux
133
IV.3 - LES MYLONITES
...................................................................................
135
a} Les my10nites N 130 à N 160 - Caractères macroscopiques
135
b) Etude microstructurale des mylonites
138
Conclusion
.....................................................................................
lAO
CONCLUSION GENERALE
..... ,
.
143
BIBLIOGRAPHIE
\\~.
:
l'

---

1 NT R 0 0 UC T ION
GE NE R ALE

---

A
-
SITUATION
GEOGRAPHIQUE
DE
LA
FENETRE
DE
KEDOUGOU-KEfHEBA
ET DU SECTEUR ETUDIE
La
fenêtre
de
KédGugou-Kéniéba
es t
située
d-
l'Est
à\\.:
C:;'
,
,
~enega,-,
a
la
frontièt'e
sén-2ga la-ma l ienne
( 1:2
èl
15° de
la ti tude
Nord,
11
et
15°
de
lOTlgitude
Oues;:) .
Elle
est
l '
. . '
dml;:ee
au
Sud
et
à
l'Es t
par
les
formations
du
P rotérozoïq ue
sU8énêur
du
bassin de Taoudén i et à l'Ouest par la chaîne des maurltéinicies.
B -
LE CRATON OUEST-AFRICAIN
Le
cra ton
Ouest-Afr:ca in
reconnu
pa C'
Rocci
(1965)
comme
l'un
des
multiples
cratons
constituant
le
continent
africain,
est
limité
au
Nord
par
l.'Anti-Atlas,
éi
l'Est
par
la
zone
mobile
de
l'Afrique
centrale
et
à
l'Ouest
par
la
zone
mobile
de
l'A.frique
de l'Ouest
(fig.
1).
Il est composé de trois ensembles:
-
la dorsale Réguibate au Nord
-
les fenêtres de Keàougou-Kénieba et de Y.ayes
-
la dorsale de i\\'1an au Sud .
..:r...... . . . . . .
"" "
,
,
, "
,
,
,
.
r-.
:..
.,
/
':4/
15CO it m
0: _ _-==:::::::>o_-"-==::::JoO..................
..
Fig. 1 - La fenêtre de Kédcugou-Kénieba àa~s le craton ~-A~ric2in.
d'après 3essùles (1977)

---

L€GENC:
(\\
: \\---
,
,
0.2 S.". d. 8~' "
s" .• , •
rn't.rnOrOnl''''''.'
3LJ s.,.• de 1. lCoulountou ] PCt·'OlOI~"'eS
15'
0J
(J55 "'
CI S....
J
d. YOY'oY""Ou~ 1'550 M J. 1
lt!.JJ StrIes d' l, F~lfm. It oe r..".",
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DOlr.~_...._,
...-
•
Gomb• • •
.-- .......:....
-
G.8iueu
:Winfi.
~
U
i;";1
...:..':J
Gr,fI,tes IreCt..,,,,ou.s
-1
1
I~O"5 MAI
SENEGAL
::?J G'"I":IIt:' :"f""C:onIQuISo )
1
S",e 'Je M.lIr.,
lL~
\\
1
2?1
D
1
1-
•
J
ECHELLE
D
00
10
Je
-'0
, ......
1 ••
;
(-
c
0
0
0
Fig, 2 - ~êpartirion des gr2ndes séries du Birrimien.
d'aprè3 Basset (i969)
!(,
...
"
....
",<

---

- 5 -
Les
fenêtres
de
Kédougou-Kéniéba
~t
de
Kayes
de
dimension
plus
réduite,
forment
des
îlots
au
se:n
des
forma tiOf'.s
plus
réce:ntes
d:.: bassin de Taoudér.i.
L'existence
de
cieux
cycle~
orogén Lques
èst
c ra ton iq ues
de
l' Ques t-
g~néralernen t
admise
dans
les
focna tions
Aïricain
:
-
le cycle Libérien dans l'/\\rchéen
(3000-2600 Ma)
_ le cycle
Eburnéen dans le Birrimien
(2600-1800 lvia).
Cependant,
il
est
apparu
avec
les
travaux
troisième
cycle
de
Lemoine
et
0.1.
( 1985)
et
Wenmenga
( 1986),
un
(2250-2150
tvla) .
orogéniq~le
antérieuc
a
l' Eburnéen.
le
Burkinien
1.' Eburnéen
a
la
Ces
auteurs
proposent
dès
lors
dé
restreindre
période comprise entre 2100 et 1950 Ma.
C - LE BIRRIMIEN AU SENEGAL ORIENTAL
Bien
que
datant
du
début
des
Indépendances
(la
politique
mise
il
part
!),
les
travaux
de
Bassot
(1963)
reste'! t
toujours
d'actualité
et
serviront
en
grande
partie
a
in t rod '-1 l ce
le Birrimien sénéga la.is.
Le
socle
birrimien
est
formé
par
Lin
ensemble
de
formations
très
hétérogènes,
en
partie
grani~i::;ées,
constituées
de
trois
senes
s'al\\.ongeant
dans
la
direction
SVf-t\\E
(Lg.
2).
Elles
correspondent
selon
Bassot
(1963,
1969)
d'Ouest
en
Est
au~:
séries
-
de Mako
;'.
-
du Dialé
-
du Daléma.
- Série de Mako
-
Limitée
à
l'Ouest
par
la
chaîne
des
lvlauritanides,
la série de Mako constitue la partie occidentale du socle birrimie!l.
La
formation
caractéristique
de
la
série
de
Mako
est
cor,stitLioée
par
des
formations
sédimentaires
intimeme'!t
mêlées à des roches volcaniques basiques et volcano-sédimentaires.
Les
forrnat.icns
volcar.iques
forment
une
bar.de
continue
allant
de
la
région
de
Mako
à
la
falaise
de
Télmboura.
Elles sor.t constituées d'anciens basaltes.
gabbros,
dolérites,
andésites,
rhyolites
et
même
de
petits
massifs
d' uLtrabasites
a.bondants
dans
la
reglOn
de
Mako.
Des
travaux
plus
récents
(Bassot,
1969
Bassot
et
Caen-Vachette,
19SL
Ngom.
1985)
ont
mis
en
évidence
ùéins
ces formations des structures en pillow lavas.
Les
for"matior.s
sédimentaires
sor,t
cons[it1.l~es
de
grauwackes,
d,~
sch~stçs, d'anciens
jaspes,
Ù' argllites
ajoutvn5
à
cel ô.
l' e x i ste n c e
de
cl eux
a s sis e s
c a dJO n a té e s
l e n tL cul Ci Ü" e s
a ffl e u r a. ,1 t
au
NE
de
Kérékunda
cr.
aU
Suc
de
Makana
(Ngom.
1985).
rJotons
que
vers
son
extrémité
sud-est,
la
sér~e
ccmprend
5Urt0U:
des
grauwackes pa dois con ~~ 1,:,rr:2 '--ci Liq ues.
L i~lten51té
1
du
méta tT'~crp h 1S me
ayane
~~ ç
~
êil1 12cre
ces
formations
est
qt:elque
peu
controversee.
D' après
Bassot
(1969),
le
métamorphisme
est
en
généra.l
de
faible
intensité
Ll
est
[~JoLnt
en
cela
par
Ngom
\\1985 )
qui
soutient
que
les
"roc h es
vertes '1
à
la

---

-
()
-
hauteur
de
Sabodala,
sont
entièrement
métamorphisées
dans
le
faciès
schiste
vert.
Par
contre.
Debat
et
al.
(1982)
indiquent
que
la
sene
de
Mako,
dans
ces
parties
centrale
et
méridionale.
est
peu
ou pas métamorphique.
Malgré
la
C2.rence
d'une
analyse
structuraie
déta illée,
Bassot
note
que
les
pendages
d e I a
s é ne
de
:Vi a k 0
san [
sub-verticaux
ou
fOétement
pen tés
vers
Le
NW
et
l'ensemble
lui
semble plissé isoc l inalemcn t.
- Série du Dialé -
Elle
se
localise
entre
la
série
de
Mako
et
la
bordure
occidentale
du
granite
de
Saraya.
La
série
du
Dialé
est
constituée
de
roches
sédimentaires
composées
de
pélites
et
grauwackes
a vec
des
pa ssées
congloméra tiq ues
et
des
schistes.
Elle
comp rend
en
outre
des
lentilles
de
cipolin
dans
la
zone
de
NDébou-lbel,
Bandafassi
et
d' Ilimalo
et
des
schistes
graphiteux.
Veés
l'Est de
la
série,
on
a
une
formation
épaisse
qui
pourrait
c'Jrrespondre
à
un
flysch.
Cette
série
est
affectée
par
un
léger
métamorphisme
et
par
un
métamorphisme
de
contact
lié
au
massi.f
granitique
de
Saraya.
Les
pendages
de
la
série
sont
généralement
très forts et orientés vers le NW ou V1NW.
- Série du Daléma -
Située.
à
l'Est
du
granite
de
Sara.ya,
la
série
du Daléma ressemble
à celle du Dialé.
Elle
est
formée
de
schistes
et
de
bancs
de
grauwackes,
ce
qui
rappelle
le
"flysch"
du
Dialé.
On
note
cependant
une
abondance
des
niveaux
carbonatés
surtout
développés
à
l'Est,
de
même
que
l'existence
d2
filons
ou
de
petits
amas
de
roches
granitoïdiq ues intrusi ves.
Les
faciès
à
biotite
sent
plus
fréquents
et
les
roches
peuvent
parfois
prendre
l'aspect
de
micaschistes.
Lecalement,
autour des intrusions gran l toïdiq ues,
il se développe un métamorphisme
de contact.
La
tectonique
de
cette
série
se
traduit
par
une succession de synclinaux et d'anticlinaux.
- - - - < 0 0 0 - - -
~'.

---

- l -
PRE MIE R E
PAR T l E
LES ROCHES M~TAVOLCANIQUES
DE LA RÉGION DE KONKOTO
.
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---

- ~o -
r.1 - rNTRODUCTIO~
Le::
roches
rnétavQlcaniq1les
forment
L:.0..
t'lambea.tl"
orienté
grossièremera
N-S.
Elles
s'intercalent
entre
les
forma~ions
basiques
à
l 'Ouest
e~
l'ensemble
grancdioritique à l'Est
(fi.g.
3).
Au
nivea.u
de
cette
zonè
on
renconu-e
les
reliefs
lèS
plus
acc<2:1tués.
en
général
occupés
par
des
formations
latéritiques
cette
morpholc·gi.t:
est
fréquente
dans
Li
zone
sahélie:1ne
(Zonou,
1983l.
La
Séologie
da:1s
ce
sec leur
est
rendue
difficile
pa::"
l'apparente
monotonie
des faciès et l'accès plus difficile.
Sur
le
terrain.
on distingue
trois
grands
'2nsembles
à l'intérieur du la.mbeau de rOC~les m~tavolcaniques
Un
ensemble
basaltique,
qui
couvre
la
quasi
totalité
de
la
superficie
occupée
par
les
roches
métavolcaniques.
Ces
roches
présentent
un
grain
fin
et
homogène
et
une
cobra tion
verte.
Elles
peuvent
présenter
une
struct1.lce
en
pillow
lavas
avec
peu
ou
pas
de
ciment
inter-coussin
contrai.rement
à
celles
du
Sud
dans
la
région
de
Sabodala
(Rocci,
communication
orale).
f\\
l'intérieur
de
ce
groupe,
nous
associerons
pour
l'instant
un
ensemble
de
roches
volcano-sédimenta ires
à
tendance
andésitiq ue..
Ces
formations
sont
très
peu
représentées
et
ont
été
observées
uniquement
à
l'intérieur
des
roches
métavolcaniques
à
environ
2
km
au
Nord
de
l'ancien
village de
Konkoto.
Un
ensemble
dè
roches
grenues
intrusif
cl
l'intérieur
du
premier
ensemble.
Nous
a vans
dér.orn bré
trois
pointements
de
roches
ultrabasiques
et
pas
moins
de
six
ppu.~s épidiorites à
l'intérieur
des roches méta volcaniq ues.
Leur r~.Wii:"tliidn;;;semb le ordonn.2e puisqu'on
note
une
plus
grande
fréquen~i:</des-------".Ja~\\'~s épidioritiques dans
la
partie
orientale.
Leur
orgàI).isation
'g\\él1.~rale est
sensiblement
la
même.
Les
massifs
sont
de
I:~!~~z'~~.:.Ee à i:~a centaine de mètr~s,
sub-arrondis,
avec
pour
les',- ,~pIQlOntè'S,) Çl'-fis
bordures
Jalonnees
d'enclaves
de
la
roche
encaiss'ante
(métab~s~d/lte) qui peuvent ddns
certains
cas
atteindre
50
cm \\te<>d-i-a-metrlff tandis
que
pour
l"s
bb
1
l
' \\ . 1
c;.:>Y/Y .
,
'
ga
ros,
Les
contacts
avec
a
l.".d€/1ene[l;'~_l'l'Calssante
n ont
pas
éte
observés.
~Lo-.,,-,-~.'"
-
Un ensemble de filcns de nature dacitique et de
faible puissance
{l
à
2
ml,
qui
recoupent
les
formations
précédentes.
Ces
filons
sont
peu
déformés
et
présentent
des
contacts
nets
avec
l'encaissant.
Ils
se
localisent
essentiellement
aux
environs
de
l'ancien
village
de
Konkoto.
La
di:-ection
N
SO-N
60
(c'est-à-dire
perpendiculaire
à
l'allongement
du
lambeau
de
roches
métavolcaniques)
est
très
fréquente.
Toujours
a
propos
de
filons,
signa Ions
l'abo!'1dance
de
filons
de
quartz
qui,
la
plupart
du
temps s'orientent parallèlement
à la direction N-S.
1.2 - ETUDE PETROGRAPHIQUE
1. 2.1 - Roches à CO!;l I)Qsi tion basaltique
CèS
forma.tions
constituènt
lél.
rna:;eL~re
pdLtie
de
l'ense.mble
des
reches
volcaniques
~t
volcano-sédi.mentaires.
Elles
sont
communé:nen:
appelÉes
"roèhes
vertes".
On
les
l'et l'OU ve
aussi
en
encla.ves,
a
l'intéri.eur
des
formations
basiques
de
la
partie
occidentale
et
dans
l'ensemble
granodioritique.
Dans
notre
secteur d'étude,
l'échantillon
type
de
ce
faciès
peut
être décrit cemme

---

-
11 -
......_ _~_-:-_ _--;i3mm
Fig. 4 - Texture microlitique èendritique des b2saltes. Les plagioclases
s'orientent de manière quelconque dans
un
verre qui a subi un
refroidissement rapide.
_ _ _ _ _ _ _,Q4mm
Fig. 5 - Détail des microcristaux de plagioclases squele~tiques très
allongés et quelquefois courbés •
. . ".

---

-
12
-
é:ant
une
roche
de
couleur
verte
dépourv1le
de
phénocristaux.
Cette
zone
est
affectee
par
une
schistosité:J 5 dans
la
pa[;:i~
septentrionale.
tandis
qu'elle
serait
de
N
70
dans
lil
partie
sud,
aux environs du hamea'J. de culture de Samadala.
Dans
la
pa rtie
pétr,:,g ra ph iq ue,
nou 5
étudierons
successivement
:
-
les ba sa ires
-
les doléri tes
-
les gabbro;5
1. 2.1.1 -
Les basaltes
Parmi
les
différentes
roches
qui
constltuent
l'ensemble
des
"roches
vertes",
les
basaltes
sont
largement
plus
répandus
que
les
autres.
Ils
affleurent
bien
sur
la
route
Moussa la
Konkoto
et
au
pied
des
plateaux
latéritiques
situés à l'Ouest du village de Moussa la.
La
texture
de
la
roche
est
de
type
lr.icroli-
tique
dendritique
(fig.
4).
Les
plagioclases
et
le,5
amphiboles
forment
de
fines
a iguilles
très
allongées
sou ven t
assoc iées
en rosette.
Ces
minéraux
présentent
des
bordures
dentelées
qui
s' emboîtent
les
unes
dans
les
autres.
Une
telle
texture
a
été
interprétée
comme
résultant
d \\ un
refroidissement
ra pide
de
la
roche
mise
en
place
en
milieu
aquatique
(Bryan,
1972 ;
Lofgren,
1974
Baragar
el
aL,
1977).
Les
plagioclases
(An
'"
30-65)
sont
très
effilés
( '" 1
mm)
et
quelquefois
courbés,
associés
en
macles
composées
en
généra l
de
deux
individus
(fi.g.
5).
L' amphibole
de
type
hornblende
ou
actinote
a
un
aspect
fibreux.
Elle
existe,
soit
sous
forme
de
grands
cristaux
très
allongés,
soit
sous
forme
de
petits
grains
à
l'intérieur
de
la
mésostase.
Elle
constitue
la
principale
phase
ferromagnésienne.
Les
minéraux
accessoires
sont
composés
de
petits
g ra ins
de
!TI inéra u x
opaques
(ti ta nomag néti te)
répa rti s
uniformément
à.
l'intérieur
de
la
roche.
Ils
sont
souvent
associés
à
du
leucoxène.
En
ou tl-e.
on
note
la
présence
de
calcite
et
d'épidote.
Quelques
Limes
minces
conIiennent
de
rares cristaux de quaetz.
Signalons
que
ce
faciès
est
traversé
pa. r
des
filonnets
remplis
de
quanz,
de
calcite
et
de
minéraux
opaques.
l. 2.1. 2 -
Les dolé-rites
Les
doléhtes
ferment
des
filon~
d~
quelques
mÈtres
(5
m)
de
large,
qui
recoupent
les
formations
encaissantes
par
exemple
imf',édiatement
à
l'Est
de
l'ancien
village
de
Konkoto,
sur-
lei
coute
Konkcto
Moussala.,
ou
sub-pa-rallèles
à
la
schistosit~ cie
la
roche,
par
exemple
ü
2
km
au
Nord
de Konkoto.

---

-
13 -
La
roche
eSI.
rout
comme
lèS
basaltes,
de
couleur
verte
mais
sa
texture
est
bien
cons~rvée, ce
qui
rend
son
identifi-
cation
plus
aisée.
C'est
une
texture
ophitique
avec
de
g:clndes
amphiboles
(>2 mm),
englobant des lattes de plagiocla.ses non jointives.
Dans
le
détail,
certaines
zones
d'une
même
lame
peu'Jer.t
montrer
une
concentration
rlus
importante
de
plagioclases.
qui
devienn<2nt
jointifs,
pa~:;ant a:.nsi à une texture sub-ophltique.
Les
plagioclases
(oliQoclase,
andésine)
SOIlS
forme
de
baguettes
(l
mm)
avec
des
bo--;'uures
dentelées,
mont:-ent
des macles polysynthétiques et de Carlsbad assez fréquentes.
L'amphibole
de
Lype
acLinote
et
hornblende
se
présente
sous
trois
aspects
i)
sous
forme
de
plages
xénomorphes
avec
beaucoup
d'inclusions
de
lattes
de
plagioclases
disposées
de
manière
quelconque
ii)
en
gerbe
formée
r ar
l r association
de
fines
aiguilles
d'actinote,
ces
gerbes
se
localisent
essentiellement
dans
les
interstices
laissés
par
les
autres
minéraux
iii)
sous forme
automorphe
avec
une
bordure
constituée
de
hornblende
et
un
coeur
renfermant
de
l'actinote
et
des
quartz.
Elle
résulte
probablement
de la transformation d'un ancien pyroxène zoné.
Les
dolérites
sont
relativement
plus
riches
en
minéraux opaques que les basaltes.
1. 2 . 1. 3 - Les g a b b ro s
Les
gabbros
se
localisent
dans
la
pél::-tLe
occiden-,
tale
du
lambeau
de
"roches
vertes".
Ils
forment
déS
dykes
d' une
dizaine
de
mètres
sub-parallèles
à
la
schistosité.
De
par
leur
coloration
verte,
ils
ressemblent
aux
basaltes
mais
la
taille
du
grain
devient
plus
grosslere.
Le
contact
avec
l'encaissant basaltique
est
franc,
cependant
nous
n'avons
pas
observé
de
bordures
figées.
Honnis
leur
texture
nettement
grenue,
les
g'abbros
ne
présentent
pas
de
variations
dans
la
composition
des
différentes
phases
minérales.
Toutefois
en
note
a
l'intérieur
des
cri.staux
d'amphibole
(2
mm)
l'existence
d'une
deuxième
génération
d'énTlphi-
boles
formées
par
de
petits
grains
(0,05
à
0,2
mm)
souvent
isolés,
qui recoupent les clivages des premiers.
1.2.2 -
Roches pyroclastiques à composition andésitique
Elles
sont
faiblement
représentées
au
sein
des
"roches
vertes".
La
r'o,:he
devient
nettement:
plus
cLai::-e
avec
de::;
débris
clastiques
millimétriques
de
plagioclases,
de
quartz
et
de
schiste
graphiteux.
Les
fragments
sont
en
général
anguleux
mais
les
éléments
graphiteux
peuvent
avoir
un
aspect
arrondi
(fig.
6.1).
Sur le
terrain,
nous
n'avons
noté
aucune
différence
fondamentale
concernant la taille de ces éléments.
-
Eléments clasüaues -
~es . n!é'Qiocli:i.ses
(An
30)
son'\\:
ô.bo:tdailts
et
présentent
une
forme
Q."utomorphe
<3.·vec
des
contours
anguleux.
ce
qui
donne
à
la
roche
une
texture
felsitique
netteme:tt
fYlarqutfe
(fig.
6).
Leur
taille
est
variable
(de
0,05
à
l
mm).
Les
ma.cLes
polysynthétiques
et
Carlsbad
sont
bien
visibles
mais
les
minéraux
présentent un fond trouble en lumière naturelle.
Le q'clartz «5 5b)
est au~o~norphe avec une extinction
ondulante.
Il
présente
suc
certaines
faces
des
phénomi:nes
de
recuit
(fig.
6b) .
Il
est
peu
abondant
par
rapport
au
plagioclase
et à
l'amphibole.

---

-
l ~ -
Fig. 6 - Texture d'ensemble des roches pyroclastiques
de nature andésitique.
- - - - - m " ,
:--'O.Smm
Fig. Sa - Elément arrondi
Fig. 6b - Débris de quartz montrant des phénomène~
de schiste graphiteux.
de recuits sur Q~e face.
Fig. 6c - Elément à texture
Fig. 6d - Fragment de matière volcanique.
granophyrique.

---

- 15 -
Quelques
fragments
de
l
mm
de
diamètre
constitués
et
le
feldspath
ont
par
l'association
graphique
entre
le
quanz
été observés
(fig. 6c).
Les amphiboles de type hornblende sont auwmorphes
et
présentent
souvent
des
macles
simples.
Elles
subissent des transfor-
mations en chlorite.
-
Matrice vitreuse -
Tous
les
éléments
clastiques
précédemment
étudiés
sont
pris
dans
une
matrice
constituée
d'ancien
verre
volcanique
en tièremen t dévitrifié
(fig.
6d).
D'après
sa
texture
et
sa
composition
minéralogique,
il s'agit d'un tuf pyroclastique,
andésitique.
1.2.3 -
Intrusions basiques à l'intérieur de la série volcanique
La
série
volcanique
et
volcano-sédimentaire
que nous venons d'étudier est truffée d'intrusions de nature gabbrol"o.ue
dioritique
et
plus
rarement
tonalitique.
Ces
roches
n' a.yant
fait
l'objet
d'étude,
ni
géochimique,
ni
minéralogique,
nous
nous
conten-
terons
de
signaler leur existence
et
de
faire
une
étude pétrographique
aussi sommaire soit-elle des principaux faciès.
Nous
pouvons
d'emblée
subdiviser
ces
roches
en deux grands groupes
-
les
roches
sombres
(métabasites)
avec
peu ou
pas
de
minéraux
blancs
les
roches
claires
(épidiorites)
avec
une
prédominance
des
minéraux leucocrates.
-
Métabasites -
La
roche
est
très
dense
avec
un
fond
de
couleur
verdâtre.
Les
surfaces
altérées
metten t
en
évidence
l'existence
de
phénocristaux
d'amphibole,
dont
la
taille
est
supéf'ieure
à
un
centimètre.
L'affleurement
à
l'Est
de
Konkoto
est
traversé
par
un
système
de
diô.clase
orienté
suivant
la
direction
N12ü
-
45°5\\<1 et
N40
sub-vertical
décalée
par
rappert
à
la
première.
Nous
n'avons
pas
mené
une
étude
exhaustive
de
ces
stocks
de
roches
basiques
mais
elles
semblent
plus
fréquentes
dans
la
partie
occidentale
de la série volcanique.
Il
est
difficile
de
caractér.iser
la
texture
de
la
roche
à cause
des
phénomènes
de
transformation
(hydrbthermaux ?),
cependant,
les
zones
les
moins
affectées
(où
les
pyroxènes
sont
relativement frais)
montrent une texture de cumulat.
Le
clinopyroxène
(" 50
%)
automorphe
a vec
des
macles
simp les
et
plus
ra remen t
polysynthétiques
constitue
le
minéral
le plus abondant.
11 se transforme en ouralite.
L'olivine
entièrement
serpentinisée
conserve
ses
anciennes
formes
automorphes
et
ses
craquelures
cicatrlsées
par des dépôts de minéraux opaques.
L'amphibole,
comme
nous
venons
de
le
voir,
peut
provenir
de
la
transformation
d'un
ancien
pyroxène.
DarlS
ce
cas,
elle
a
les
cêu·'ictères
optiques
des
trémolites
ou
des
actinotes

---

- lô -
f ./:
.... ";';'~
"1.-'-::-
":;li
~ ..•
".~
'~&
i l /
"
.
. .'
$;",
>------------lrn~
Fig. 7 -
Texture microgrenue porphyrique des filons de nature dacitique .
.......
---< a.2mm
Fig. 8 - Transformation d'un phénocristal de pyroxène.
A = Amphibole ; Chl = Chlorite ; Ep = Epidote
Q = QUé'J::'tz
. i:.

---

- 17 -
et
se
développe
de
préférence
de
la
bordure
vers
~e
coeur
des
pyroxènes.
Elle
peut
aussi
être
primaire,
auquel
cas
elle
forme
des mégacrista ux
( > 1 cm)
tl-ès poecilitiques ae type
hornblende.
-
Epidiorites -
Contrairement
aux
métabasites,
les
épidiorites
se
localisent
essentiellement
dans
la
partie
orientale
du
lambeau
de
roches
volcaniques.
Elles
constituent
de
petits
rna,ssifs
de
Li
dizaine
à
la
centaine
de
mètres,
dont
les
bordures
sont
jêJ,lor.nées
d'enclaves
magmatiques.
La
roche
est
de
couleur
vert-olive
mouchetée
de blanc,
ce qui contraste fortement avec l'encaissant volcanique.
Les
plagioclases
(36
%),
automorphes,
sont
entièrement saussuri tisés.
Le
quartz
(2
%)
forme
des
agrégats
allongés
d'environ
0,5
centimètre,
composés
de
petits
cristaux
\\0,1
mm)
(l
contours polygonaux et à extinction ondulante.
L'amphibole
(60
%),
automorphe
avec
des
macles
composées
de
plusieurs
individus
et
des
clivages
souvent
déforrr:és,
renferme des
reliques de pyroxène.
Les
minéraux
accessoires
apatite
en
cristaux
trapus,
épidote,
leucoxène
et
minér'aux
opaques,
s:)nt
fréquents
da ns ces faciès.
Ces
roches
présentent
des
microfractures
remplies
de minéraux d'origine
hydrothermale,
tels que l'épidote et la calcite.
1.2.4 -
Les filons tardifs de nature dacitique
Bien que fréquentes dans les séquences volcaniques,
les
dacites
représentent
un
faible
volume
de
l' ensemb1.e
volcanique
et
volcano-sédimentaire
de
notre
secteur
d'étude.
Elles
s'organisent
en
filons
de
faible
puissance
et
les
contacts
avec
l'encaiss3.nt
basaltique
sont
toujours
nets.
la
roche
est
de
couleur
grise
avec
des phénocris ta ux de fe ldspa ths de cou leur blanche.
La
roche
a
une
texture
microgren ue
porphyri que.
Elle
est
constituée
de
phénocristaux
de
plagioclase
et
d'amphibole
baignant dans une matrice quartzo-feldspathique
(fig.
n.
Les
plagioclases
(An
25)
sont
de
taille
variable
(0,1
à
7
mm).
Ils
sont
automorphes
et
zonés.
Les
accolements
en
syneusis
de
d,e~x. o~
de
plu sieu rs
individus
sont
fréq uen ts.
Ils
1,
sont
souvent
senCltlses
mais
les
macles
polysynthétiques
et
Carlsbad
restent bien visibles.
Les
amphiboles
peuvent
avoir
plus,ieurs
origines
primaires
ou
secondaires.
Cependant,
il
est
rare
de
trouvet'
de
l'amphibole
non
altérée
ou
provenant
de
la
transformation
d'autres
minéraux
(particulièrement
GU
Cpx)
c'est
la
raison
pour
laquelle
il
importe
de
faire
une
distinction
entre
les
différentes
sortes
d'amphibole~ ou plus pr'écisén:ent de ce qu'il en reste.
-
Amphiboles provenant de Ll transformation des pyroxènes -
Ces
amphiboles
proviennent
de
la
transformation
"
~
des
phénocristaux
de
pyroxènes
magmatiques.
La
structur-e
de
l'er.-
semble
est
zonée.
Elle
présente
au
coeur,
du
Cpx
relativ>2ment
frais
entouré
par
de
l'amphibole
avec
des
digitations
de
quartz
et
le
tout
est
cerné
par
de
la
chlorite
verte,
jalor.née
d'inclusion
de minéraux opaques et d' épidote
(hg.
8).

---

-
13 -
5
7. 75
7.5
7.25
7
Si
~75
;
6.,
1
Tr01":101: te
1
1
~lagnes io-Hornblerlc.le
;'.c: ii',o l i tic
:::.
:::.
Acti:îoli te
66
C-
c..
:::.
:::.
rrarn~lende
0,5
Ferro-Actinolite
fe rro-
Fe rra - r:o rnb l enèe
.-\\ctinoliti
!:ornblende
o
Fig. 9 -
Nomenclature des ~~phiboles, d'après Leake (1978).
AIIV
2
t6
0.
t.
t.
1.2
A
~
A
.8
A
.0.
.4
o- - - - -....r:::- - -........
2
4
-:-----..-;:.S=-------=.S,.----
IV
Fig. 10 -
Diagëarrme Al
-(Na+K), Leake (1965a).

---

-- 19 -
Cette
disposition
peut
s'interpréter
comme
résultant
cl' une
altération
hydrothermale
des
filons
dacitiql1èS.
Le
clinopyroxène
se
serait
alors
transformé
en
ouralite
(en
libérant
de
la
silice,
que l'on retrouve sous forme de qua~-tz, en inclusion dans l'amphibole)
et
ce
dernier
se
serait
à
son
tour
transformé
en
chlorite
associée
à des minéraux opaques et à l' épidote.
Cpx
..
ouralite
..
chlorite + épidote + mlneraux opaques
quartz
-
Amphiboles primaires transformées en chlorite -
Ces
minéraux
ont
une
forme,
soit
losangique,
soit
rectangulaire
et
une
taille
plus
modeste
(1,5
mm).
Ils contiennent
de
petites
inclusions
d' apatite
et
sont
entièrement
transformés
en
chlorite
verte.
Les
cristaux
sont
parsemés
de
granules
d' épidote
qui
peuvent
dans
certains
cas
se
disposer
parallèlement
aux
clivages.
La
transformation
de
l'amphibole
en
chlorite
respecte
la
forme
du minéral préexistant.
La
matrice
cie
la
rcche
est
assez
homogène.
Elle
est
constituée
d' un
ensemble
de
microcristaux
de
quartz,
plagio-
clase,
chlorite et épidote.
1.3 - ETUDE MINERALOGIQUE
1.3.1 - Introduction
Cette
étude
portera
essentiellement
sur
les
amphi-
boles
qui
représentent
à
elles
seules
la
quasi
totalité
des
minéraux
ferromagnésiens exprimés
(Tab 1.
1).
Comme
énoncé
dans
l'étude
pétrograph iq ue,
au
moins
deux
générations
d'amphiboles
peuvent
être
distingués
:
une
amphibole
poecilitique
de
grande
taille
avec
ou
sans
reliques de pyroxène
;
une
amphibole
de
petite
taille.
automorphe,
se
développant
a
l'intérieur de la première.
Ces
deux
types
ne
présentent
pas
èe
caractères
optiq ues très différents.
L'analyse
chimique
de
ces
amphiboles
révèle
qu'elles sont calciques
suivant la classi.ficati.on de Leake (1978)
(Ca+Na)8
> 1,34
Na B
<
0) 67
(Na+K)A
< 0,50
T-
. l
<
0.50
1.3.2 - Caractères chimiques des amphibole~;
Repla_cées
dans
le
diagramme
de
classification
de
Leake
(1978),
ces
amphiboles
montrent
des
compositions
de
horn-
blende
magnésienne
et
de
hornblende
actinolitique
(fiQ.
9).
Elles se
caractérisent par une rema rqua ble constance du ra? port XMg Uvtg/Mg+Fe 2 ) ,
par contre Si est sujet à de fortes
variations.

---

- 20 -
Ti
.4
.2
.,
7.8
7.4
7
6.6
6.2
5.8
Si
Fig. 11 - Diagr~~e Ti-Si montrant une corrélation positive entre le
titane et la silice et la nature métamorphique des amphiboles
des "roches vertes".
"
AJVI
1.2
".
"
.a
·4
5
6
7
8
Si
Fig. 12
Séparation des amphiboles de basses et de haui:es pressions,
d'après Raase (1974).

---

-
21 -
1'1
Dans
le
diagramme
AI
-(Na-,-K)A
de
Leake
(196Sa),
on
remarque
la
faible
teneur
en
Na+K
du
site
A
et
une
augmentation
1'1
progressive
de
AI
vers
les
hornblendes
magnésiennes
(fig.
10).
Par
ailleurs,
en
reportant
les
données
dans
le
diagramme
Ti-Si
de
Leake
D96Sa)
et
'1ejnar
(1975),
toutes
les
amphiboles
analysé'2s
se
révèlent
être
métamorphiques
(fig.
Il)
contrairemeni:
à
celles
des
roches
basiques
de
la
partie
occidentale.
Les
teneurs
très
faibles
en
titane
(témoin
du
métamorphisme)
diminuent
avec
l'accroissement
de
la
Silice.
La
nat'Jre
métamorphique
de
ces
amphiboles
pourrait
expliquer
l'absence
de
tschermakite
et
de
pargasite
considérées
par Hutchinson (1978) comme étant des amphiboles ignées.
En
vue
d'une
éventuelle
comparaisor1,
rappelons
que
(Na+K)
déterminé
dans
la
formule
structurale,
dépend
de Fe.3-'-
qui est calculé ici selon la méülOde proposée par Leake,
1978.
Afin
de
distinguer
les
amphiboles
de
basses
pressions
de
celles
de
moyennes
pressions,
plusieurs
auteurs
ont
1'1
fait
appel
à
leur
teneur
en
AI
(Leake,
1965
Kostynk
et
Sobeler,
1969
Raase,
197L
Laird et
Albee,
1981),
en
Na
(site
A)
(Laird et
Albee,
1981)
et
en
Ti
et
Al
(Hynes,
1982).
Conformément
à la classifi-
cation
de
Raase
(974),
les
amphiboles
des
roches
métavolcaniques
du
"lambeau"
de
roches
vertes
de
Konkoto
se
placent
dans
le
champ
de
basses
pressions
(fig.
12).
Ce
diagramme
permet
aussi
de
mettre
en évidence la tra nsforma tion des
hornblendes en actinote s qui s'exp lia ue
par
une
s u b st i tut ion
de
AlI V
e t
deS i.
Ce rt e
s u b s ti tut ion
s e
t~r a d'uit
par une corrélation négative entre Si et Al.
Au
niveau
chimique,
il
n'est
plus
possible
de
faire
une
distinction
entre
les
amphiboles
poecilitiques
et
les
petites
amphiboles
automorphes
qui
se
sont
développées
en
leur
sein.
Ce
qui,
soit
dit
en
passant
n'exclut
pas
l'existence
de
deux
générations
d'amphibole
mais
pourrait
résulter
d'un
rééquilibrage
entre
les
deux phases.
Quant
à
la
prédominance
de
la
hornblende
sur
les
autres
phases
ferromagnésiennes,
deux
processus
peuvent
être
envisagés
:
magmatique,
par
une
2 ugmentation
de
dans
le
liq u ide
résiduel entraînant une destabilisation du Cpx.
-
post-magmatique,
dans la t"oche totalement consolidée.

---

- 22 -
EDT~-C~?G-HA~CY
1
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H>lHC:
:
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............•....
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12,27
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l , 06
1 . 17
.91
1 .19
1 . J 1
, . 04
.71
.77
1<20
,20
,)7
.24
.3J
,21
.09
, 09
' 17
F
.00
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,00
.00
,00
. 00
.00
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CL
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· aa
. 00
,00
.00
. 0 Q
. 0 Cl
, 0 ')
TOTAL
97.9:5
96.:'2
96,83
96.70
97,J~
""'.29
9:5,81
9:5.93
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9.39
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3.24
11.27
7.91
9.:58
9.63
1(J,28
H20r."L
2.Q8
2, 04
2, 0:5
2. 03
'2, 07
'2 . 0:5
2 , 0:5
'2, 04
tl, TOTAL
100,63
99.oe
'J'J.)'!
99, 09
, 0 0.26
98.76
98, 09
98.19
FORIIULE STRUCTURALE 'SUR
LA [JASE
DE 23 OXYGENES
SI
6.HI
6.77'
6.~07
6.71 0
6.740
7. 092
7.3136
7.316
ALlv
, .001
1 . 22~
1.093
1 .290
1.26 a
.908
.6) "
.68"
T
8.000
8. (j 0 a
s.ooo
a. 1) aa
8.000
8.000
e, 00 C
e. 0 a 0
ALYI
.423
.460
.358
.432
.375
.371
.333
.308
CRe
· 00 1
.000
.000
.000
.000
.000
.016
· 03"
TIC
.023
. o~e
.060
. 104
· 067
. 036
.0' ..
· 024
FE3C
.641
.576
.553
.402
.918
.455
.2~0
.244
FE2C
1.129
1 .243
1.127
1 .39J
.9:57
1 . 170
1.17'
1 .260
1'1 He
.044
.032
.0:5.
.055
· 027
.035
.033
· 034
PlCC
2.727
2.621
2.949
2.61ll
2.643
2.920
3.169
3. 0,7
C
4.987
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1.784
1 . e3:5
1.980
1 . '22
1.713
\\ .949
1. e8:5
1
900
NA8
.216
. 1~.5
.120
.078
.287
.' :l'
.11 :5
· 100
e
2.000
2. 0 a a
2.000
2.000
2.000
2.000
2. 000
:2 . 000
H~A
.079
.16':l
.138
.263
.880
.144
.085
.119
~'A
.037
.069
.045
.062
· aH
. 01:'
. a17
.0::;2
"
.116
.2J8
., 82
32:5
• , 1 ,
.160
.102
.151
TOTALCAT
1:5.10)
1:5.228
1:5.182
1S. J:Z 1
1 :S' 1 07
1:5.148
1:5.093
':l. 15'
XI'IC
.707
.(.79
.716
.6:52
.734
.714
. no
.71 i
M0"
"C
H8
/'IC
H8
"C H8
rie He
MC
He
l'IC
He
ACT
HB
ACT
He
Tableau(l)
.:,

---

-
23 -
1.4 - GEOCH lM l E
1.4.1 -
Géochimie des éléments majeurs
1.4.1.1 -
Variation des oxydes
Une douzaine d'analyses cmmiques ont été effect'Jées
sur
ces
formations
p réa la blement
reconnues
pae
l'étuèe
pét [-og raph i que
comme
étant
des
basaltes,
gabbros,
dolécites,
tufs
et
dacLtes.
Etant
donné
l'âge
inceetain
des
tufs
et
taedif
des
filons
dacitio.ues,
leur
analyse
servi::-a
plus
à
définie
leue
nomenclature
qu 1 à
établie
leurs caractères génétiques.
Certains
dLagrammes
que
:10US
avons
utilisés,
ont
été
établis
a
partir
des
données
brutes
reca.lculées
à
sec,
c'est-à-dire
en
éliminant
la
perte
ilU
feu.
Les
normes
CIPVl
ont
été calculées en fixant le Fe 0] à 1.5 % suivant les méthodes indiquées
2
par Miyashiro et al.
(1969)
et Kay et al.
(970).
-
5i0
est
relativement
peu
élevé
(L.9,6 % en
moyenne) .
Il varie
2
entre 47 et 53 %.
A1 0
présente
des
teneurs
relativement
basses
( 14
2 3
moyenne)
et les écarts entre les échantillons ilnOlLysés
néglig~ables
(=1,5 %).
t
Fe 0
est
toujours
supérieur
à
11
(12
%
en
moyenne).
2 3
Il se distingue par ses teneurs constantes Il,31 à
12,57 %.
MgO
assez
élevé
(8 % en
moyenne)
présente
de
fortes
varia-
tions.
De
5 % dans
l'échantillon
Ml,
il
peut
atteindre des
teneurs
supérieures
à
10
%.
Il
est
comparable
aux
teneurs
des
basaltes
des
planchers
océaniques
(5
à
12
%),
mais
aussi
aux
basaltes
archéens
(Pearce
et
Birkett,
1974
Hawkesworth
et
O'Nions,
1977).
CaO
est
re la ti vement
élevé
(11
%
en
moyenne)
et
varie
de 9,92 à 12,25 %.
Na 0
est
faibie
(N 2
% en
moyenne) .
Il
varie
du
simple
2
au double
( 1 ,21
â
2,70) .
K 0
est
faible
(0,13
% en
moyer.ne)
si
l'on
ne
tient
compte
2
que
des
échantillons
non
ou
peu
transformés,
ce
qui
est
une
caracté-
ristique
des
laves
tholéi.'tiques.
Par
contre,
en
ajoutant
les
basaltes
en
enclaves
dans
les
granodiorites
ou
des
zones
mylonltisées,
la
moyenne
avoisine
0,5
et
les
teneurs
maximales
peuvent
être
20 fois
supérieures aux teneurs minimales
(0,09 à 1,76).
01
01
TiO?
est
toujours
infé::-i.eur
ou
égal
à
0,9
10
(0,8
/0
en
moyenne).
rï varie de 0,66 à 0,9 %.
Les
rapports
FeO/~lg0 sont
r-elativemen~ peu
élevés
(l,56 en
me yen ne)
et
peu
v a ri a b les
(1. 1.:.
à
l, 61).
Cep end a 11 t ,
l'écha nt ill on ~v! l ,
très altéré en lame mince.
montre un rapport
FeO/MgO très élevé
(2,63)
traduisant
ainsi
un
;zain
de
FeO
et
une
perte
de
tv/gO
lors
de
l'a.ltératicn.
~
.'
~.

---

-
24 -
1.4.1.2 -
Caractères chimiques
Pour
définir
le
domaine
auquel
appar:iennent
les
roches
métavolcaniques
du
secteur-
de
Konkoto,
~10US
utilise,cns
deux
diagrammes.
Le
premier
fait
intervenlL
diLectemer:t
l.es
pouLcen-
tages
d'oxydes
(Al.calin/Silice)
et
le
second,
les
dO!1nées
nOLmatives
(Ol'-Ne'-Q').
= Basaltes
2 = Basaltes hyperalumineux
3 = Basaltes alcalins
b~)
'\\~
<;>-'-
,"\\.
e,v
f {r;."'"
~
c>(~
~
10
Roches
ALCALINES
Roches
SUB-ALCALINES
40
60
70
80
S02
Fig. 13 - Diagramme Na 0 +K 0/Si0 . D'après la classification de Kuno
2
2
2
(1968),
les
basal tes
ont
des
caractères
tholéïtiques. Seuls
les
basal tes
des
zones
myloni tisées
ou en enclaves dans les
granitoïdes,
montrent
des
teneurs
relativement
élevées en
Na 0+K 0.
2
2
~Basaltes des zones mylonitisées ou en ~nclaves dans
les granitoïdes
*Basa2. tes
o Andési tes
, "

---

-
25 -
01'
Ne'
Oz'
Fig.
14 - Diagr~~e Ol'-Ne'-Qz' de Yoder et Tilley (1962).

---

-
26 -
Afin
de
distinguer
les
laves
alcalines
et
sub-
alcalines,
l'on
fait
souvent
appel
au
pourcentage
des
alcalins
et
de
la
silice.
Les
lianes
de
démarcation
entre
les
deux
domaines
varient suivant les auteu~s (Mc Donald et Katsura, 1966; Kuno, 1968 :
lrvine
et
Baragar.
1971
Hyndman,
1972)
mais
elles
demeurent
très voisines.
Dans les quatre cas de figures,
les points représentatifs
des
données
chimiques
des
roches
de
Konkoto
se
placent
tous
dans
le
champ
des
roches
sub-alcalines.
La
majorité
des
points
s'orientent
parallèlement
à
la
limite
définie
par
lrvine
et
Baragar
(op.
ciL)
hormis
trois
échantillons
qui
montrent
des
teneurs
en
alcalins
plus
élevées
et
rentrent
dans
le
domaine
des
basaltes
alumineux
définis par
Kuno
(1968)
(fig.
13).
En
regardant
la
répartition
de
ces
derniers,
on
constate
qu'ils
sont
localisés,
soit
dans
une
ZOne
de
mylonite,
soit
en
enclave
à
l'intérieur des
granodiorites.
(Le rap-
port
K 0/Na 0
est
supér-ieur
à
1 dans
les
enclaves).
Enfin,
soulignons
2
2
que
ce
diagramme
est
sensible
à.
l'altération
et
au
métamorphisme
et par conséquent,
ces résultats sont à prendre avec circonspection.
-
Diagramme 01' -Ne 1 _Q 1
L e d i a gr a m!Tl e
( 01 ' - Ne' -Q , )
est
é t a b li
sur-
la
base
de
la
composition
minéralogique
normative.
Il
correspond à
la
projection
du
tétraèdre
de
'l'oder
et
Tilley
(1962)
sur
le
triangle
basal
à
partir
du
sommet
Cpx.
Il
confirme
le
caractère
sub-alca.lin
des
roches
métavolcaniques
de
Konkoto
(fig.
IL).
Il
permet
aussi
de
mettre
en
évidence
trois
tendances
à
l'intérieur
des
roches
à
composition
basaltique
i)
un
ensemble
riche
en
olivi.ne
normative
composé
essentiellement
de
basaltes
peu
différenciés
ii)
un
ensemble
plus
différencié
plutôt
pourvu
en
quartz
iii)
un
ensemble
plus
représenté de basalte à composition intermédiaire.
- Affinités magmatiques -
Après
aV0ir
établi
la
nature
sub-alcaline
de
ces formations,
nous tenterons de déterminer leurs affinités magmatiques
(tholéïtique ou cako-alcaline).
- Diagramme A F M
Ce diagramme est couramment utilisé pour distinguer
les
senes
ca1co-alcalines
des
sénes
tholéïtiques.
Il
fait
intervenir
les
pourcentages
d'oxydes
de
fer,
de
magneslum
et
des
alcalins.
Les
roches
métavolcaniques
à
composition
basaltique
forment
une
traînée
sub-parallèle
à
la
face
FM
du
triangle,
marquant
ainsi
un
enrichissement
en
fer
et
une
légère
diminution
du
MgO
(fig.
15).
Elles
se
rangent
donc
dans
la
lignée
tholéïtique
de
la
partie
centrale
de
la
série
de
Mako
à
la
ha uteur de
Sa beda la
(Ngom,
1985)
et
s' incorporent
parfaitement
dans
le
domaine
des
la 'les
birrimiennes
du
Ghana
(Attoh,
1982)
et
du
Burkina
Faso
(Zonou
et
al.,
1985 ;
Karche et al.,
1986).

---

- 27 -
F
o
o
C\\LCO-:\\l.C\\!.. [:\\
AL..--------------------------~M
Fig. 15 - Diagramme triangulaire A-F-M (Nockolds et Allen, 1956).
t
-
Diagrammes Si0 ,
FeO ,
Ti0
en
fonction
de
FeO/MgO
2
2
Les
diagrammes
(Si0 /FeO/UlgO -
Fer:}/FeO/,.
J
-
2
lV'lgl.
TiO /
2 FeO/
)
de
Miyashiro
(1973)
nous
permettent
enc'xe
une fois
MgO
de
confirmer
le
caractère
tholéi'tique
des
formations
méta'/olcaniques
de
Konkoto
(fig.
16).
De
même,
on
constate
un
enrichissement en
5i02 et très légèrement en
Ti02.
((fig.
16A
et
Cl,
par
contre
les
teneurs
en
fer
sont
peu
vari.ables
en
fonction
du
rapport
FeO/~:lg(j.
L'enrichissement
en
silice
au
cours
du
fracti.onnement dans
le
dia-
gramme
Si.0 2/Feü /MoO
pourrait
indiquer
une
tendance
':alco-alcaline
de
ces
formatlons'=> ma.ts la.
constance
(ou
plus
exactement
les
faibles
var:-iations)
des
teneurs
en
fer
(fig.
168)
conforte
leur
tenddnce
tholértique.

---

- 28 -
Fed
Sj 0 2
/
/
-l'
60
/
il
1
-Ir
'\\
B
A
10
"-
5_
"- \\. TH
CA
'
5
5
/
\\
/
*
o
2
3
4
~gO
o
3
Ti02t
1.
- C
1.0
..
0.5
o
1
2
'1:'
ot
t/
'
Fig. 16 - Diagramme Si0 , . e
, Ti0
en fonction de FeO
MgO de Miyashiro
2
2
(1974).
C.A. = Calco-alcalin ; Th = Tholéïtique

---

- 29 -
-
Diagramme Ne -
Di -
01 -
Hy -
Q
Les
trois
tendances
que
cous
avons
notées
dans
le
diagramme
01' -Ne' -Q'
se
trJ.duisent
pa r
l' exist,~nce
de
deux
types
de
tholéïtes
dans
le
dLag!."'amme
Ne-Di-Ol-Hy-Q
(fig.
l ï) .
Des
tholéïtes
à
quartz
renferment
des
basaltes
à
quartz
(exprimé
ou
non) et
des
tholéïtes
à
olivine.
Cependant,
il
n'est
pas
exclu
que
les
phénomènes
de
silicificati.on
aient
pu
jouer
un
rôle
dans
la répartition de ces roches.
-
Ne
Di
---------------~:--------------------7Q
/
lHlLurn: fi ()IIi\\lrr:
1wq:.IIl1: ~ 01.lVINF
QI
Hy
Fig. 17 - Composition normative des basaltes dans le diagralrune de
Yoder et Tilley (1962).
*Basaltes (roches à composition basaltique)
!!IBasal tes des zones myloni tisées ou en enclaves dans
les granitoïdes
o Basal tes de Sabodala.

---

- 30 -
1.1..1.3 - Classification chimique
En
vue
d' a.ffecter
un
nom
aux
différentes "Coches de
la
sene
méta volcaniq ue
nous
avons
utilisé
le
diagramme
I. C. -% An de
Irvine
et
Baragar
(1971).
Il
permet
de
faire
une
distinction er.1:re les
basaltes,
les andésites,
les dacites et les rhyolites.
I.C. N.
= Ol+Opx+Cpx-rMgt+ Ilm+Hm
% An
= 100 x
An/An
+
Ab'
avec
Ab'
= Ab-rS/3Ne
(fig.
18)
Ces deux paramètres sont calculés à Diirtir des minéraux normatifs.
Ainsi,
les
roches
de
composition
basal tiq ue
sont
bien
des
basaltes
tholéïtiques,
tandis
que
les
tufs
sont
andési-
tiques et les filons dacitiques calco-alcalins.
8 0 , . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
Basaltes
60
...
)#.Jf..
...... ...
Jf..
I~
..
AndéSites
40
\\
0
\\
20
\\
\\
oL..----'-~-~--..L..--4~O------;::7----~
An~
Fig. 18 - Diagr~~e I.C.-%P~ àe Irvine et Baragar (1971).
*~oches à composition basaltique
o Roches à composition andési tique
5Filons à composition dacitique .
." .:.: .
.'.
' i
".

---

-
31 -
1.4.2 -
Géochimie des éléments en traces
1.4.2.1 -
Variation des éléments en traces
Les
concentrations
en
Ni
sont
très
élevées.
Elles
sont
toujours
supérieures
à
150
ppm
( 173
en
moyenne
si
l'on
fait
abstraction
de
l'échantillon
nO
1
qui
contient
309
ppm).
Ces
teneurs
sont
relativement
plus
élevées
que
celles
des
basaltes
tholéi'-
tiques
des
fonds
océaniques
récents
(Melson
et
Thompson.
1971
Erlank
et
Kable,
1976).
Cet
enrichissement
semble
être
llr.e
caracté-
ristique
des
basaltes
anciens
(Glikson,
1971
Condie,
1976
;
Nesbitt
et Sun,
1976
; Gill,
1979).
Les
teneurs
en
chrome
sont
relativemenL
constantes
de
220
à
334
ppm
(297
en
moyenne).
Elles
se
rapprochent
de
celles
de MOR B (Melson et Thompson,
op.
ci t. ) .
Le
cobalt
montre
des
ten.eurs
très
él-:.vées
(95 en
moyenne) .
Elles
peuvent
être
supérieures
à
150
(valeur
indicative
330)
dans
l'échantillon
nO
1.
Cette
forte
concentration
pouerait
s'expliquer
par
l'introduction
de
cobalt
dans
la
structure
des
magnéti tes
(Carr
et
Turekian,
1961
Paster
et
aL,
197L
Çatakli,
1983) .
Les
concentrations
du
vanadium
sont
peu
\\/ariables
246
à
276
ppm
(256
en
moyenne).
Elles
sont
typiques
des
basaltes
tholéïtiq ues
(Melson et Thompson,
1971
; Ohnenstetter,
1975
; Beccaluva
et al.,
1979).
Les
teneurs
en
Sr
sont
assez
constantes
112
à
137
et
relativement
peu
élevées
(127
en
moyenne).
Le
Rb
et
le
Ba
présentent
de
fortes
variations
(respectivement
< 10
à
29
ppm et
44
à
222
ppm). L'échantillon
182
peut
contenir
jusqu'à
91
ppm
de
Rb.
Cette
forte
concentration
est
sans
doute
due
à
l'interaction
entre l'encaissant granodioritique et l'enclave basaltique.
Le
niobium,
l' yttrium
et
le
zirconium
présentent
de
fa ib les
concentrations
(respectivement
5,18
et
48
ppm).
Le
rapport
élevé
de
Y/Nb
confirme
le
caractère
tholéïtique
de
ces
formations
(Floyd
et
Winchester,
1975
Winchester
et
Floyd,
1976).
Ces
trois
éléments
incompatibles
(Cann,
1970
Pearce
e!
Cann,
1971,
1973;
Green,
1980)
vont
nous
permettre
de
caractériser
la
nature
du
magma qui a donné naissance aux
roches méta volcaniques de Konkoto.
1.4.2.2
Caractéristiques
et
nature
chimique
à
partir
des éléments en traces
Les
faibles
concentrations
en
Ba,
Rb,
Sr,
Nb,
Z t-
et
élevées
en
V,
Ni
et
Cr,
confirment
le
caractère
tholéïtique
de
ces
formations.
Un
certain
nombre
de
diagrammes
basés
sur
des
éléments
réputés
immobiles
tels
que
le
Ti-Zr-Y--Cr
(Bloxan
et
Lewis,
1972
Cann,
1970
8ecca1uva
et
al.,
]984)
ont
~té
'-ltilisés
en
vue d'une étude géotectonique.
-
Diagrammes TVlOO -
Zr -
Yx3 et Ti-Cr
Selon
Smith
et
Smith
(1.976)
et
Morrison
(~978)
les
proportions des
trois
éléments
(Ti,
Zt- et y)
du premier dia.gr.:'lm~e
(fig.
19) demeurent cor.:stantes lors d'un rnétamorphisr.:e peu
Lntense.

---

- 32 -
D''J.ne
manière
empirique,
ce
diag:-am;r;e
r.0 i.l5
permet
de
f:;.,ire
une
dis;:inction
entre
les
basaltes
~ntraplaques (0),
ceux
des
rides
médio-ccéanique.3
(B),
des
tholértes
d'arc
lA.
et
B)
et
enfin,
les
basa.ltes
calco-alca~ins (B et C). Les '.:>asaltes de la.
région de Konkoto tomjem dans la Cd.3e
B( IA~,
/',10:::3,
CAS). Le caractère
tholéïtique
de
ces
basaltes
érant
acquis,
nous
avons
utilisé
le
di.agramme
Ti-Cr
(fig.
20) qui fait une
distir.ction
entre
les tvl0RB et
les tholértes d'arc.
La majorité des basaltes analysés a
des caractères
de
T-MOR Bavee des ra ppons Zr/Nb compris entre 9 et Il
(Le
Roex et
al..
1983
et
Sun
et
al.,
1979).
Cene
affinité
est
confi.r-mée
par le
diagramme triangu.laire K 0- Ti0 -? 20
(non figuré).
2
2
Zt4-.
--:.''fI3
Fig. 19 - Diagr~~e triangulaire Ti/lOO-Zr-Yx3 (Pearce et Cann
1973) .
L'ensemble
des basal tes
de
la région
de Konkoto 's~ répartit
dans le champ B (voir texte).
1QOOO
o
o
o
.. .
1000
t
1
1
,
!
• J
lO
Variation du tit~~e en fonction èu crxome
d'2près ~earce (1975)
Fig.
20- des roches à composition basaltique de Konkoto (étoiles) et de
Sacodala (cercles).

---

- 33 -
-
Diagramme Ti/Cr -
Ni
Il
e5t
vrai
que
les
minéraux
ferromagnésiens
des
roches
à
composition
basaltioue
de
Konkoto
ont
subi
des
phénomènes
de
transformations,
ce
qui
pourrait
susciter
des
questions
sur
l'emploi
d'un
tel
diagramme.
Cependant
la
confirmation
de
la
position
géodynamiq'le
du
magma
(OFT),
la
faible
dispersion
des
points
représentant
cet
ensemble,
indiquent
une
faible
mobilité
du
Ti.
du Cr et du Ni
(fig.
2i J ..
500
OFT
100
0
0
0
50
lAT
0
00
~
co~o
0
*
10
0
0
0
5
0
10
100
Fig. 21 - Disposition àes rûches à ccmposition basaltique dans le
diagrarn;ne logarithmique Ti/Cr-Ni de Beccalu'Ja et al.
(1979).
O.:.T. = Tholéïtes océm1iques
I.A.T. = Tholéïtes d'arc.

---

' 1 '
-
,)l..;
-
1.5 - CONCLUSION
:Vlalgré
le
petit
nombre
d'analyses
chimiques
effectuées
dans
les
formations
volcaniques
de
la
région
d2
~\\onkoto.
nous
pouvons
faire
deux
grandes
subdivisions
au
ni-Jeau
de
cet
,=nsemble
Un
sou s-ensem b le
basa ltiq ue
a
tendance
tholéïtiq ue,
métamor-
phisé
dans
le
faciès
sc!1iste
vert.
Il
est
essentiellement
constitué
de
basalte
quelquefois
organisé
en
pillow lavas
avec
peu
ou
pas
dE:
cimenti.nter-couss in .
Cette
série
est
in trudée
par
un
ensemble
de
petits
massifs
de
nature
basique
et
se
distingue
par
des
teneurs
t
élevées
en FeO
(12
%
en
moyenne)
et
un
léger
enrichissement
en
titane
comparable
aux
tholéïtes
abyssales.
L'étude
des
éléments
en
traces
révèle
de
fortes
concentrations
en
Ni
et
en Cr,
caractéristi-
ques des MORB et faibles en y,
Nb et Cr.
-
Un
sous-ensemble
calco-alcalin
peu
représenté
dans
le
secteur
étudié.
Il
se
manifeste
par
la
présence
de
tufs
souvent
polygéniques
avec
des
fragments
de
roches
volcaniques,
de
schistes
graphiteux ...
et de daci tes.
L'existence
de
ces
deux
tendances,
tholéïtique
(basaltes)
et
calco-alcaline
(tufs
andésitiques
et
dacites)
semble
être générè.le dans
les
formations
volcan iq ues
du
Birrimien
de l' Afrique
occidentale.
Ce
phénomène
a
été
mis
en
évider.ce
dans
la
région
de
Toumodi,
au
centre
de
la
Côte
d'Ivoire
(Casanova
et
Yacé,
1975)
et
dans
la
reglCn
de
Gangaol
et
de
Bouroum-Yalogo
au
Nord
du
Burkina
Faso
(Sawadogo,
1983
Karche et
al.,
1986).
Ces
auteurs
pensent
que
ces
deux
tendances
seraient
issues,
soit du métamorphisme
(destabilisation
des
pyroxènes),
dans
ce
cas,
la
tendance
calco-
alcaline
serait
alors
un
artefact,
soit
t~ut
simplement
de
deux
séries magmatiques différentes.
A
notre
ni vea u,
nous
pensons
que
pour
trancher
la
question,
il
serait
judicieux
de
connaître
avec
exactitude
l'âQe
absolu des
différentes
formations
car,
rappelons
que
dans les enviro~s
de
Soukounkou
(Sénégal
ori.ental),
Witschard
(1965)
a
noté
que
,
les
tufs
étaient
discordants
sur
les
autres
formations,
auquel
cas
:;
.
, ..,'
.
la tendance calco-alcaline aurait une origine primaire.
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Tableau
1 Analyses chimiques des
roches volcaniques
1-- --- -r-
r-- -
---GABBRO:'; --- - - ---1-- -- --- ------ --- --------- BAS~::;:E~-- ------1-- --- -.----- -~--f----- AND~SI~-:~---- -
-D~~~-~~:s
1
-
1 _
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13,86
1
14,05
1
14,67
1
1J,lj6
1
14,48
1
14,02
1
14,05
1
13,14
1
14,13
1
Ei,19
1
14,%
1
15,r13
1
1 Fe 0
1
11,42
1
12,16
1
11,31
1
12,00
1
]2,57
1
12,21
1
11,81
1
12,20
1
6,t2
1
8,00
1
2,45
\\
2,42
1
2 3
1 MilO
l
,18
l
,20
l
,18
l
, t 9
l
, 19
l
, 15 1
0,20
l
,20
l
,09
l
, J 3 l
,011
l
,04
1
1 MgO
1
8,14
1
7,~,3 1 7,86 1 7,63 1 8,56 1
5,021
8,28
1
10,6'7
1
7,101
4,251
1,09
l
,95
1
1 CùO
1
10,03
1
ll,tJll
1
11,29
1
1J,9'1
1
10,57
1
9,921
12,251
10,67
1
6,491
5,201
2,201
2,351
1 Na 0
l
2,'~3 1 2,03 1 1,97 1 l,57!
1,36
1
2,701
1,811
1
l,2J
1
3,96
1
4,651
.1,63
1
4,61
1
2
1 K 0
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l
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1
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1,64
1
3,19
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l
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1
0,00
1
0,00
1
n.o.
1
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1
0,00
1
0,90
1
0,00
1
0,00
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1
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1,U~1
1
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Elfmcots en tr'&ces
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1
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1
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1
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1
315
331
334
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1
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1
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1
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1
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1
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---

- l l -
DEUX lEM E
PAR T l E
LES FORMATIONS BASIQUES DE LA PARTIE OCCIDENTALE
DU SECTEUR DE MÉDINA-FOULBÉ-SONFARA-LAMINIA
,:',
',.

---

- 39 -
Alinguel
GOU10}Uina
1
Dioubéba
fI
y
Sandiako
Laminia
Fig. 22- Localisation des principales localités citées
dans le texte.
(Echelle 1/20 OOOème; le Nord est parallèle
au bord d~ la feuille).

---

- ~o -
11.1
INTRODUCT ION
AL' ETUDE
DES
ROCHES
MAGMAT IQUES
DE LA
PARTIE OCCIDENTALE
Les
formations
basiaues
affleurent
dans
la
partie
occidentale
de
la
série
de
Muko.
Elles
forment
une
bande
grossièrement
orientée
N-S
d'au
moins
L.O
km
de
long
sur
environ
5
km
de
large
(fig.
22).
Elles
s'étendent
depuis
le
village
de
Tonkouto
au
Sud
jusqu'à
l'Ouest
de
Médina-Foulbé
au
Nord.
Ces
for:mations
sont
en
contact
au
SE
avec
les
roches
vertes
au
NE
et au NW avec les granitoïdes.
La
principale
caractéristique
de
ces
roches
est
leur
structure
litée
due
à
l'alternance
de
niveaux
de
composition
(et
donc
de
couleur)
et
de
structure
ciifférentes.
Les épaisseurs des
lits,
ou
niveaux,
qui
se
disposent
de
manière
rythmique,
sont
très
variables
de
quelques
centimètres
à
la
dizaine
de
mètres.
On
observe
aussi
sur
le
terrain
une
succession
de
véritables
couches
blanches,
formées
presque
exclusivement
de
plagioclases,
nOlres
constituées
d' amph i boles
à
texture
mal
définie
et relativement som ores,
composées
à
la
fois
de
plagioclases
et
d'amphiboles.
Ces
deux
constituants
se
répartissent
de
manière
relativement
homogène,
les ferromagnésiens tendent à
s'orienter.
Dans
la
plupart
des
affleurements,
le
litage
lorsqu'il
est
bien
développé,
donne
à
la
roche
une
structure
planaire
bien
ma rq uée.
Cependa nt,
loca Iemen t,
pa r
exemple
à
l' Est
de
Sonfara,
les
lits
perdent
leur
régularité
et
deviennent
discontinus.
La
roche
prend
alors
un
aspect
nébuleux
lui
donnant
une
apparence
de
roche
anatectique.
C'est
ceci
qui
a
conduit
très
probablement
certains
auteurs
(Bassat,
1960,
1963,
1969
Witschard,
1965)
à
définir ces roches comme des migmatites.
Pour
présenter
les
principales
roches
reconnues
dans
ce
massif
nous
les
avons
regroupées
en
deux
sér.ies
à
partir
.~'
de
leur
répartition
géographique
et
de
la
netteté
de
la
structure
litée. On distingue ainsi
:
1°/ la
sene
de
Tonkouto,
uu Sud,
très
riche
en
fer::-omaonésiens
,:;,
et où le litage est très nel
2° /
la
sene
de
Sansankoto
du
nom
d'un
petit
village
situé au
niveau
de
la
boucle
supeneure
de
la
Falémé
au
Nord,
moins
riche
en ferromagnésiens et où le litage est moins apparent.
11.2 - SER lE DE TONKOUTO
11.2.1 - Généralités
Cette
série
s'étend
du
Nord
de
Sandiako
(harneélu
de
culture)
au
Sud
de
Tonkouto.
La
limite
méridionale
de
cette
série
n'a
pas
été
cartographiée.
Elle
présente
une
grande
diversité
pétrographique
et
texturale.
Une
coupe
SE·-NW
entre
Tonkouto
et
Sonfara
permet
de
recouper
tous
les
termes
pétrographiques.
depuis
les
gabb-ros
à
pyroxène
à
tendance
cumu'Lative,
jusqu'aux
di.orites
quartziques.
Bien
que
nous
ne
puissions
envisager
13
cartographie
de
formations
d'aussi
faible
puissance,
nous
avons
l-emarqué
que
les
faciès
pétrographiques
devenaient
de
plus
en
plLis
acides
vers
le
NW.
Au
microscope,
nous
distinguons
cinq
grands
types
pétro-
graphiques
:

---

-
41
-
-
les gabbros riches en pyroxène
-
les gabbros à
mégacristaux d'amphibole
-
les gabbros à
amphibole
-
les diorites
à amphibole
les diorites qua rtziq ues à a mph ibole et biotite.
Les
gabbros
à
pyroxène
occupent
un
volu:;Je
plus
important
que
les
autres
formations.
Ils
formentàes
collines
de
plusieurs
dizaines
de
mètres
de
large,
orientées
suivant
la
direction
NE.
L'espace
entre
.deux
collines
est
occupé
par
une
forêt d'arbres épineux
(ou à l'occasion de champs de coton)
dépourvue
d' affleurements.
La
disposition
générale
du
relief
(succession
de
collines
et
de
vallées)
dessine
une
structure
généra le
concordante
avec l'orientation du litage dans le secteur.
Dans
la
partie
septentrionale,
le
relief
s'atténue
de
même
que
l'épaisseur
des
lits
qui
deviennent
par
conséquent
plus
nets.
Ils
ont
souvent
des
dimensions
supeneures
au
mètre.
Cette zone est constituée par une alternance de gabbros à mégacristaux
d'amphibole et de gabbros à. amphibole.
A
mi-chemin
entre
Sonfara
et
Tonkouto,
le
litage
s'estompe
et
les
gabbros
à
amphibole
deviennent
plus
abondants.
La
roche
semble
homogène,
m-ais
d'un
endroit à un autre,
on rencontre
un alignement de plagioclases,
caractéristique de texture magmatique.
Enfin,
à
l'Est
de
Sonfara,
le
li rage
fait
a
nouveau
son
apparition.
Il
devient
très
fin
(de
l'ordre
du centi:;Jètre)
et
se
caractérise
par
une
alternance
de
lits
sombres
essentiellement
à
amphibole
et
de
lits
clairs
quartzo-feldspathiques
à.
dominance
plagioclasique
(fig.
23).
Il
peut
être
vertical
(par
exemple
au
Nord
de
Konkoto
sur
la
route
Sandiako
~'loussala,
ou
à
allure
de stromatolite (à l'Est de Sonfara).
("
.;
2 cm
Fig. 23-D~tail du litage magmatique.

---

- !-2 -
~
~2mm
Fig. 24 - Texture à tendance cumulative des gabbros riches en pyro-
xènes de la région de Tonkouto. L'Opx et le Cpx sont en
phases cumulus tandis que le plagioclase (Pl) et la bio-
tite (B) sont en phases intercumulus.
02 mm
~----ff
Fig. 25 - Asscciation sj~pl~ctique entre minéraux opaques et ortho-
pyroxène (Opx).

---

- ~J -
Suivant
la
classification
de
Jackson
(1967),
]uteau (1975),
lrvine
(1982),
on a
trois types principaux de ccntaclS :
1°/
Contacts
de
péoportion
iis
résultent
des
brusques
varia.-
tions
des
proportions
entre
l'amphibole
et
le
plagioclase.
Ce
type
de
contact
est
plus
répandu
au
sein
des
formations
basiques
de
la bordure occiden ta le.
2°/
Contacts
morphologiques
ils
sont
caractérisés
par
la
variation
de
l'habitus
de
l'amphibole
et
du
plagioclase
suivant
la nature des lits.
3°/
Contacts
de
phase
ils
résultent
de
la
è.isparition
de
l'Opx dans les gabbros à amphibole.
Ces
différents
types
de contacts
peuvent
se
super-
poser
et
c'est
sou vent
le
cas
enl:re
les
contacts
de
proportion
et
les
contacts
morphologiques.
L'amphibole
poecilitique
et
de
taille
moyenne
des
lits
sombres
voit
celle-ci
diminuer
et
ses
proportions
se réduire considérablement au niveau des lits clairs.
11.2.2 -
Localisation et caractères pétrographiques
Il. 2.2.1 -
Gabbros riches en pyroxène
Sous
cette
dénomination,
nous
regroupons
toutes
les
roches
dont
la
teneur
en
pyroxènes
(Cpx
et
Opx)
est
supeneure
à
30
%.
Ils
sont
visibles
à
500
m
au
Nord
du
village
de
TonkoutJ,
en
contrebas
des
collines
latéritiques.
Ils
constituent
des
ensembles
de
la
centaine
de
mètres
de
puissance.
Sur
le
terrain,
on
est
frappé
par
l'existence
de
cette
masse
de
roches
très
sombres,
ce
qui
n'est
pas
fréquent
dans
le
secteur étudié.
De
près,
on
s'aperçoit
que
la
surface
d'a Itéra tion
est
rugueuse,
avec
des
protubérances
.'~
formées
de
grands
cristaux
d'amphiboles
(> 1
cm).
Le
lltage
à
ce
niveau
n'est
pas
très
net,
mais
on
peut
toutefois
noter
une
variation
de
la
proportion
des
plagioclases
et
des
amphiboles
ei,
traversant
l'affleurement.
Malheureusement,
comme
cela
est
souvent
le
cas
dans
cette
zone,
le
contact
entre
les
gabbros
à
pyroxène
et les autres formations n'a pas été observé.
-
Texture -
11
est
difficile
d'attribuer
un
nom
à
la
textuée
de
ces
roches.
Elle
se
rapproche
des
mésocumulats
(Wager,
1960)
mais
l'abondance
des
minéraux
cumulus,
Opx
(
20
%),
Cpx
( 50 %)
est
telle
que
nous
préférons
parler
de
tendance cumulative
(fig. 2<'. ).
L'orthopyroxène
semble
être
le
premier
r.linéral
formé,
suivi
du
clinopyrox'~ne el:
du
plagioclase.
Les
oxydes
se
présentent
:30US
trois
aspects
i)
automorphes
qUiind
ils
sont
en
inclusion
dans
les
py~oxènes
iil.
;<énomorphes
lorsqu'ils
moulent
partiellement
ou
totalement
les
peuts
cnstilux
(10-20
IJ
)
de
pyroxènes
iii) en
association
sy~plectique ,avec l'Opx ([ig;~ 2S J •• L'amphibole (rTldgnés~o­
hornblende)
p.un-rn!llunetnque
et
la
bwtlte
torment
la
phase
irlter-
cumdus.

---

-
t.L
-
Les
~nclusions
de
plagioclases
et
de
pyroxènes
sont
abondantes
dans
l'amphibole.
Leur
taille
varie
suivant
leur-
position
dans
le
minéral-hôte.
On
note
une
augmentation
de
leur
taille
vers
la
bordure
de
l'amphibole
(fig.
26
).
Une
telle
éexture
est
interprétée
par
Mc
Birney,
et
Noyes
(1979)
comme
résultant
àu
développement
ln
situ
des
pyroxènes
et
des
plagioclases.
On
peut
imaginer qu'après
la
germination
du
plagioclase
et
du
pyroxène,
les
individus
situés
au
coeur
de
l'amphibole
ont
été
gênés
dans
leu~ croissance
dès
les
premiers
stades,
contrairement
à
ceux
de
la
bordure.
Cela
suppose
un
développement
simultané
de
ces
minéraux
et
partant
une
origine
magmatique
des
amphiboles
(voir
Chapitre
Minéralogie) .
1mm
1
Fig. 26 - Amphibole (A) poecilitique avec des inclusions de
plagioclase (Pl) et de pyroxène. La taille des inclusions
augmente vers la bordure du minéral.
-
Caractères pétrographiques -
Ces
gabbros
contiennent
enviro:l.
75
% de
minéraux
ferromagnésiens
(Cpx,
Opx,
amphibole
et
biotite),
le
reste
étant
constitué de plagioclase.
Les
mégacristaux
de
pyroxènes
sont
entourés
d' un~
auréole
biotitique
quelquefois
chloritisée
avec
un
dépôt
de
minéraux
opaques.
Cette
biotite
est
également
présenée
dans
les
fractures.
L'Orx
peut
aussi
contenir
des
paillettes
de
biotite
(10
a
25
~)
différentes
de
la
biotite
de
borduri;.
Elles
s'alignent parallèlement aux clivages du minéral.
Les
cl inopyroxènes
de
peti tee;
d.imensions
(0.2 à
0,5
mm)
Îorment
de
'...·é~itable5
textures
en
mosaïque.
Ces
crl'~t
x
'" au
ont
des
contours
olygonûux
et
sont.
soit
Jointifs,
";Ol't
_
mou l'2S
D.L
par
des
minéraux
opaques.
Les
clinopyroxènes
peuvent
en
outre

---

/ ,...
-
... J
-
des
oxydes
en
bâtonnets
se
transformer
en
amphibole
et
contiennent
disposés para llè lemen taux cli vages.
Les
plagioclases
(An
58-45)
présenten~ des mac les
polysymhétiq ues
nettes
et
l'on
peut
soupçonner
un
Léger
zor,age
grâce à la disposition des zones altérées.
L'amphibole
est
très
poecilitique.
Ces
limites
sont
sinueuses
et
elle
n'est
ni
maclée,
ni
zonée.
Les
clivages
du minéral sont soulignés par
l'existence
de
fines
aiguilles d'oxy-de.
La
biotite
primaire
est
représer:.tée
par
de
pe Ii ~ s
cri s tau x
et
de
(0 , 3
mm)
xénomorphes.
Elle
est
très
pléochroïque
couleur brune.
La
transformation
visible
au
niveau
des
Opx
peut être exp l iq uée
pa r
une réaction du type
:
Opx
liq u ide
biotite
D'ol!
un
enrichissement
en
eau
des
liquides
différenciés
comme
en
témoigne
l'abondance
de
l'amphibole
(Pons,
1982).
La
biotite
peut
subir
à
son
tour
des
transformations
entraînant
une
expulsion
du fer et un dépôt d'oxyde sur les bordures
(fig. 27 ).
','"
O.'1mm
. - - - - - 4 1
~h_ •
Fig. 27 - Transformation de l'Opx en biotite chloritisée (Be) et en
minéraux opaques.
11.2.2.2. -
Gabbros et diorites à
mégacristaux d'amphibole
Les
roches
a
még ac ri s ta u x
d' amph i bole
n'ont
été
identifiées
qu'à
l'intérieur
de
la
série
de
Tonkcu to
où
elles
~'"
forment
des
lits
d' épa isseur
variable.
Dans
la
partie
sud,
leur
,.,
épa isseur
ne
dépa sse
guère
.)
m,
par
contre
au
~ord
de
Sandiako,
elle -peut être supérieure à
la dizaine de mètres.
Suivant
leurs
caractères
pétrographil~ues,
nous
distinguerons deux types de roches
: les gabbros et les diorites.
Les
gabbros
affleurent
au
Nord
do"
Tonkouto,
sur
la
route
Sandikounda
Sonfara
et
sont
intercalés
entre
les
lits
de
diorHes
à
amphibole.
La
roche
est
de
couleur
verdâtre,
2. vec
des
mégacristaux

---

- 46 -
d'amphibole,
elle
s'effrite
à
la
moindre
contrainte.
Dans
ce
contexte,
i.l
n'est
pas
étonr.dnt
que
l'on
ne
puisse
pas
retrouver
la
succeSSlon
intégrale des dlfférents faciès
sur le terrain.
Les
diorites
sont
plus
abondamment
représentées
que
les
gabbros
et
se
répartissent
dans
un
ensemble
beaucoup
plus
vaste.
Elles
affleurent
en
rr.aints
endroits
depuis
la
rivière
de
Gandamaka
a
l'Ouest
de
Sandiako
jusqu'au
contact
entre
la
série
litée
et
les
roches
vertes
a
l'Ouest
des
plateaux
latéritiques.
Elles
alternent
avec
les
diorites
à
amphibole.
En
faisant
une
coupe
SE-NW
à
la.
haute'.lr
de
Sandiako,
on
s'aperçoit
que
les
lits
deviennent
de
plus
en
plus
épais
vers
le
NW,
de
2
à
3
m,
on
passe
à
des
lits
dont
la
puissance
est
de
plusieurs
dizaines
de
mètres.
La
roche
devient
leucocrate
et
la
taille
des
mégacristaux,
de
même
que
leur
proportion,
s'amenuisent
(fig.
28 et 29
).
Les
diorites
à
méga-
cristaux
d' amphibole
n'ont
pas
été
observées
à
l'intérieur
des
diorites quartziques à amphibole et biotite.
T
LYn
•
Fig.
28 - T:x~u~e des gabbros à mégacristaux d'amphibole dans la partie
mend~onale de !-a série de Tonkouto. L' amphi boJ.e (A), dont
la tallle peut depasser 1 cm, est zonée.

---

- 47 -
..
2mm
1
Fig.
29 - Texture des diorites à mégacristaux d'amphibole dans la partie
méridionale
de
la
série
de
Sansankoto.
L'amphibole
(A)
a
une
taille
plus
réduite
et
le
coeur
du
minéral
est occupé
par des minéraux phylliteux.
Texture
La
texture
des
roches
gabbroïques<
dépend
de
la
morphologie
de
l'amphibole
qui
constitue
la
quasi
totalité
des
minéraux
ferromagnésiens.
L'amphibole
se
présente
en
crisraux
automorphes
souvent
jointifs.
ce
qui
donne
à
ces
roches
une
texture
cumulative
assez
netre.
Le
plagioclase
et
le
quartz'
forment
,la
phase interstitielle (fig.
30).

---

- 48 -
Fig. 30 - Texture des gabbros à mégacristaux d'amphibole. Les plagioclases
(Pl)
sont
xénomorphes,
alors
que
l'amphibole
(A)
qui
est la
principale phase ferromagnésienne, est automorphe.
Caractères pétrographiques
a) - ~a~b~s_à_~g~cE.is.!a~x_d~a:::p~i~ol!.:
L'amphibole.
Elle
est
automorphe
et
de
taille
variable,
autour
de
quelques
millimètres
mais
peut,
dans
certa ins
cas
dépasser
2
cm.
C'est
une
amphibole
légèrement
pléochroïque
et
de
couleur
vert-olive
avec
des
macles
simples
ou
multiples.
On
peut
grosso-modo
distinguer,
d'après la taille et les relations avec les autres minéraux,
trois sortes d'amphiboles.
-
Une
ar.1phibole
automorphe
de
grande
dimension
(> 2
cm)
zonée
"
.,
.
avec
au
centre
des
inclusions
très
allongées
de
minéraux
phylliteux
ou de petites paillettes de chlorite.
-
Une
amphibole
automorphe
de
taille
moyenne
(1
mm)
avec
des reliques de pyroxènes.
-
Une
amphibole
en
petits
cristaux
(0,1
à
0,3
mm)
à
contours
polygonaux,
qui
se
retrouve
exclusivement
à
l'intérieur
des
méga-
.; "
,
cristaux d'amphibole
(fig.
31).
Fig. 31 - Grains à contours polygonaux d'amphibole à l'intérieur d'un
mégacristal de même nature.

---

- L9 -
Les plagioclases
(An 40)
sent xénomorphes,
très altérés
(séricitisation)
et
les
macles
polysynthétiques
peu
visibles.
lis
renferment
des
inclu-
sions d' amph i bole.
Le quartz est peu abondant et sans forme cristalline propre.
b) -
I2joEit~s _ à_mig~c0s~a~x_d ~ar~~p~ib--.91~
Dans
les
diorites
à
mégacristaux
d'amphibole 1
la
proportion
des
plagioclases
(andésine)
augmente
sensiblement
et
leur
habitus
devient
sub-automorphe
à
automorphe.
Ils
peuvent
même
se
retrouver
en
inclusion
dans
les
amphiboles,
contrairement
à
ce
qui
se
passe
dans
les
gabbros.
On
peut
discerner
une
fine
bordure
albitique
au
niveau
de
certains
cristaux.
Le
microcline
interstitiel
fait
son
apparition
mais
reste
très
discret.
De
t-at-es
figures
de
myrmékite
au
contact
entre
les
bordures
a.lbitiques
des
plagioclases
et
le
microcline
ont
été
observées.
Le
quartz
en
cristaux
isolés
demeure
peu
abondant.
Par
contre,
on
note
un
développement
des minéraux accessoires tel que le leucoxène,
l'apatite et le zircon.
Ordre de cristallisation
Il
est
intéressant
de
souligner
te
changement
de
forme
des
plagioclases.
Xénomorphes
dans
les
gabbros
à
méga-
cristaux
d'amphibole,
ils
acquièrent
une
forme
automorphe
dans
les
termes
dioritiques
plus
évolués.
Ce
changement
signifierait
!.ln
bouleversement
de
l'ordre
de
cristallisation
de
ces roches.
L'amphibole
qui
était
le
premier
minéral
à
cristalliser
dans
les
gabbros
est
supplantée
par
le
plagioclase
dans
les
diorites.
Le
quartz
et
le
microcline ont été les derniers minéraux à cristalliser.
11.2.2.3 - Gabbros à amphibole
"
.
Ces
roches
occupent
une
zone
de
faible
extenslOn
(quelques
dizaines
de
mètres)
par
rapport
à
l'ensemble
des
autres
formations.
Elles
forment
une
bande
allongée
suivant
la
direction
NE-5W.
Elles
affleurent
essentiellement
à
3,6
km
de
Sonfara
sur
la
route
Sonfara
Laminia.
Aucune
structure
n'a
été
décelée
~Ut·
le
terrain,
excepté
un
a lignement
très
localisé
des
mégacrista ux
de
plagioclases.
En
général,
le
grain
de
la
roche
est
plus
homogène
et
plus
grossier
que
celui
des
diorites
à
amphibole
dans
lesquelles
elles sont intercalées.
Texture
La
texture
de
la
roche
ne
présente
aucune caracté-
ristiq ue
majeure,
mise
à
part
l ' association
sou vent
complexe
entre
1.' amphibole
et
le
quartz.
Ces
deux
minéraux
peuvent
se
mettre
en
contact de trois manières différentes.
i) - Contact simple sans réaction
ii)
Association
~ympler.:tique entre le
quartz
et
~'amphibole
se manifestant par L'exi.stence de gouttelettes de quartz sur la bordure
de
l'amphibole
parfois
ces
gouttelettes
gagnent
l'ensemble
cu
minéral
et
peuver,t
aLors
se
confondt"e
avec
le
quartz
d'origine
secondaire
iii)
Inclusien
de
quartz
sub-automorphe
dans
l'amphibole
et vi.ce versa.
CEoS
différentes
figures
nous
indiquent
Olle
le
~.<
>~
quartz a eu une cri sta 11 isa tion la rgement étendue dans le temps.
:;:.
:' r .
,;; .

---

- so -
Caractères pétrographiques
Dans
la
classification
de
Streckeisen
(1974),
la roche a une composition de gabbro.
Le plagioclase
(55 %) représente
la
principale
phase
minéralogique
suivie
de
l'amphibole
(40 %).
Le pourcentage du quartz est inférieur à 5 %.
Les
plagioclases
sont
automorphes
et
légèrement
zonés.
Les
doubles
macles
albite
et
carlsbad
sont
fréquentes.
Leur
pourcentage
en
anorthite
est
d' environ
40
%
mais
les. produits
de
transformation
(ca lei te,
épidote)
laissent
penser
que
le
plagioclase
originel était plus basique.
Le
quartz
a,
comme
nous
venons
de
le
voir,
un
habitus
variable
suivant
qu'il
est
ou
non
en
inclusion
dans
l'amphibole. Son extension est légèrement ondulante.
L'amphi bole
de
type
hornblende-actinote,
est
automorphe.
Elle
peut
renfermer
des
reliques
de
clinopyroxènes
et sa transformation en chlorite est fréquente.
L'apatite
et
les
oxydes
ferro-titacés,
souvent
transformés en leucoxène,
sont abondants dans ce faciès.
11.2.2.4 -
Diorites à
amphibole
Elles
affleurent
bien
sur
les
routes
Sonfara
Konkoto
et
Sonfar-a
Sandikounda.
Leur
étude
et
leur
délimitation
est
compliquée
par
l'envahissement
de
quartz
tardif.
Dans
les
mêmes
formations
on
note
sur
le
terrain,
une
forte
:variation
des
teneurs
en
quartz
sans
qu'il
soit
possible
de
distinguer
les
zones
anormalement riches en quartz,
des autres.
Les
diorites
à
amphibole
se
répa::-tissent
en
gros
suivant
deux
zones
entrecoupées
par
les
gabbros
à
amphibole.
En
faisant
une coupe
E-W
Konkoto et Sonfara,
on rencontre successive-
mènt
:
i)
les
diorites
à amphibole,
dont
le
litage
est particulièrement
marqué
avec
une
alternance
des
zones
riches
en
amphibole
et
des
zones
feldspathiques
ii)
les
gabbros
à
amphibole
à
grain
plus
homogène
iii)
de
nouveau
les
diorites
à
amphibole
formées
par
une alternance de lits clairs et sombres
; iiii)
les diorites quartziques
à
amphibole
et
biotite.
L'amphibole
dont
les
teneurs
restent
élevées
(30 à 55 %) est responsable de la coloration verte des
roches.
En
vue
de
faciliter
l'étude
pétrcgra]Jhique
des
diorites,
nous
distinguerons
les
diorites
riches
en
amphiboles,
autrement
dit,
les
lits
sombres,
et
les
diorites
riches
en plagioclases,
qui
constituent
les
lits
clairs.
Il
serait
fastidieux,
voire
impossible
de
vouloir
faire
une
étude
lit
par
lit
de
ces
formations,
mais
..•.:~
à
l'intérieur
des
différents
lits,
il
existe
des
variations.
C'est
ainsi
que
dans
les
li.ts
sornbn~s par exemple,
le pourcentage
l' habitus
et la taille des minéraux ferromagnésiens,
sont sujets à des variations
plus
ou
moins
fortes.
De
même,
les
teneurs
en
quartz,
le
niveau
d'altération
des
plagioclases
et
leur
teneur
en
an,)~nhite
peu ven t
se modifier d'un lit à un autre.
a) -
~oEi~s_r~h~s_e~ ~mEh~b~e
Leur
texture
est
isogranulaire.
Les
amphiboles
ont
un
habitus
automorphe,
mais
dans
le
détail
leur
forme
a
subi
une
légère
variation.
Dans
les
termes
les
plus
basiques,
l'amphibole
c
est
automorphe
et
a
t~ndance
à
se
regrouper
en
amas
de
O. S cm

---

- Sl -
allongés
dans
le
sens
de
la
foliation.
Du
point
de
vue macroscopique,
ces
amas
paraissent
n'être
constitués
que
d'un
seul
cristal
à
l'inté-
rieur
d' une
matrice
elle-même
riche
en
amphibole,
mais
en
réédité
il
s'agit
d'une
agglomérô.lion
de
cristaux
de
plus
grande
taille
(fig.
32).
Dans
les
termes
plus
évolués
ces
amas
disparaissent et
l'amphibole
s'organise
en
lits.
Elle
garde
sa
foene
2.ûtomcrphe ~t
peut devenir aciculaire
(fig.
33) .
. .
.~
.. ,
, .
. . "
.
. ' .
.
..
.
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~,".~... " ':.<.
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.. • 0" ", • •
. .' . ',:. ". '....
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.
~-:
~
'.':~:'.:'.
: .
• .... '
...
•.• ".".;'.':\\••
. . . . . .
: ' . : : .
#
•
1mm
.... .',.':'
~---11
Fig.
32 - Amas d'amphiboles allongées marquant la fluidalité planaire
de la roche.
, .
;.
,
Fig. 33 - Lit à amphibole - plagioclase dans une diorite à amphibole
Noter la richesse en apatite CAp) de ce lit.

---

- 52 -
Les
relations
entre
l'amphibole
et
le
plagioclase
n~ sont pas toujours nettes dans les lits les plus basiques à cause
de
l'altéra tion
extrêmement
poussée
de
ces
derniers.
Toujou rs
est-il
que
la
présence
de
p lagiocla se
en
inclus ion
èa n s
l'a mphi bole
nou s
amène à penser qu'il aurait cristallisé en premier.
On
note
aussi
une
variation
dans
la
forme
ils
des
oxydes,
xénomorphes
dans
les
termes
les
plus
basiques,
plus
deviennent
automorphes
dans
les
derniers
termes
dioritiques
acides.
b) -
~o.:.i~s_ r~h~s_ e~ Elaj;i~c~s~
Essentiellement
constituées
de
plagioclases
auto-
morphes
et
de
taille
homogène
(1
mm),
ces
diorites
présentent
une
texture
de
cumulat
très
net1:e
(fig.
34
).
Le
plagioclase
forme
la
principale phase cumulus de ces faciès.
L' amphibole devient xénomorphe
et sa taille se réduit considérablement.
Fig. 34 - Texture des diorites riches en plagioclase. Les plagioclases (p)
automorphes forment la principale phase cumulus. L\\amphibol~ (A)
peu représentée dans les échantillons de ce type, est constituée
de petits cristaux xénomorphes. Le quartz (Q) est interstitiel.
"
c'
Caractères pétrog ra phiq ue3
~
Les
plagioclases
(An
27-33)
sont
en
gènéral
limpides
malgré
l'exi.stence
de
zones
légèrement
troubles
et
les
macles
polysynthétiques
peu
marquées.
Selon
la
nature
du
lit,
leur
pourcentage
modal
varie
de
30
à
90 %.
Le
quartz
(5
à 11 %)
est
interstitiel
avec
une
exLinction
homogène.
Il
peut
corroder
,.'
le
plagicclase.
L'amphibole
(5
à
50 %)
de
type
hornblende,
constitue
la
princi.pale
phase
ien'omagnésienne.
L'apatite,
la
calcite,
la
chlorite
(provenant
de
la
transformation
de
l'amphibole)
et
les
minéraux opaques,
sont présents.
Remarques.
En
général,
le
microcline
est
absent.
Cependant l' éch3.ntU-
lon
134
récolté
à
pwximité
de
la
série
de
Sansankoto,
renferme
jusqu 'à
L,S
% de
microcline.
Cet
enY"ichissement
anormal' en
microcli:te
n'a été observé que sur un affleurement de 2 m environ.

---

II.2.2.5 -
Diorites quartziques à amphibole et biotite
Ces
roches
furent
d'abord
cartographiées
comme
étan t
des
granites
syn tee ton iq ues
avec
une
tenda nee
d ioritiq ue
nette
(Bassot
et
al.,
1963),
puis
comme une entité à
part,
appar-tenant
au
granite
de
type
Diakali
(Witschard,
1965),
ce
qui..
revenait
à
considérer
qu'elles
avaient
la
même origine que
le
granite
de
Laminia
et
le
granite
à
muscovite
(voir
partie
sur
les
granites).
Cependan t,
il
a ppara ît
que
les
diorites
qua rtziq ues
représentent
la
partie
la
plus
évoluée
des
formations
basiques
de
la
partie
occidentale
du
secteur
de
Médina
Foulbé
Sonfara
Laminia.
Elles
affleurent
dans
la
partie
occidentale
de
la
sene
de
Tonkcuto,
à
2
km
de
Sonfara
et
aux
environs
de
Sandiako.
Elles
sont
en
contact
à
l'Est
avec
les
diorites
à
amphibole
et
,disparaissent
à
l'Ouest
sous
les
formations
paléozoïques.
La
roche
est
de
couleur
blanche avec des cristaux sombres
de biotite et d'amphibole.
Caractères pétrographiques
La
texture
est
grenue
et
plus
grossière
que
les
précédentes.
La
taille
moyenne
du
grain
est
d'environ
3 mm.
Les
plagioclases
sont
toujours
automorphes
et
maclés
albite
et
carlsbad.
Les
figures
de
syneusis
sont
fréquentes.
Le
quartz intersti..-·
ti.el
se
retrouve
sous
forme
de
petits
cristaux
à
extinction
plutôt
franche.
Les
amphiboles
présentent
des
bordures
réactionnelles
constituées
de
biotite
secondaire.
Cette
biotite
se
rencontre
aussi
à
l'intérieur
du
minéral,
en
association
ou
non
avec
du
sphè!\\è
(fig.
35).
La
biotite
primaire
fait
sa
réapparition
sous
une
forme
xénomorphe.
Elle
renferme
des
inclusions
de
plagioclase
et
de prehnite
en
rosette.
Le
sphène
(1,5
mm),
l'apatite,
les
opaques
forment
les minéraux accessoires de ce faciès.
'~.,..
.~ ,"
,',
-
O.4mm
1
Fig. 35 - Transformation de l'amphibole (A) en biotite (B) et en sphène
(S). Noter la forme automorphe des minéraux opaques.

---

- Si: -
Il.3 -
SERIE DE SANSANKOTO
11.3.1 -
Généralités
La
série
de
Sansankoto
affleure
dans
la
partie
nord
de
notre
secteur.
Elle
constitue
le
prolongement
septentrional
de
la
série
de
Tonkouto.
Elle
est
limitée
à
l'Est
et
à
l'Ouest
par
l'unité granodioritique sans phénocristaux de microcline.
Parmi
c:eti:e
sene,
Wit::;chard
(1965)
avait
distingué
un
faciès
à
pyroxène
dans
le
secteur
de
Goulouguina,
où
il
fut
cartographié
sous
forme
de
pointements
de
1,5
km
de
diamètre
environ,
disséminés
à
l'intérieur
du
granite
à
muscovite
du
type
Diakali
et
du
granite
"migmatoïde".
Afm
de
retrouver
ces
roches,
nous
avons
été
amenés
à
faire
un
échantillonnage
très
serré
des
faciès
situés
entre
Dioubéba
au
Sud
et
Goulouguina
essentiellement
le
long
de
la
Falémé.
Ces
faciès
contenaient
tous
des
pyroxènes
et
présentaient
un
litage
qui
était
cerres
moins
marqué
qu'au
Sud,
mais
bien
régulier.
La
majorité
des
faciès
représentés
dans
ce
secteur
est
leucocrate,
sauf
au
Sud
de
Sansankoto,
où
la
roche
devient
mélanocrate
et
finement
grenue.: Selon
la
texture
et
la
présence ou l' absence de certaines phases mlnéra les,
nous distinguons :
-
des gabbros riches en pyroxènes
-
des leucogabbros
-
des diorites qua rtziq ues.
Ces trois types alternent dans un dispositif lité.
11.3.2 - Localisation et caractères pétrographiques
11.3.2.1 - Gabbros riches en pyroxène
Ils
sont
représentés
par
des
fonnations
de
10
à
20
m
de
puissance.
Ils
affleurent
bien
au
Sud
de
la
seconde
butte
(orientée
N-S)
de
la
boucle
supeneure
de
la
Falémé.
La
roche
est
constituée
d'un
fond
sombre
avec
des
laItes
de
plagioclases
(0,5 à 1 cm)
de couleur blanche,
qui deviennent roses par a.ltération.
Texture
La
texture
de
ces
roches
ressemble
énormément
à
celle
des
gabbros
à
pyroxène
de
Tonkouto,
mises
à part l'absence
ct' amphibole poecilitique et la présence de mégacristaux de plagioclase.
L'Opx,
le
Cpx
et
le
plagioclase,
forment
la
phase
cumulus,
tandis
que
la
biotite
et
les
oxydes
constituent
la
phase
intercumulus.
Si
l 'Opx
semble
être
le
pr'emier
minérilL
à
se
déposer,
les
rapports
entre
plagioclase
et
pyroxène
ne
sont
pas toujours nets.
En effet,
les cristaux de ces deux nhases renferment
en
inclusion
des
cristaüx
de
tajlle
variable
d~
L'autre
phase.
Ainsi,
les
mégacristaux
d~ pyroxène' peuvent mouler e mëme englober
de
petits
ccistaux
de
plagioclase.
Ces
ir..clusions
se' dIsposent
sur
la
bordure
et
ne
se
retrouver..t
jamais
au
coeur
du
minél'al.
Par
contre,
les
mégacristaux
de
plagioclase
renferment
des
inclusions
de
pyroxènes
sans
disposition
particulière.
Ces
obseI"vations
nous
permettent
de
penser
que
le
plagioclase
aurait
cùmmencé
sa
c::-ista,1.-
lisation avant la fin de celle du Cpx.

---

- S5 -
Caractères pétrographiques
Plagioclases
(An
40-LS).
Ils
forment
des
lattes très
allongées
(l
cm)
ou des cristaux de taille plus modeste
('''.-1
mm)
répar-
tis
uniformément
dans
la
roche.
Les
mégacristaux
sont
séricitisés
et
renferment
des
inclusions
de
pyroxène
et
d' apa tite.
Ils
constituent
envi.ron 60 % du pourcentage modal de la
coche.
Pyroxènes
(30
%).
Ils
sont
automorphes
et
souvent
transformés.
Dans ce faciès,
on
retrouve deux sortes de pyroxènes:
Le
Cpx
(N 10 %)
se
p::-ésente
sous
forme
de cristaux
automorphes
et
de
taille
variable
(0,2
à
2
mm).
Ils
se
transforme
en
amphibole.
Les
prod ui ts
de
transformation
se
manifestent
sous
forme
de
petites
taches
à
l'intérieur
du
minéral.
Le
clinopyroxène
peut
aussi
être
le
siège
d'un
envahissement
d'oxydes
disposés
para llèlement aux clivages.
L'Op x
(tJ 20
%)
est
de
forme
tabulaire
et
se
transforme en biotite et en qua rtz.
8ioti te
(5
%) •
Elle
est
de
couleur
brune
et
très
pléochroïque.
Elle
se
présente
sous
forme
de
Larges
plages
xénomorphes
(2
mm)
et
contient
des
inclusions
de
prehnite
parallèles
aux clivages.
11.3.2.2 -
Les leucogabbros (riches en plagioclase)
Ces
gabbros
occupent
la
partie
orientale
de
la
série
de
Sansankoto.
Ils
sont
de
teinte
claire,
avec
des
traînées
de
minéraux
ferromagnésiens.
Ces
dern iers
peuvent
former
des
"encla ves"
constituées
exclusi vement
d'amphibole
et
d' apa ti te.
Cet
ensemble
est
traversé
par
des
filons
de
roches
microgrenues
de
2
à
3
m
de
large,
très
plissés
et
affectés
par
de
nombreuses
diaclases.
Les
plagioclases
tJLO
%)
sont
séricitisés,
auto-
morphes
et
maclés
carlsbad
et
albite.
Les
macles
sont
serrées
et
souvent
tordues
(fig.
36 l.
Les
cristaux
(>0,5 mm)
courbés
présentent
des
fractures
perpendiculaires
à
l' allongement
du
minéral.
Ces
phénomènes
conjugués
aux
observations
macroscopiques,
à
sa voir
l'existence
de
filons
de
puissance
métrique
déformés,
témoignent
d'une
tectonique
intense.
Des
figures
de
myrmékite
ont
été
observés
dans
les
termes
a
microcline
au
contact
entre
le
plagioclase
et
le microcl ine.
Le quartz toujours interstitiel,
montre· une extinction
ondulante.
Il
est
faiblement
représenté
dans
les
roches
de
ce
type
(2à5%).
Le
microcline
(0
à
10
%),
est
xéncmorphe
et
présente des macles quadrillées.
L'amphibole
est
la
pl'..lpan
du
temn5
secondaire.
cependant
l'amphibole
primaire
se
présence
en
cristaux
automorphes
..
parfois
réunis
en
nodules
pouvant
atteindre
15
cm
de
diamèu:e.
L'amphibole
peut
être
secoi1daire
et
se
développet'
sur
les
cristaux
•
de Cpx.
Les
clinopyroxènes
(10
à
20
%)
automorphes,
subissent
des
phénomènes
de
transformation
en
amphibole,
très
marqués sur les bordures.

---

,...r
-
) 0
-
La biotite se présente en larges plages xénomorphes
et
poecilitiques
(avec
des
inclusions
d'apatite,
d'oxydes,
de
zircon)
ou
soys
fOrri1e
très
allongée.
Elle
contient
de
la
prehnite
disposée
parallèlement
aux
clivages
du
mir:éral
hôte.
Dans
certains
cas,
la
biotite
est
chloritisée.
Elle
devient
moins
pléochroïque,
se
colore
en vert et sa bordure s'enrichit en minéraux opaques.
5mm
Fig. 36 - Texture des gabbros norites. Les Ininéraux ferromagnésiens
remplissent
les
interstices
entre
les
lattes
de
plagio-
clases.
Noter
la
courbure
des
macles
polysynthétiques
des plagioclases.
II.3.2.3 -
Les diorites quartziques
Les diorites quartziques sont les mieux représentées
dans
la
série
de
Sansankoto.
Elles
occuper:t
la
partie
occidentale
comprise
entre
les
gabbros
à
pyroxène
et
l'unité
granodioritique
sans
mégacristaux
de
microcline
à
l'Est
d'Alinguel.
Malheureusement,
les
contacts
entre
les
deux
formations
n'ont
pas
été
observés.
Si
la
composition
minéralogique
de
ces
roches
est
peu
variable,
la taille du grain est sujette à de fortes variations.
Le
plagioclase
45
%)
qui
déterminait
la
texture
des
faciès
précédents,
conserve
son
habitus
automorphe
mais
devient
nettement
moins
important.
Il
est
zoné,
avec
un
coeur
généralement
séric i tisé
et
une
bordure
al bitique.
Les
macles
carlsbad
et les figures de syneusis sont fréquentes.
Le
microcline
(ï
à
15
%)
est
interstitiel
et
très
poecilitique
il
renferme
des
perthites
en
flammes
et
des
bourgeons myrmékitiques lorsqu'il est en contact avec le plagioclase.
Le
quartz
est
xénomorphe
en
grains
interstitiels
et
en
gouttelettes
arroundies
lorsqu'il
est
en
inclusion
dans
l'amphi-
bole.
Notons que le quartz est souvent associé à la biotite.

---

- 57 -
Le
clinopyroxène
est
automorphe
et
souvent
maclé.
Il
est
corrodé
par
le
quartz,
ce
qui
do"ne
à
ces
contours
un
aspect
que lq uefois
den te lé.
Sa
tra nsforma tian
en
amphi. DoLe
associée à des oxydes est courante.
L' amphibole
peut
apparaître
indépendamment
des
phénomènes
d'ouralitisation,
sous
une
forme
sub-automorphe
dépourvue de toute inclusion ou de reliques de pyroxène.
La biotite de couleur brune,
présente une extinction
ondulante
avec
des
clivages
déformés.
Elle
renferme
de
petites
inclusions de zircon,
d' apatite et de prehnite.
Ces
roches
sont
narsemées
de
zones
de
composition
gabbroïque,
avec des limites diffuses· (fig. 37 ).
Fig. 37 - Relique de gabbros à l'intérieur de la diorite quartzique.
11.4 -
ANALYSE MODALE
L ' 2.nalyse
modale
des
séries
de
Tonkouto
et
de
Sansankoto
a
été
effectuée
pùr
comptage
de
points.
Certaines
précautions
ont
été
prises
en
vue
de
rendre
cet
écha.ntillonn2.Qe
le
plus
crédible
possible.
C'est
ainsi
que
toutes
les
lames
q;i
ont
fait
l'objet
de
cette
analyse
appartiennent
à
(,ies
lits
pr:s
séparément.
Pour
visualiser
la
variation
des
.
.
1
p:-lnclpaces
phases
minéralogiques
et
comparer-
les
deux
sér-i.es,
nous
avons
projeté toutes les données sur la fig.
38a.

---

- 58 -
Hb
Bt
Pt
a
/
S"-"::SX.1:üTü
Fig. 38a- Analyses modales des principales variétés pétrographi-
ques non porphyriques des séries de Tonkouto et de San-
sankoto.
L' orthopyroxène
n' existe
que
dans
·les
gabbros
riches
en
pyroxène
et
disparaît
dans
les
autres
faciès.
Le
clino-
pyroxène
bien
représenté
dans
la
série de Sansankoto diminue
progres-
sivement
en
allant
vers
les
formations
les
plus
évoluées,
par
contre
la
biotite
et
l'amphibole
augmentent
régulièrement.
L'amphibole
primaire
fait
son
apparition
à
partir
des
diorites', q uartziq '.les.
Le
plagioclase
et
le
microc1ine
âugmement
vers
les
gabbros
riches
en
plagioclase
pour
suivre
une
évolution
différente
dans
les
autres
faciès.
Le
pourcentage
en
quartz
progresse
au
fur
et
a
mesure
que l'on se rapproche des diorites quartziques.
..... ", '.............
.. t
]
PI
". .. : » }
'.'~'--
2 > : : > ; " " " . " , . " , . , .. ".'.' •••
J
,
[1 ...,'.,.,.,.,.,.,',..,.,....,..,.,
Lf:::::;:::.:(;';.::::;:.::::.::::::':::::::::
"....,,-J
J
I\\HH:.m-:::·::~ ~linéral ctmulus
Fig. 38b- Proportions des principales phases minérales des roches
à tendances cumulatives : gabbros riches en pyroxènes
(1), gabbrono\\:ites
(2), diorites à amphiboles (3)."
\\- .

---

- S9 -
Sur
la
fig.
38b
nous
avons
représenté
les
proportions
des
principales
phases
minérales
des
roches
à
tendance
cumulative.
Il.5 - OR IG INE DU MICROCL INE
La
dualité
du
comportement
du
microcline
et
de
l'amphibole
entraîne
un
positionnement
différent
dans
le
diagramme
Px-PI-Hb
(fig.
39).
En
effet,
l<::s
roches
de
la
séne
de
Sansankoto
se
situent
dans
la
zone
des
gabbros
norites,
tandis
que
les
échantil-
lons
de
Tonkouto,
hormis
les
gabbros
riches
en
pyroxènê,
s'alignent
parallèlement à la droite PI-Hb.
En
plus,
en
reportant
les
données
fournies
par
le
compteur
de
points
sur
le
diagramme
de
Lameyre
et
Bowden
(982)
(fig.
),
on constate
(mis à part l'échantillon 134)
l'existence
de
deux
tendances
tholéi.'tique
pour
la
série
de
Tonkouto
et
calco-
alcaline
pour
la
seconde.
Bien
sûr,
l'on
peut
faire
remarquer:
que
l'amphibole
et
la
biotite,
qui
ne
sont
pas
prises
en
compte
dans
ce
diagramme,
ont
joué
un
rôle
dans
l'établissement
de
cette
tendance
tholéi'tique
mais
cela
ne
résoud
pas
le
problème,
car
cette
dichotomie
persiste
au
niveau
chimique
dans
le
diagramme
MgO-K 0-Na 0.
2
2
Alors d'où vient cet excès de potasse ?
-
Une métasomatose potassique ?
-
Une contamination du magma primitif ?
Une évolution différente d'une même souche magmatiq lie ?
En
revenant
sur
les
données
de
terrain,
on
constate
que
la
zone
à
microcline
est
très
étendue
(fig.
40),
d'où,
sans
l'exclure
totale-
ment,
nous
pouvons
dire
que
si
la
métasomatose
potassique
a
joué
un
rôle
par
exemple
pour
l'échantillon
134,
elle
n"explique
pas
à elle seule la présence du microcline.
L'existence
de
reliques
de
roches
étrangères
au
magma
dioritique
relatée
dans
les
diorites
quartzites
milite
en
faveur
d' un
mélange
magmatique,
mais
ce
phénomene
n'exp hq ue
pas
l'enrichissement
en
potasse,
dans
la
mesure
où
ces
.reliques
sont
plus
basiques
que
l'encaissant.
Etant
donné
les
mauvaises
conditions
d'affleurements,
une
étude
isotopique
serait
d'un
grand
apport pour étudier une éventuelle contamination du magma dioritique.
L'évolution
différente
d'une
même
souche
magma-
tique,
qui
semble
être
le
mécanisme
prépondérant
dans
la
formation
de cette tendance potassique,
sera discutée dans la par'tie géochimique.

---

- 60 -
Q
•
F4-..-----.;...-----------------~P
Pxr---------------..---------------~Hb
Px Hbi te
Gabbros riches
en Px
roches
rnélanoc:ates
Roches
leucocrates
PI
Fig. 39- Diagram:ne F-Q-P. Les ài'lerses tendances àes rocnes Je
Tonkouto (points) et de Sansaukoto (étoiles) selon
La:neyre et BOvlden (1982). Dans le diagramme Px-Pl-Hb
les deux séries occupent des champs distincts.
~,:
~--

---

r ·
-
Ol
-
;••... ',0~!~din3-foulbé
.)i/!
« .....
...... :- ......
\\
Zone iJ. ~·licTocline
Zone sa~~ ~licTocline
o
SKm
....-------44
Fig. 40- Répa=tition du microcline dans les formations basiques
de la partie occidentale.

---

- 62 -
II.6 - COMPARAISON DES SERIES DE SANSANKOTO ET DE TONKOUTO
Microcline
Amphibole
Pyroxène
Litage
IplagioClasel
Biot.2. te
- - 1
1----+---*-+-1--------+-[--"------[-1--
Série
1· Petite
1·
Absente 1· Absent
1· Omnipré-I· Re~ré- 1· Bie~
taille
sauf dans 1
Isente et
Isente
marque
1
de
les dio:-l-I
souvent
unlquement
1
tes à bio-i
1 primaire
1 dans
les 1
Tonkouto
ti te et les
1ers
1
1
1
t:r- '
gabbros
mes gao-
1
I
1
1 riches
en 1
1
1 broïques
1
1
1 pyroxène
1
1
1
!
_
--1--1--------+-1- - 1
1
1
Série
Grande
1
Omni-
1
Souvent 1· provientl· Omni-
1· Pastou-
1 . taille
\\ ~résente
l' présent 1de la transl
présent 1jours évi-
1
de
1. Bordure
formation
dent
1
1 albi tiq~e
1
1
1 des
pyroxèi
1
et myrme- 1
1
1 nes
sa~f 1
1
Isansankoto kite fré-
exceptlon
l
1
1quente
1
1
1
1
1
* Sauf au niveau de l'échantillon 134, où le pourcentage modal du microcline
peut atteindre 45 %.
11.7 - CONCLUS ION
L'étude
pétrographique
des
formations
basiques
de Tonkouto et de Sansankoto révèle une grande diversité pétrographique
et
texturale,
qui
nous
a
conduit
à
subdiviser
cet
ensemble
en
deux
séries.
Ces
senes
sont
constituées
par
une
succession
de
différents
faciès
allant
des
gabbros
aux
çiiorites
quartziques.
Les
faits
marquant
cette
étude
sont
l'absence
d'olivine
au
niveau
des
termes
basiques,
malgré
les
faibles
teneurs
en
silice,
les
teneurs
rela tivement
basses
en
anorthite
des
plagioclases
et
la
présence
quelquefois
très
localisée
du microcl ine.
Dans
les
gabbros
riches
en
pyroxène,
la
séquence
de
cristallisation
débute
toujours
par
le
couple
orthopyroxène
clinopyroxène.
Dans
les
diorites
à
amphibole
et
les
di.0rites
à
plagio-
clase,
l'ordre
de
cristallisation
est
bouleversé.
Le
quartz
(sauf
dans les gabbros à
amphibole)
et le microcline sont toujours tardifs.
11.8
ETUDE
MINERALOGIQUE
DES
FORMATIONS
BASIQUES
DE
LA PARTIE
OCCIDENTALE
11.8.1 -
Rappel
Selon
la
nature
du
litage,
le
pourcentage
des
alca lins
et
leur
si tua tion
géographique,
nous
avons
défini
deux
séries dans l' ensem b le des forma tions basiques.

---

g
; .......
" ..~."
Gabbros à amphibole
Diorites quartziques (tonalitesl
-=-tGabbros
riches en
F 1
pyroxène
~ I-~~-·
l
1 2'
Ech.
73
r-l~ 121
1~---r-~~~1 5283 1 13~;-T-~-1
~ 1
r
QUôl'tz
r-- --- 1
r
5,8
1
9,6
1
6,3
1
5,6
34,50
11,58
1
0,7
1
22,9
-
1 Plagioclase 1
24,8
1
57,2
1
35,9
1
33,1
1
137,8
1
57,49
1
58,4
1
15
1
60,7
"-l
Cl
1
tr
~'iCl'OCline 1 --- 1 ---
1
---
1
---
1
---
1
---
1
---
1
45
1
"-l
H
1
Amphibole
1
2,1
1
33,6
1
51,9
1
58,0
1
5,10
1
7,80
1 2 6 , 3 8 1
36
1
5
n::
"-l
Ul
1
Bioti te
1
0,4
1
---
1
---
1
---
1
---
1
---
1
---
1
---
1
9
1
PYI'()xène
1
68
1
tr
1
---
1
---
1
---
1
---
1
---
1
---
1
'-_~~_oires 1 4,6 1 3,3 1 2,6 1 2,5 1 1,5 1 0,3 1 3,47 1 3,2 1 _~~9__
Gabbros
riche~
o
1
pyroxene r
en
Leucogabbros
Diorites quarlziques
1
Q,
1
1
G)
~ 1
1
I~~
nO Ech.
1~1-4~---~~-61 147
150
142 1
l
11T1
139
1
~ 1- Quar;;--~~
2,9
1
1,9
r
4,9
1
11,7
1
7,5
T 8,4 r-l~1
U)
1
Plagioclase 1
61,9
1
72,6
1
62,1
1
60,3
1
48,6
1
48,8
1
46,9
1
45,4
1
"-l
Q
1
Mic:rocline
1
---
1
] ,8
l
'1,3
1
9,5
1
]5,3
1
13,3
1
7,2
1
12
1
W
H
1
Arnpllihole
1
AJ
1
,J
1
0,6
1
0,18
1
,J
1
7.8
1
3,9
l
'1
1
n::
"-l
Ul
1
Biotite
1
4,9
1
JO,7
1
6,7
1
10,3
1
8,8
1
12,9
1
17,7
1
13,9
1
1
Pyroxène
1
30,6
1
9,7
1
21,7
1
13,6
1
14,2
1
8,6
1
14,3
1
9,9
1
1
Accessoires 1
1,6
1
1,9
1
2,5
1
1,1
1
1,3
1
0,8
1
1, 3
1
1,3
1
AnnlYges modales des principaux termes pétrographiques des formalions basiques de la partie occidentale.

---

- 6~ -
Une
série
sud
(ou
série
de
Tonkouto)
composée
de
cumulats
ferromagnésiens
et
feldspathiques
de
nature
gabbroïque
ou
d iori tlque
avec
beaucoup
de
minéraux
ferromagnésiens
hydratés
(amphibole
et/ou
biotite).
Cette
série
est
quasiment
dépourvue
de
feldspaths
potassiques.
-
Une
série
nord
(ou
série
de
Sansankoto)
plus riche en minéraux
leucocrates.
Elle
est
essentiellement constituée
de
gabbros,
qui
évoluent
dans
la
partie
occidentale
vers
des
diorites
quartziques.
Cette
évolu-
~ion
se
révèle
dans
la
composition
minéralogique
par
une
variation
progressive
de
la
composition
chimique
des
principales phase~ exprimées
(Cpx -
biotite).
11.8.2 -
Chimisme des minéraux
L' ensem b le
des
roches
des
formations
basiques
montre
des
caractères
évolutifs
sur
le
plan
minéralogique.
Chaque
espèce
minérale
(pa rticu lièrernen t
les
biotites)
présente
des
variations
chimiques
notables,
suivant
qu'elle
appartient
au
faciès
gabbroïque
ou
dioritique.
Les
analyses
chimiques
des
minéraux
ont
été
faites
à la microsonde électronique.
A
l'a ide
de
quelques
représentations
graph iq ues,
nous
allons
tenter
de
faire
ressortir
les
caractéristiques
chimiques
des différents minéra ux.
Il.8.2.1 -
Les pyroxènes
Dans
la
partie
pétrographique,
nous
a 'Ions
vu
que
les
pyroxènes
étaient
différemment
représentés
dans
les
formations
basiques
de
la
partie
occidentale.
Uniquement
représentés
dans
les
premiers
termes
ga b broïques
de
la
série
de
Tonkou to,
particulière-
ment
dans
les
gabbros
riches
en
pyroxènes,
les pyroxènes se retrouvent
dans
tous
les
faciès
de
la
série
de
Sansankoto.
Leur
pourcentage
modal
varie
de
10
à
70
%.
Il
décroît
rapidement
des
gabbros
riches
en pyroxènes aux diorites q uartziq ues.
Le
pyroxène
est
toujours
la
première
phase
minérale
à
cristalliser
d'où
son
habitus
automorphe.
Sa
taille
est
variable
:
il
se
présente
en
cristaux
de
grande
taille
(0,5
mm)
ou
en
petits
cristaux
(0,1
mm)
pouvant
contribuer
à
l'jtablissement
de
véri ta b le
texture en mosaïque.
"
\\
,j'
,,..
Il.8.2.1.1 - ~~~__~IJ~2~~~~~~~~i
Les
clinopyroxènes
sont
beaucoup
,plus
fréquents
que
les
orthopyroxènes.
Ils
existent
dans
toutes
les
roches
de
la
sene
de
Sansankoto
et
dans
les
gabbros
de
la
série
de
Tonkouto.
Le
minéral
renferme
généra lemen t
des
inclusions
d'oxydes
disposées
parallèlement
aux
clivages
et
ses
bordures
sont
souvent
transformées
en amphibole.
Composition chimique
L'analyse
à
la
microsonde
électronique
montre,
d'après
la
classification
de
Poldervaart
et
Hess
(1951),
que
les
Cpx ont la composition de Diopside - Salite
Augite
(fig.
41
).
La
majorité
des
points
est
regroupée
dans
le
champ
des
salites
mais,
on
note
une
légère
évolution
indiquant
une
diminution
du Ca et

---

- 6s -
Mg
vers
les
faciès
évolués.
Cette
courbe
d'évolution
est
comparable
à
celle
des
Cpx
de
l'in:rusion
de
Skaergaard
(Wager
et
Brown,
1968),
des
ophiolites
de
la
Méditerranée
orientale
Guévguéli
(Bébien,
1982),
du
massif
de
Burguillos
(Pons,
1982)
mais
aussi
à
celle
du
Burkina Faso (Ouedraogo,
1985).
2
3
12
1 : dJ.ap'si.d.~
9 : a.w;J-t.z ~l.~.'x.c1.ci 'tue
2 : 4<LLLte
10 : t.;Z.;tA o-aur.,...i.-toZ ~w,ca.1.c .. que
3 : r.JZ.M.o~e
11 : 1t1<;.- p.ù;. eon,U..z
~ : Ited.~~.z
12 : p.L;.wrr.i-t.e
5 : ~:ap4i.d.2.
13 : /.vuw-p.L; wJU..t.e
6 · ~~
.
14
cI..i.Ju>-~~,z
·
.
7 : t.~ë:
15 : cUr..o-fu;p~-'t..Zrt"
8 · t.,z...t..,to-fuu!.~er~.z
i6 : cl..i-'tJ-'- /.VVl.O~e
·
Fig. 41- Composi.:. ion des cl incpyroxènes dans le diagramme Ca-Fe-Mg
Les clinopyrox~nes des diorites (êtoiles) présentent un en-
chissernent en fer par rapport à ceux des gabbros riches en
pyroxènes de Tonkouto (carrés vides) et de Sansankcto
(points) .

---

-.66 -
cependant,
Si
est
abondant
et
peu
variable
(1,93
à
1,97)
on note une légère augmentation vers les diorites quartziques.
Cr
et
Ni
sont
très
faibles
et
aucune
évolution
ne
peut
ê~re
mise à jour à partir des données obtenues.
acides.
Il
vane
de
Fe t
augmente
da.ns
les
Cpx
des
roches
croît
rapidement
dans
1,87
à
3,39.
La
courbe
d'évolution
du
fer
quartziques
(fig. 42a).
les gabbros avant de
s'estomper dans les diorites
0.1
0
Art
Fel
...
•
... r1.
,
0
•
.30
-
œ
,'"
-.
-
ID
.06
0
.20
0
JI. *
Jf- * JI.
***
,10
a
.cl c
o
•
#
Ti
~
o
•
...
.9
.06
0
...
.8
C
.04
Jft.*
-o.et
•
~*
.02
*
.7
**
b
d
x~
08
07
o.a
0.7
b.6
Fig. 42- Variations de Fet, Mg, AIt et Ti en fonction du rapport
L~g (XMg = Mg 1 (Mg + Fet)).
t
Mg
et
Al
sont
élevés
dans
les
termes
gabbroïques,
mais
décrois,
sent
rapidement
dans
les
termes
plus
évolués
(0,82
à
0.72
et
0,1
à
0,03)
(fig.
42b et c).
Ca
est
neu
val'Î<l.ble
0,9
à 0,8 et
relativement
élevé.
.
Ces
teneu rs
augmentent légèrement vers les gabbros riches en pyroxène.
Ti
est
faible
(0
Ct
0,1).
Il
apparaît
en
fonction
du
rapport
2
XMg(=Mg/Fe ++t-.lg)
que
Ti
se
répartit
en
deux
champs
(fig.
L2d
).
Le
premier
relatLvemenr
riche
en
cet
élément
correspond
aux
clinopyro-
xènes
des
gabbros
ri.ches
en
pyroxène
le
second
pauvre
en
Ti

---

- 67 -
représente
les
roches
plus
évoluées.
Cette
diminution
cie
TL
dans
les
clinopyroxènes
des
roches
évoluées
est
a
l:aprrocher-
de
celle
t
de
l' Al
elle
suggère
une
diminution
de
l'importance
de
la
molécule
CaTiA1 0 , liée à l'augmentation de Si.
2 6
Le
rapport
XMg
diminue
aL!
cours
de
l' évcl ution
et
aucune
distinction
n; a
pu
être
faite
entre
les
Cpx
de
grande
taille et les Cpx à texture en mosaïque.
A
partir
de
la
composltlOn
cLimlque
des
Cpx
des
laves.
Kushiro
(1960)
et
Le
Bas
(1962)
ont
proposé
des
diagrammes
à
partir
desquels
on
peut
établir
la
nature
des
magmas
qui
leur
ont donné naissance.
Dans
les
diagrammes
Si0 -A1 0
et
Al TL0
2
2 3
z
2
(fig.
L.3a et L.3b ).
Lebas
(op.
cit.)
distingue
les
pyroxènes
des
roches
sub-a lca lines.
a lca lines
et
per-a lca lines.
Les
Cpx
des
forma tians
basiques
de
la
partie
occidentale
tombent
dans
le
champ
des
roches
sub-a lca lines.
Cette
tendance
sera
confirmée
par
le
diag ramme
Al-Si
de Kushiro (960)
(non figuré) et ultérieurement par l'étude géochimique.
Cependant.
dans
le
diagramme
Ca+Na+K
Mg - Fe+Mn,
tous
les
points
sont
décalés
vers
les
roches
alcalines
(fig. 43c).
Ce
phénomène
résulte
des
fortes
teneurs
en
calcium.
E:tcore
une
fois.
ces
diagrammes
ont
été
conçus
pour
les
clinopyroxènes
des
roches
volcaniques,
ce
qui
n'est
pas
le
cas
des
roches
basiques
de
la
partie
occidentale.
Mais
ils
ont
l'intérêt
de
montrer les
fortes
concentrations
des
alcalins
et
du
calcium,
qui
sont
probablement
dues
au
fait
que
les
Cpx
ont cristallisé dans un milieu hydraté
(Green et Ringwood,
1968).
o
®
5i02 » ...
Alz
:~:~:~:~::::::
18
14
51
1
3
10
49
2
2
.........................
6
.......
47
.................
1
2
45 \\ - - _ - _ - _ -__- - _ - - - - -
2
3
4
5
2
3
Fig. 43 (suit e)

---

- 68 -
2+
3+
Fe
+ Fe
+ Mn
S
:::
Fig. 43- Projection de lacdrnposition des clinopyrox~nes dans les
diagrammes SiO -Al ° , Alz-Ti0
et Mg- (Fe+Mn)- (Ca+Na+K).
2 2 3
2
Les
Opx
n'apparaissent
que
dans
les
gabbros
riches
en
pyroxènes.
Ils
sont
automorphes
et
peuvent
contenir
de
petites
paillettes
de
biotite.
Dans
la
série
de
Tonkouto,
les
bordures
des
Opx
montrent
fréquemment
des
transformations
en
biotite
souvent
chloritisée, associée à des minéraux opaques.
Il
apparaît
une
nette
différence
entre
les
Opx
de la série de Tonkouto et ceux de la série de Sansankoto.
Série de Tonkouto
Les
teneurs
en
SiG?
et
MgO
sont
plus
élevées
..
(respecti vemen t 54,3 et 26,4 en moyenne) .
Les
teneurs
en
FeO
et
MnO
sont
rela ti vement
basses 05,2
et 0,32 % en moyenne) .
Série de Sansankoto
Les
teneurs en Si0
et MgO sont faioles
(53 et 22,3),
2
par contre, celles en FeO et 1I:nO sont plus élevées
(21,2 et 0,64 %).
Dans
les
deux
séries,
l'A1 0 ,
le
Cr 0
et
les
2 3
2 3
alcalins,
montrent
peu
de
variations
et
sont
en
général
très
faibles.
La
baisse
des
teneurs
en
MgO
et
l'augmentation
du
fer
entraînent
une
diminution
du
rapport
XMg
(de
"0,75
à
= 0,65)
dans
la
série
de Sansankoto.
Les
Opx
ont
une
composition
d' Hypersthène
W03 ,2_0,9 En75 ,1_52,7 FS35 ,1-21.S·
11.8.2.2. -
Les amphiboles
Les
amphiboles
ont
un
habitus
variable
suivant
leur
précocité
dans
la
séquence
de
cr-istallisa tion.
Elles
sont
plus
abondamment
=-eprésentées
dans
la
série
de
Tonkouto
(où
dles
peuvent
former
la
principale
composante
des
lits
sombres).
par
contre,
elles

---

"~%"'l'...'';
.~,.•"','''>','
"
'.'
,.'" ...~.. >',-'..
l''lIHERAL
1
ORTHOPYROXEtlE
llUI'IERO O'ECHAHTILLON
,..~
,,,~
73
73
71
7J
7J
73
'4~
'4~
'4~
POINT
0002
0011
0012
001~
002~
0026
01
02
07
la
1 ~
SI02
~4.~e
~4.6:1
:14.37
~4.61
'H.12
:14.29
~3.:l1l
~2.72
~3.' 3
:l2.6~
~3.29
TI02
.12
.22
.09
.14
. 09
.09
.09
.18
.07
.27
. 117
AL203
.96
1.24
1.02
1.1l1
1.40
1. 02
.76
.98
1.09
.89
.76
CR20J
. 0'
• a a
.00
.00
.1l0
· 110
.0'
.1l0
.00
.00
.O~
FEO
1:5.79
1:1. 16
15.~8
lJ.47
15.47
1~.:l9
21 . 7~
20.70
21.13
21.54
20,96
MNO
.40
.34
.37
.:10
.3:1
.39
.60
.~8
.72
.:16
.74
tl1 a
.05
.00
. Il
.3'5
.07
· 00
.00
. O~
. 04
,01
.13
l'IGO
26.51
26.13
26.2J
27.21
2':'.28
26.05
22.~J
22.63
21.95
22.27
22.11
CAO
.60
1 . 4~
.6;"
1.61
.47
1.19
.87
.89
1 .07
.9\\
.80
NH20
.05
.02
.03
.00
.02
· O~
.00
.02
.03
. O~
.00.
.00
.00
. 02
.00
. 02
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.1)0
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.74

---

-
71 -
sont
souvent
d'origine
secondaire
(provenant
de
la
déstabilisation
des pyroxènes)
dans la série de 5ansankoto.
Dans
les
gabbros
riches
en
pyroxène.
l'amphibole
est
xénomorphe
et
poecilitique
et
ses
clivages
sont
soulignés
po.r
des
minéraux
opaques.
Elle
devient
automorphe
et
zonée
dans
les
gabbros
à
mégacristaux
d'amphibole.
En
revanche,
dans
les
dtorites
quartziques,
sa
forme
est
variable
mais,
en
gros,
elle
a
tendance
à
être
automorphe
dans
les
lits
sombres
et
en
phase
post-cumulus
dans
les
lits
clairs.
Au
niveau
des
diorites
quartziques
à
ô.mphibole
et
biotite,
elle
redevient
automorphe
et
se
transforme
fréo. uemment
en chlorite.
Nomencla ture
En
reportant
les
données
chimiques
(tabl.
) dans
le
diagramme
de
classification
de
Leake
(1978)
(fig.
44 ),
on
consta te
qu 1 à l'intérieur :
des
gabbros
riches
en
pyroxène
des
séries
de
Sansankoto
et
Tonkouto,
l'amphibole
a
une
composition
variant
entre
celle
d'une
magnésio hornblende et d'une édénite
:
d'amphibole,
l'amohibole
devient
des
diorites
à
mégacrista ux
5i0
et
en
MgO.
Sa
composition
moins
p léochroïq ue
et
s'en rich i t
en
2
chimique est celle d'une actinote
;
_ des diorites à amphibole et des diorites quartziques' à amphibole
et
biotite,
l'amphibole
présente
est
de
type
hornblende.
(L'édénite
a
été analysée dans
l'échantillon
134,
mais
rappelons
que cet échantil-
lon
est
anormalement
riche
en
microcline,
alors
que
le
reste
de
la série en est pratiquement dépourvu).
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(1978) •
Les amphiboles ont des teneurs en Si et Ti variables
respectivement
6,4
à
7,7
et
0,01
à
0,3
(nombre
de
cations
pour
23
oxygènes).
Ces
deux
éléments
évoluent
en
sens
contraire.
La
silice
augmente
des
amphiboles
de
type
hornblende
darls
les
gabbros
à
pyroxène
vers
les
amphiboles
de
couleur
vert
olive
ou
incolores
des
d~orites à
mégacristaux
d' amphibole.
Cependant,
il
est
important
de
faue
une
distinction
entre
les
amphiboles
primaires
et
les
amphi.-
boles
secondaires
provenant
de
la
transformation
d'anciens
pyroxènes.
Pour
cela,
en
plus
des
caractéristiques
décelées
en
lames
rrünces,
0X:
s' a~er.çoit
que
ce~
d~rniè.res
ont
dèS
teneurs
plus
faibles
e:î
1
Tl
(0,00
a
0,09)
et
pcus
elevees
en
51.
Ces
deux
ensembles
ressortent
ne,ttement
dans
le
dL',;ramme
Si-Ti
de
Leake
(1965)
et
Vejnar
(1975)
(flg.
45).

---

- 72 -
La
majori!é
des
amphiboles
analysées
se
placent
dans
le
champ
des
amphiboles
ignées,
par
contre,
les
amphiboles
secondaires
moins
riches
en
Ti,
tomber,t
dans
le
champ
des
amphiboles
métamorphiques.
Ces
résultats
confortent
les
observations
microscopiques
qui
faisaient
dériver
les
mégacristaux
d'amphiboles
des
diorites
d'anciens pyroxènes .
.4
TI
.3
.2
.1
7.4
7
SI
Fig. 45- Diagragma ri-Si (Leak. 1965). La. coreL •• viè •• r.pr' •• ~­
~ont 1•• amphibolos do. diori~.s à m4gacrisc.ux d'amphi-
~ol.l.
11.8.2.3 -
La biotite
Elle
est
omniprésente
dans
la
série
de
Sansankoto
depuis
les
gabbros
riches
en
pyroxène
jusqu'aux
diorites
quartziques
en
passant
par
les
gabbros
norites.
Par
contre,
elle
n'apparaît
que
dans
les
gabbros
riches
en
pyroxène
et
dans
les
diorites
quartziques
à
amphibole
et
biotite
de
la.
série
de
Tonkouto.
La
biotite
des
termes
basiques
se
présente
en
grandes
plages
xénomorphes
et
poecilitiques.
('est
l'un
des
derniers
minéraux
à
cristalliser.
Dans
les
termes
plus
acides
tels
que
les
diorites
quartziques,
les
inclusions
deviennent
plus
rares
et
la
forme
de
la
biotite
tend
à
être
automorphe.
Elle
est
très
pléochroïque
et
se
colore
dans
les
bruns.
Elle
tend
à
se
transformer en
chlorite
associée
à
des
minéraux
opaques
ou
en
prehnite.
La
biotite
existe
aussi
sous
forme
de
petites
lamelles
incluses
à
l'intérieur
des
Opx
ou
sur
la
bordure
de
ces
derniers.
Composition chimique
Les
biotites
ont
été
analysées
dans
les
lames
plus
représentatives
de
chaque
faciès
des
for'mations
basiques
de
la
partie
occidentale.
L'ensemble
des
données
est
reporté
sur
le
tableau 3l
Nous
!""l' avons
pas
fait
le
partage
du
fer
et
ce
dernier
2
est donné sous la forme
Fe +.
Il
ressort
de
l'étude
des
cionnées
chimiques,
une
remarquable
constance
de
A1 0
total
ct
une
variation
régulière
2 3
des
autres
éléments,
à
l'exception
des
alcalins
et
du
titane.
La
variation
des
différents
éléments
en
fonction
du
rapport
XMg
est
synthétisée dans la Îig.
46.
La
silice
décroît
le!""ltement
mâ.is
de
façon
bien
régulière
des
gabbros
aux
diorites
quartziques
(5,75
à
5,60).
Il
va sans dire tue ces variations vont se traduire par un léger e!""lrichis-
seme nt de l'Al V qui sert à remplir le site t~traédrique.

---

- 73 -
3
2 1 - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - 1
Ca +Na +K
TI
•
•
.
-4
-:;-
-
I~ :l':
,,~
" ...
1
~"
:l
:l
'JO'"
"
:l
o
1,t.......
::
.~
0
JIU .~~
N
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u
~
....
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N
~
N
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.......
.J:J
:l
~
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• ..,j
u..::JI.
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W
:... "'" =
Jo.6
0
1 w "'" ~
o ..
~.~ 2C
0
1" "
"
l'~
.....
&.::..:
~:­
:::. er .....
Fig. 46- Variations du contenu cationic;ue en foncr:ion àe XHg
(XMg = Mg ! (Mg + Fe) dans les biotites.
"
)..."

---

-
/4
-
Il
est
intéressant
de
noter
le
comportement
contrasté
2
du fer et du magnésium qui met en évidence la substitutlOn
Fe + ~ Mg.
2
3
La
considération
du
fer
total
(Fe +..;-Fe +)
et
non
du
fe 2+
dans
la
présentation
de
ces
diagrammes
explique
le
fait
que
ces
deux
courbes
ne
sont
pas
strictement
symétriques,
car
en
réalité
la
substitution
2+
n'intervient
qu'entre
Fe
et
Mg.
Cependant,
au
vu
de
ces
représenta-
.
d
F 3+
'1'
bl
F 2+
tlOns
on
peut
ire
que
e
est
neg 1gea
e
par
rapport
au
e
.
La
somme Ca+Na+K
et
Ti
en
fonction
de
XMg
montre
une nette différence
entre
les
biotites
des
séries
de
Sansankoto
et
de
TonkouLO.
Elle
est
moins
élevée
dans
la
première
et
ne
présente
aucune
tendance
bien
définie.
Par
contre,
dans
la
seconde
série,
elle
montre
une
augmenta tion
très
nette
vers
les
d iori tes
q uartziq ues.
Inversement,
le
titane
subit
une
augmentation
dans
la
série
de
Sansankoto
et
diminue dans celle de Tonkouto.
Si l'on admet que la distinction entre les phlogopites
et
les
biotites
repose
sûr
le
rapport
XFe,
les
micas
des
gabbros
riches en pyroxène sont essentiellement des phlogopites
(XFe < 0,4)
et du
coup
seules
les
diorites
quartziques
seraient
à
biotite
(XFe > 0,4).
Le
d iag ramme
de
Nockolds
(fig.
47 )
met en évidence
la
variation
de
Fe
et
Mg
et
indique
par la
même occasion des composi-
tions normales peur des biotites associées à des amphiboles .
•.-I-4J
,..
/
•
-JO
/
/.'/-------.i..-------------.L---------"A2...'03
1;,0
Fig. 47- Diagramme de Nockolds (1947) .
•
: roches à composition gabbroîque
o : roches ~ composition dioritique
l
: domaine à biotite + amphibole
I I
:domaine à biotite seule
III:domaine à biotite + muscovite
IV :dornaine à biotite + silicates d'alumine.
i·

---

- 75 -
Evolution magmatique des biotites
Les
variations
dl1
rapport
Fe/F'2+Mg
(XFe)
nous
permettent
de
mieux
sa isir
les
évoluti.ons
de
certa lns
paramètres
tels
que
la
fugacité
d'oxygène
et
la
température
du
magma.
Variant
entre
0,23
et
0,31
dans
les
gabbros
riches
en
pyroxène
de
la
série
de
Tonkouto,
le
rapport
XFe
est
compris
entre
0,32
et
0,35
dans
ceux
de
Sansankoto
et
il
est
supérieur
à
0,43
dans
les
dLorites
quartziques.
En
d'autres
termes,
le
rapport
XFe
croLt
au
cours
de
l'évolution
des
gabbros
aux
diorites.
Cette
augmentation
résulte
des
conditions
f0
et
TO
croissantes,
d'après
les travaux expérimentaux
2
de
Wones
et
Eugster (1965).
Cependant,
nous
ne
pouvons
quantifier'
3
les
phénor.1ènes
à cause de la carence d'analyses du Fe +.
Ilo9
ETUDE
GEOCHIMIQUE
DES
FORMATIONS
BASIQUES
DE
LA
PARTIE
OCCIDENTALE
11.9.1 -
Introduction
Les
roches
basiques
de
la
partie
occidentale
du
secteur
étudié
n'ont,. jusqu'à
pr2sent,
pas
fait
l'objet
d'une
étude
pétrographique
ni
géochimique
détaillée.
Le
but
de
ce
chapitre
sera
de
voir
si
l'évolution
observée
dans
l'étude
pétrographique
et
minéralogique
est
confirmée
par
l'analyse
des
données
chimiques.
Pour
se
faire,
21
analyses
ont
été
effectuées
dans
ces
formations.
Elles se répartissent comme suit
:
-
12 analyses dans la série de Tonkouto (tabI. .-5 )
- 9 analyses dans la série de Sansankoto (tabl.6 ).
1l .9.2 - Caractères chimiques
11.9.2.1
Evolution
des
oxydes
en
fonction
de
l'Indice
de Solidification
Cette
discussion
sera
basée
sur
la
variation
des
oxydes
en
fonction
de
l'indice
de
solidi.fication
de
Kuno
(1968).
D'ores
et
déjà,
en
regardant
les
analyses
chimiques
on
s' a.perçoit
que
certains
éléments
tels
que
Si0 ,
MgO,
F~O
et
les
alcalins
sont
2
très variables,
par contre Ti0
montre de légères variations.
2
La
silice
diminue
brutalement
des
diorite's
quartziques
aux
gabbros
(72
à
47
%).
Dans
le
diagramme
Si-SI
(fig.
48
),
les
différents
termes
pétrographiques
définis
lors
de
l'étude
pétrographique
occupent
des
champs
bien
définis.
Au
sommet
de
la
courbe
traçant
l'évolution
de
ces
formations,
on
retrouvé
les
diori.tes
quartziquEs
riches
en
Si,
avec
SI
varian(
entre
5
et
:.:
25, suivies des
gabbros
et
des
gabbros
riches
en
pyroxène
à
tendance
'.
cumulative.
Entre
ces
deux
derniers,
la
silice
est
peu
vari.able
et les faciès gabbroïques s'étirent parallèlement à l'axe des abscLsses.

---

- 76 -
80--------------------------·~-----,
N
o
•
en
.-
1-
-
@
Diori tes Quartziques
4)
60 -
8*
-
* Gabbros
* *
-
Gabbros ,1
.
tenclélnce CUJTIU1;:11:1 ve
40 \\-
--&.I
.l...-I
--1'
..I--I
'L-
....L.-
I
- - J
20
40
60
SI
Fig. 48- Diagramme SiO
- sr (indice de solidification de Kuno 1968).
Z
(définition de SI : IOOMgO / (MgO+Fe 0 +Na 0+K 0).
2 3
2
2
Dans
la
figure 49
nous
a vons
reporté
les
autres
données
chi.miq ues
(ana lyse
de
roche
totale)
en
fonction
de
SI
( Indice
de
Solidification).
Les
teneurs
en
aluminium,
très
fnibles
dans
les
gabbros
à
tendance
cumulative
(6
à
8
%),
se
sta bilisen t
aux
environs de
16 % dans les autres faciès.
Le
magnésium,
le
fer
et
le
calcium
et
dans
une
moindre
mesure
le
titane,
diminuent
régulièrement
vers
les
rochéS
évoluées.
Notons
cependant
que
les
gabbros
riches
en
pyroxène ont
'. des
teneurs
en
MgO
beaucoup
plus
élevées
que
dans
les
autres faciès,
f;
tandis
que
le
fer
amorce
une
diminution
au
niveau
de
ces
mêmes
formations.
Le
K 0
évolue
de
manière
plus
désordonnée
que
2
les
autres
oxydes,
bien
que
la
tendance
générale
soit
â
la
hausse.
Les
échantillons
du
secteur
de
Sansankoto
montrent
des
teneurs
plus
élevées
en
K O.
Le
désordre
observé
correspond
à
la
répartition
très
irrégulière
des
roches
riches
en
mlcrocline
secondaire
qui
apparaissent
sans
organisation
particulière
au
sein
des
diorites
et des gabbros.
~.
Eu
égard
aux
résultats
obtenus,
les
senes
de
Sansankoto
et
de
Tonkouto
forment, du
point
de
vue
chimique,
'.me
série
continue
depuis
les
gabbros
jusqu'aux
diorites
quartzi.ques
à tendance cumula ti ve,
riches en pyroxène.
Les
différents
pourcentages
des
éléments
majeurs
entre
les
deux
senes,
se
traduisent
dans
la
composition
normative
des
roches,
par
l'e~'<istence
d'olivine
ou
de
quartz
normatif
dans
les
faciès
basiques
de
la
série
de
Tonkouto,
tandis
que
les
gabbros
de Sansankoto sont,
s·:)it à olivi.ne,
soit à néphéli.ne normative.

---

- 77 -
";0
•
ee.
•
•
•
•
10
10
••
•
.....
~.
..... fi•
CaO
•
•
•
•
•
*
•
.
10
**
10r-
* *
*
•
o.
**
*
tPr **
•
.... •
o·
• *
•
0
•
TI02
4'-
.
41"
**
~ :
•
*
"'~i
M
• **
t*
........
..
•
*
*
*
00
.
t
o •
•
Go •
•
0
30
60
SI
...
.
Na20
8
••
~
4
• •• •
.
**~ ...... * .. •
0
30
60
SI
Fig. 49- Variations des différents oxydes en fonction de l'indice
de salification de Kuno (1968) .
points : série de Tonkouto
étoiles: série de Sansankoto
avec SI= lOOHgO / (:1 0 0+Fe ° + Na O+K 0) •
0 2 3
Z
2

---

.~'
_ ~h''''',:''''''' ~
Tableau 5:
Analyses chimlques' oes roclles oc .1a ser1.e Qelon~ou[.o
-- -------~
GAUBnOS RIellES EN l'YROXENES
GABBROS A Il MPlIInOLE
- - - - - - - D10IUT~S QU"I;;;-~~~E·;-·-------
--,
-
1.
1-,
72
73
S4
1228
.~-5-2-B-1 124
51 A
~l S4 B ----~-I--s~--I
. 47,28
-4-
59,77
65,65
72,51
49,46
52,56
50,89
-~I~,-71
70,5
--T--;~-,-~
r5'''2
1 A1 0
1
8,96
1
8,52
1
6,19
16,06117,08
15,65
15,521
13,8
1
15,761
16,721
15,861
15,7U
2 3
1 Fe 0
1 13,02
1 12,37
0
1
8,92
11 ,64
1
9, 41l
7,3"
4,95
1
2,44
1
5,18
1
1,79
1 1,92 1 l ,84
1
1 HIl~'
l
, 21
1
,21
1
,17
,12
l
,12
,21
,07
1
,05
l
,06
1
,03
,03
,03
1 MgO
1
15.09
1
13,84
1 15,65
5,121
4,56
3,171
1,36
l
, 4 4 1
2,271
,81
,u
,Tl
1 CaO
1
12 , "ll
1
11 ,21
1 12,89
8,93
1
8,64
6.26
1
4,66
1
3,48
1
4,86
1
4,33
3,26
2,;W
1 Na 0
1
1,01
1
1,14
1
1,14
3,31
1
3,32
5,121
4,411
4,521
4,231
4,66
5,57
5,Ol!
2
1 K 0
l
,19
1
,44
1
.42
,64
l
,72
,74
1,31
l
,71
1
1,45
1
1,23
,93
2,51l
2
1 Ti0
l
,81
1
,82
1
,32
,86
l
,92
1,25
,58
1
,27
l
,Gl
1
,24
,22
,29
2
1 P2ü5
1
---
1
o
1
,02
l
,31
,03
,06
1
---
1
---
1
1 P.F.
l
,51
1
,69
1
1,611
1,361
1,99
, 6 6 1
1,571
, 5 9 1
1,171
,91
,76
• 9~)
99, -/5
<J9,fl2
1 Total
1
99,78
1
913,69
1 99,87
1 98,97 _1 99,97
100,2
1 100,13 1 98,8
1 99,53 1 99,47
1 Eléments en
trace~
'" na----I----'-lO;-T
1- 435 1 395 I~~-j-----;4-T-~22 i--r--r-----r--------I
---J
en
Co
1
1
98
1
1
93
1
93
1
35
1
57
1 > 150
1
1
1
1
1
1 Cr
897
89
93
127
25
< 10
C~I
1
1
23
1
1
66
1
100
1
<10
1
10
1
< 10
1
1
1
1
1
1 Ni
259
143
138
65
43
31
Sr
1
1
292
1
1
428
1
459
1
805
1
380
1
517
1
1
1
1
1
1 V
249
258
195
372
84
< 10
1 ~b
1
1
~~ 1
1
17
1
~~ 1 <10 1 ~ 1 <10 1
1
17
1
1
1
1 ~~
1
1
5~ 1
1
1
7~ 1
1
14~ 1
1
1
7:
1
1
1
1 Nonnes C.I.P.W.
1
1
1
r
r
r
Q
J
0
0
,61
l
1 4,01 1 8,64 1 21,69 13~~1 26,01
26,32
1 24,75 1
01'
1
l , I l
1
2.6"
1
2,23 "/'
1
4.26
1
4,38
1
7,75
1
4,14
1
l:l,35
1
7,24
1
5,57
1
15,03
1·
1 Ab
8,~19
9,63
9,44
28,06
43,27
r
37,19
38,2
35,66
39,33
46,15
42,'10
An
1
19,47
1
16,81
1
10,85
1
1
29,54
1
17,51
1
18,7
1
15,27
1
20,03
1
21,14
1
16,14
1
Il,41
1
1 Diops
34,92
31,25
42,35
9,39
11,03
3,4
J,7
3,36
,23
Hy
1
13,25
1
27,59
1
28,82
1
1
17,2
1
9,89
li
6,99
1
2,9
1
6,25
1
3,22
1
3,46
1
3,09
1
1 01
16,16
4,54
14,3
0
,56
2,95
0
0
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1
3,2<1 L , 9 9
1
2,55
2,29
1
1,77
1,2
1
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3,01
,93
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1
SiO
4~,22
51,67
55,5~
57,78
59,62
1
Z
1
1
55,42
1
1
AI 0
17,15
15,74
15,31
14,57
17,68
l4,cl9
15
14,82
15,47
1
1
1
Z 3
1
1
fe 0
10,39
11,65
11,23
8,83
8,25
."3,78
10,19
8,36
7,05
1
1
1
Z 3
1
MnO
,18
,19
,19
,16
,15
,14
,1.9
1
,15
,12
1
1
1
1
\\
MgO
5,52
7,24
7,2
7,58
4,26
4,97
7,14
5,15
3,92
1
1
1
1
CaO
10,47
9,32
0,35
10,47
1
7,73
5,89
8,7
5,
1
~5
S,57
1
1
Na 0
3,23
3,29
3,29
2,72
3,22
3,21
3,81
2
1
4,23
3,52
1
1
KZO
1,21
1,45
1,33
l,04
1,46
3,58
1,24
2,84
3 )
,-
1
1
1
\\
n0
1,25
1,04
1,03
,53
,63
1
,99
,68
1
,82
,73
2
1
1
1
1
?20 5
0
,44
,21
,16
1
P.L
1,86
1,64
1,37
,99
l,52
1,03
,55
,28
,8
1
1
1
1
Total
99,48
99,73
99,52
98,56
1
99,46
lOO,06
99,5
9'9,86
100,45
1
1
1
1
E1éments en traces
1
1
Ba
110
752
1
387
r
547
1
Co
143
65
91
1
40
Cr
328
131
1
353
!
173
1
Cu
":,
<10
12
59
1
22
1
'~':'
Ni
'
142
30
1
90
41
1
1
Sr
659
136
569
608
484
.('
V
196
148
1
186
140
1
1
Rb
44
36
112
40
1
120
1
.Y
24
J
19
1
i
18
1
Nb
11
5
11
Zr
130
54
163
1
1
1
Normes C. I. P , IN ,
1
1
Q
0
0
0
0
I~~I
0
1 6,67
6,73
1
Or
7,24_
8,35
7,79
6,15
8,35
21,18
7,33
16,7
18,93
1
Ab
19,8
23,6
27,01
22,99
1
35,66
1
29,75
1
27,21
1
27,27
32,2
An
28,1
23,93
23,09
24,44
25,04
13,12
22,78
17,53
15,62
Diops
19,4
18,15
19,03
22,32
10,85
14,34
15,53
ll,74
1
1
1
9,01
1
Hy
0
0
16,01
Il,43
14,31
18,14
14,14
13,12
01
11,43
15,17
14 ,3
1,78
1
0
2,95
1
,56
1
1
0
C
Mt
3,94
3,7
3,7
2,13
3,7
2,12
2,46
3,47
1,7
1
Um
2,43
1,97
1,97
1,01
1
1,82
!
1,29
1
1
1,2
1,52
1,39
Ne
4,62
2,27
0,43
1
1
!
è
Tableau6
Analyses chimiques des roches de la série de Sansankcto.

---

- 80 -
Fig. 50- Diagramme A1 0
- FeOt - MgO (Besson et Fonteilles 1974).
Z 3
points : ser~e de Tonkouto
étoiles: série Sansankoto
F
•
. ~ .~
... ~
...
. *...
•
,
•
•
A60-1
.
\\. ...,
Fig. 51- Diagramme A-?-M.
points : série de Tonkouto
étoiles: série àe Sansankoto.

---

- 81-
11.9.2.2 - Caractères magmatiques
-
Diagramme A1 0 -MgO-FeO -
2 3
Le
diagramme
A1 0 -FeO-MgO
préconisé
par
Besson
2 3
et
Fonteille
(1974),
permet
d'établir
l'affinité
des
séries
magmatiques
sub-alcalines.
Il
présente
l'avantage
d'utiliser
des
paramètres
peu sensibles aux phénomènes d'altération.
Une
projection
des
données
chimiques
des
roches
de
la
partie
occidentale
de
notre
secteur
d'étude
dans
ce
diagramme
montre
sans
équivoque
leur
tendance
calco-alcaline
(fig.
50
).
Les
roches
de
la
série
de
Tonkouto
s'alignent
le
long
de
la
courbe
représentative
des
roches
calco-alcalines.
Elles
présentent
de
fortes
variations
d' Al 0
par
rapport
au
FeO et
au
MgO,
avec· une
attraction
2 3
des
cumulats
feldspathiques
vers
le
pôle
A1203,
tandis
que les cumulats
ferromagnésiens sont plutôt
attirés vers le pôle MgO.
Les
roches
de
Sansankoto,
quant
a
elles,
occupent
un
champ
plus
réduit
sur
cette
même
courbe,
ce
qui
dénote
leur
composition
plus
homogène.
Ceci
pouvait
déjà
être
noté
sur
les
dia-
grammes Oxydes-S 1.
-
Diagramme A-F -M -
Le
diagramme
A-F-M
reporté
sur
la
figure
51,
confirme
le
caractère
calco-alcalin
de
ces·
formations.
La
position
des
gabbros
riches
en
pyroxène
de
Tonkouto,
placés
au-delà
de
la
limite
du
domaine
des
roches
calco-alcalines
défini
par
lrvine
(1971),
est
due
à
leurs
fortes
teneurs
en
MgO
(voir
diagramme
de
variation
des
oxydes).
Ce
diagramme
met
en
évidence
une
nette
augmentation
des
alcalins
et
une
diminution
du
MgO
et
du
fer
au
cours de l'évolution.
La
dualité
de
comportement
observée
dans
l'étude
pétrographique
(fig. 39) et celle du
potassium
dispara ft
et
tous
les
échantillons
se
confondent
da ns
la
lignée
des
roches
ca lco-a Ica lines
a vec
tout
de
même
un
léger
décalage
des
roches
de
Tonkou ta
vers
t
la ligne AI 0 -FeO .
2 3
, '
),
~ ·1
;~~.:
~..

---

11.9.2.3 -
Souche magmatique
-
Diagramme R -R
-
1
Z
Le diagramme R -R
(de La Roche et Leterrier,
1973)
1
2
correspond
à
une
projection
du
diagramme
de
Yoder
et
Tilley
(1962).
Il
a
été
utilisé
ici
dans
le
but
de
faire
une
corrélation
entre
les
données
chimiques
(sur
roche
totale),
le
fractionnement
des
mlneraux,
accessoirement
de
v'oir
la
nature
du
magma
qui
a
donné
naissance aux roches de cette formation.
-
Données brutes -
Par
rapport
à
la
droite
critique
délimitant
les
domaines sursaturés et sous-saturés,
nous pouvons faire les constatations
suivantes
:
La
majorité
des
points
représentatifs
de
la
formation
basique
se
situe
dans
le
domaine
des
roches
sursaturées,
à
l'exception
de
quelques
gabbros
de
Sansankoto
qui
contiennent
de
la
néphéline
norma ti ve (fig. 52).
~Cpx
o
20
~ 0
~ Opx
...
Blot
.. 0
o
- . - Ne
Mgt IIm
Oz
2000
3000
Fig. 52- Diagr~e RI-R2 (de la Roche et Leterrier 1973).
où RI"" 4si-11 (Na+K)··Z(Fe+Ti) et R2" 6Ca+2..~g+Ti.
Les roches de la série de Tonkouto (points) ont une évolu-
tion semblable à celle des séries calco-alcalines de Quéri-
gut (Leterrier 1972. Debon 1980). Par contre. 'une partie
des gabbros de la série de Sansankoto (étoiles) se situe
dans le champ des~oches sous-saturées.

---

- 83 -
Les
roches
gabbroïques
s'allongent
en
général
parallèlement
u
cette
droite.
Les
gabbros
riches
en
pyroxène
de
Tonkouto,
montrent
des valeurs élevées en RI
et
R .
Ces
valeurs
diminuent
brusquement
2
vers
les
gabbros
à
Cpx
seul
ou
à amphibole.
Remarquez que l'échantil-
lon
145,
qui
représente
un
gabbro
riche
en
pyroxène
de
la
série
de Sansankoto,
occupe la même position.
Les
diorites
quartziques
s'écartent
de
cette
droite
avec
corréla ti vemen t,
une diminution du paramètre R •
2
Ces
différentes
observations
peuvent
s'expliquer
par le fractionnement des principales phases minérales.
La
posltlOn
des
gabbros
riches
en
pyroxène
dans
la
zone
des
basaltes
tholéïtiques
trouve
une
explication
dans
le
fait
que
ces
roches
sont
essentiellement
constituées
de
Cpx
et
d 'Opx.
Par
contre,
les
fortes
concentrations
de
plagioclases
et
de
biotite
seraient
à
l'origine
du
décalage
de
l'échantillon
145
par
rappon
aux
gabbros
à
Cpx
et Opx.
De
même,
l'augmentation
de
la
pro~)onion
des
plagioclases
et
la
diminution
de
leur
pourcentage
en
anorthite
seraient
la
cause
de
l'alignement
des
échantillons
parallèlement
au
plan
critique
alors
que
l'écartement
observé
par
rapport
au
plan
critique
dans
les
diorites
serait
dû
à
l'enrichissement
en
quartz
et à la diminution sensible de l'amphibole.
L'étude
de
ce
diagramme
nous
amène
à
nous
poser une fois de plus des questions sur les modalités du développement
d'une
tendance
calcoalcaline
au
sein
de
la
forma.tion
basique
de
la
partie
occidentale.
En
général,
l'origine
de
la
série
calco-alcaline
est attribuée,
selon les auteurs,
à divers phénomènes: i) la contamina-
tion
crusta le
(Tilley,
1959)
ii)
le
fractionnement
de
magnétite
(Osborn,
1959)
iii)
le
fractionnement
dt amphibole
(Best
et
Mercy,
1967 ; Pons, 1982) .
."t;
Pour
les
roches
des
formations
basiques
de
la
partie
occidentale,
rappelons
q lie
grâce
à
l'étude
pétrograph iq ue
nous
avons
distingué
deux
séries
qui,
hormis
les
gabbros
l-iches
en pyroxène,
comportent les associations minérales suivantes :
p lagioc la ses
+
amphibole
± Cpx
± biotite.
Ces' minéra ux
sont
diversemen t
répartis
suivant
qu' il
s' agit
de
lits
leucocra tes
ou
de lits méla nocra tes
;
Cpx
plagioclases
bioti te
±
FK
±
amphibole.
Le
(DX
et
la
biotite
sont
omniprésents,
tandls
que
le
FK
fait
défaut
àans
certai.ns faciès gabbroïques.
A
pa rtir
de
l'étude
pétrogra ph iq ue,
nous
pouvons
donc faire deux constatations
la
richesse
en
minéraux
ferromagnésiens
hydratés.
Elle
reflète
comme
cela
a
été
dit
précédemment
une
augmentation
de
la
pression
d'eau
du
magma
lors
de
la
cristallisation.
11
est
évident
que
le
fractionnement
de
l'amphibole
et
de
la
biotite
a
joué
un
rôle
imr;orta nt
dans
l'établissement
cl' une
tendance
calco-alcaline,
dans
les
roches
de la série de Tonkouto
;
la
richesse
en
potassium
de
la
sene
de
Sansankoto
par
rapport
à
celle
de
Ton.kouto.
Deux
processus
peuvent
être
envisagés
pour expliquer ce phénomène
:
*
le
fractionnement
de
l'amphibole
coup lé
a u
processus
de
la
différencia tion
pourrait
indu ire
un
enrich issemen t
en
K du
magma
résiduel
qui
se
traduirait
par
l'apparition
de
biotite
et
de
microc line.
Il
n'en
demeure
pas
moins
qu'un

---

- 84 -
éventuel
apport
de
fl u ide
cha rgé
de
K
provena n t
de
la
croûte
continentale
a
pu
accentuer
les
concentrations
de
potassium
dans
la
série
de
Sansankoto
(Watson
~ 982
Ouedraogo,
1985)
;
.'.
1 0 existence
de
deux
magmas
cogénétiques,
mais
de
nature
différente.
Il.10 - VARIATION DES ELEMENTS EN TRACES
Cu.
11
est
faible
souvent
< 10
dans
les
diorites
et
les
gabbros
à
pyroxène.
Cependant,
ces
teneurs
augmentent
fortement
(66-100 ppm)
dans les gabbros à amphibole.
Ni
et
Cr.
Les
teneurs
en
Ni
et
Cr
sont
très
élevées
dans
les
termes
gabbroïques
et
décroissent
rapidement
dans
les
diorites.
Ces
éléments
ont
été
aussi
dosés
dans
les
minéraux
à
la
microsonde
électronique,
cependant
aucune
conclusion
ne
peul:
être
tirée
de
ces résultats vu leur faible concentration.
Nb-Zr- Y.
Ces
trois
éléments
ont
été
dosés
dans
7
échantillons
(3
dans
la
série
de
Sansankoto
et
4
dans
la
série
de
Tonkouto.
Il
apparaît
au
vu
de
ces
analyses
que
les
échantillons
sans microcline
tardif
sont
plus
pauvres
en
Nb
et
en
Zr.
L'yttrium
ne
montre
pas
de grandes variations dans les deux séries.
Ces
trois
éléments
sont
considérés
par
Pearce
(1979)
comme
immobiles
lors
des
phénomènes
métasoma tiq ues
cependant,
le
nombre
faible
des
analyses
dont
nous
disposons
et
leur
large
distribution
ne
nous
permet
pas
de
tirer
des
conc1:cIsions
sur
la
nature
des
phénomènes
post-magmatiques
qui
ont
pu
affecter
ces
formations.
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.'2
Tableau 3b.

---

III
T ROI SIE ME
PAR T 1 E
ETUDE DES GRANITOïDES DU SECTEUR DE LAMINIA-MÉDINA-
FOULBÉ-ALINGUEL
j,

---

- 89 -
Il 1.1
CADRE
GEOLOGIQUE
ET
DEFINITION
DE
TROIS
UNITES
DE
GRANITOTDES
Il 1.1.1 - Cadre géologique
Deux
entités
de
granitoïdes
spatialement
différentes
feront
l'objet
de
notre
étude.
Nous
nous
sommes
intéress~s
d'une
part, à
l'ensemble
des
granitoïdes
situés
sur
l'axe
Léoba-Dicubéba
et d'autre part,
à celui au NE d'Alinguel. Ces granitoïdes appartiennent
au
massif
granihq ue
de
Badon-Kakadian défini
par
Bassot
(1960,
1963,
1969)
et
Bassot,
Caen-Vachette, ( 198i.).
Ce
massif
est
intrusif
dans
la série volcano-sédimentaire de Mako.
111.1.2 -
Rappel des travaux antérieurs
Dès
19L,8
Roques
avait
établi
une
classification
des
granites
de
1'A.0.F.
(Afrique
Occidentale
Française)
dans
laquelle
il distinguait
Les
batholites
birrimiens
concordants
(concordants
ou
sub-
concordants hétérogènes -
schistosité nette -
métamorphisme de contact).
Les
batholites
discordants
calco-alcalins
(schistosité
absente -
homogènes -
auréoles de contact moins développées).
-
Les
batholites
discordants
alcalins
(très
pauvrement
représentés
dans les formations de 1'A.0.F ..
Rela ti vemen t
plus
récemment,
pa r
ana logie
avec
la
classification
des
granites
de
l'Ouest
africain
(Bodin,
1951,
Arnould,
1961),
Bassot
(1963)
et
Bessoles,
1977,
subdivisent
les
granitoïdes du Sénégal Oriental en trois grands types :
-
Baoulé
(ba tholi tes intrusifs concordants syn- ou tardi-tectoniques)
-
Boboti (filons ou stocks intrusifs concordants tardi-tectoniques)
-
Bondoukou
(batholites intrus ifs discerdants post-tectoniques).
Dans
le
type
Baoulé
qui
nous
intéresse
particulièr-e-
ment
dans
le
cadre
de
ce
travail,
deux
sous-types
ont
été
mis
à
jour
il
le
sous-type
kakadian
à
tendance
calco-alcaline
trondhJé-
mitique
(Debat
et
al.,
1983
Basset,
1984)
ii)
le
sous-type Saraya
défini
par
Bodin
(1956)
à
tendance
leucogranitique.
Valéro
et
al.
(1985)
mettent
en
évidence,
au
niveau
de
ce
sous-type,
l'imbrication
de plusieurs plutons.
IlL 1.3
Synthèse
des
tr'avaux
effectués
dans
le
secteur
de
Laminia-Sonfara-Médina-Foulbé
D'abord
signalons
que
peu
d'auteurs
cnt
travaillé
dans
ladite
zone.
Parmi
ceux-ci,
notons
Bassot
(1960),
qui
a
effectué
une
étude
détaillée
des
granites
allant
de
Diambaloye
jusqu 1 au
Sud
de
Sonfara
et
Witschard
(19651,
qui
a
établi
une
carte
au
1/100.000 du Sud
de
la
Falémé.
Il
existe - enfin une carte au 1/200.000
du
B.R.G.M.
(1963).
Les
granitoïdes
ent
été
datés
(Rb/Sr)
entre
2199 ±68 Ma et 1949 :tS5 Ma
(Bassot et Caen-Vachette,
1984).
Bassot
(1960,
1963) distingue cinq faciès
-~ ."
~ .

---

- 90 -
-
un granite syntectonique avec une tendance dioritiqüe nette
-
un granite syntectonique avec des panneaux de migmatites
-
un granite syntectonique avec une structure porphyroblastique
-
un granite tarditectonique
-
des amphibolites.
Witschard
(1965)
subdivise
la
zone
en
migmatites
et
en
granites
migmatoïdes
recoupés
par
des
granites
post-tectoniques
et
des
granites
leucocrates
de
type
"Diakali".
Ces
derniers
étant
eux-mêmes traversés par la granodiorite à
pyroxène de Goulouguina.
A
notre
niveau,
nous
avons
déjà
dès
la
seconde
partie
essayé
de
prouver
l'existence
de
roches
basiques
ayant
des
caractères
rubanés
et
des
textures
quelquefois
cumulatives.
Nous
pensons
que
ces
roches
sont
antérieures
aux
granitoïdes
et
c' est
la raison pour laquelle nous les avons traitées à
part.
Dans
l'ensemble
des
granitoïdes
étudiés,
nous
avons reconnu trois unités
:
-
une unité granodioritique sans mégacristaux de microcline
-
une unité granodioritique à
mégacristaux de microcline
-
une unité adamellitique.
Ces
différentes
c lassifica tions
sont
syn thétisées
dans
le
tableau
ci-dessous.
Granodiorite à
Granites
Granites de
1
pyroxène
migmatoïdes
Type Diakali
Witschard
+
Migmatites
+
Migmatites
Granites
+
syntectoniques
Amphiboli tes
+
Bassot
+
Granites
Granites syntecto-
tarditectoniques
niques à tendance
(de Alinguel)
dioritique nette
Roches basiques
Granodiorite à et
Adamelli tes
de la Partie
+
sans mégacristaux
occidentale
Granites sans méga-
cristaux (Laminia)
III. 1.4
Les
trois
unités
de
granitoïdes
et
leurs
relations
géométriq ues
Ces
trois
unités
se
localisent
de
part
et
d'autre
de
la
zone
de
roches
basiques.
Elles ont
une
répa~titio,n très inégale.
A
l'Est,
on
a
une
prédominance
des
granodiorites
à
mégacristaux
de
microcline,
tandis
qu'à
l'Ouest,
l'unité
granodioritique
sans
mégacristaux
de
microcline
est
p lus
largement
représentée.
L' uni té
adamellitique n'occupe qu'une faible portion de l'ensemble.
Les
contacts
entre
les
différentes
unités
sont
rarement
visibles.
Ce~endant
en tre
les
deux
premières
le
passage

---

- 91 -
est
progressif
mais
i.l
peut
aussi
se
manifester
SOllS
forme
de
bordures
figées
(toit ondulé ?).
1l1.2 -
ETUDE PETROGRAPHIQUE
1l1.2.1 -
L'Unité adamellitique
111.2.1.1 Structure
Les roches constituant l'unité adamellitLque affleurent
principalement
au
NE
de
Médina-Foulbé
et
dans
la
partie
occidentale
de
l'unité
granodioritique
à
mégacristaux
de
microcline
à
la
hauteur
de
Dioubéba.
Au
NE
de
Médina-Foulbé,
la
roche
est
très
schistosée
(mise
en
place
du
granite
de
Diambaloye
ou
mylonitisation)
et
très
altérée,
ce
qui
rend
difficile
son
échantillonnage.
Par
contre
à
l'Ouest
de
Dioubéba
la
roche
est
de
couleur
rose clair et
très
fraîche.
La
partie
orientale
est
tr.aversée
par
une
zone
de
mylonite
orientée
NNW-SSE.
Contrairement
aux
autres
unités,
celle-ci
renferme
peu
ou
pas
ct 'enclaves.
Elle
est
essentiellement constituée
de
minéraux
leucocrates.
Sur
le
terrain,
on
distingue
nettement
les
cristaux
de quartz,
de feldspath potassique et de muscovite.
Aucune
orientation
préférentielle
des
minéraux
nia été observée au niveau des deux massifs.
Le
contact
du
granite
avec
les
"roches
vertes"
<métabasalte)
dans
la
partie
étudiée
est
masqué
par
la
latérite
et
les
éboulis.
Dans
les
rares
cas
où
il
a
été
observé
dans d' autres
parties
du
massif
granitique
de
Kakadian,
il
est
décrit par
Witschard
(1965) comme étant franc.
llI.2.1.2 -Texture et composition minéralogique,
La
texture
est
grenue.
Dans
les
zones
non
affectées
par
la
te ctoniq ue,
la
taille
du
grain
est
rarement
inférieure
à l
mm."
La
roche
est
composée
de
quartz,
albite,
microcline,
biotite et muscovite.
Quartz
Le
quartz
xénomorphe
présente
une
extLl1ction
plutôt
franche.
Les
cristaux
ont
tendance
à
se
regrouper
en
plages
polycristallines
(4
mm
où
les
individus
s'engrènent
a
la
manière
d'un
puzzle.
Il
peut
aussi
se
trouver
sur
la
bordure
de
certains
cristaux
tel
que
le
grenat
(fig.
53).
Il
englobe
des
cristaux
de
zircon et de microcline de petite tailie.
,
'

---

- 92 -
O.2mm
1
Fig. 53- Cristaux de quartz englobant un cristal de grenat et Clca-
trisant les cassures de ce dernier.
Plagioclases
Les
plagioclases
(8
à
10
%)
sont
automorphes
et
souvent
corrodés
par
le
quartz
et
le
microcline.
Ils
sont
maclés
albite et/ou carlsbad.
Microcline
Il
se
présente
en
cristaux
xénomorphes
de
taille
variable
qui,
pour
les
plus
grands,
peut
dépasser
L
mm.
Certains
cristaux peuvent être moulés par d' autres de dimension plus impression-
nante.
Il renferme des inclusions de plagioclase et de muscovite.
Muscovite
On
distingue
deux
types
de
muscovite
une
muscovite
primaire
bien
développée,
en
lattes
indépendantes
plurirnilli-
métriques
(4
mm)
et
une
muscovite
secondaire
de
forme
plutôt
trapue
et de taille plus modeste,
développée sur la biotite.
Biotite
La
biotite
peu
abondante,
apparaît
en
lamelles
automorphes
et
très
légèrement
pléochroïq ues,
avec
des
concentra tions
d'oxydes au niveau des macles et des bordures du minéral.
Minéraux accessoires
Le
gren.J.t
(de
type
almandin)
sous
forme
de
petits
crista ux
(0,07
mm)
automorphes
et
craquelés,
le
zircon
et
les
oxydes
(magnétite
et
titanomagnétite)
constituent
les
minéraux
accessoire5~de ce faciès.
"'.,'
'~. :

---

- 93 -
111.2.1.3 - Ordre de cristallisation
La
muscovite
a
eu
une
cristallisation
échelonnée
dans
le
temps.
Les
grandes
lattes
indépendantes
indiqu~raient une
cristallisation
pr"i.maire
du
minéral
(Turner
et
Verhoogen,
1960
Miller
et
Bradfisch,
1980)
tandis
que
la
muscovite
liée
à
la
blOtite
serait tardive. Cela nous conduit à envisager un ordre de cristallisation
qui s'établirait comme suit:
la
biotite,
le
grenat,
le
plagioclase
et
la
muscovite
primaire
auraient
cristallisé
les
premiers,
suivis
du
microcline
et
du
quartz.
La
cristallisation
du
microcline
a
pu
se
faire
en
deux
étapes
toutes
deux postérie'..l res à la cristallisation de la muscovite prima ire.
1l1.2.1.4 -
Nomenclature
Seules
les
roches
situées
au
NE
de
Médina-Foulbé
ont
fait
l'objet
d'une
anal"yse
modale.
Elles
se
situent
dans
le
champ
des
monzogranites,
dans
le
diagramme
de
Streckeisen
(976).
Les
analyses
chimiques
effectuées
dans
les
roches
de
lvlédLna-Foul'oé
et
Dioubéba
Ouest,
se
répartissent
dans
le
diagramme
de
nomenclatu!:"e
de
de
La
Roche
(1964),
Debon
et
Le
Fort
(1983)
au
niveau
àe
la
case des adamell ites.
1l1.2.1.5 - Conclusion
Ces
granites
sont
généralement
très
localisés
",-!
et
se
caractérisent
par
leur
faible
teneur
en
minéraux
ferromagnésiens
(environ
1
%).
Parallèlement,
le
feldspath
potassique
augmente
de
manière
significati.ve
et
le
grenat
fait
son
apparition.
L'amphibole
très. fréquente
dans
les
autres
unités
n'a
pas
été
observée.
Notons
: ','enfin
que
quand
la
roche
est
mylonitisée, son
grain
devient
plus
j'fin
et
elle
s'enrichit
en
microcline
(voir
chap.
sur
les
mylonites).
Ce sont donc des leucogranites à deux micas.
:;,"
II 1.2.2 -
L'unité granodioritique à mégacristaux de microcline
111.2.2.1 -
Structure
Cette
unité
est
caractérisée
par
le
fait
qü.'elle
contient
des
roches
à
mégacristaux
de
microcline
dont
la
taille
peut
dépasser
4
cm.
Par
ailleurs,
le
grain
de
la
roche
est
moyen
,,( "'1,5
mm)
bien
que
l'on
trouve
des
cristaux
de
taille
plus
réduite
dans les zones affectées par les phénomènes tectoniques.
Les granitoïdes
'.
,
à
mégacristaux
de
microcline
s' étendent
sur
une
bande
large
de
"
1,5
km,
allongée
suivant
la
direction
NW-SE.
Le
contact
entre
cette
unité
et
l'unité
adamellitique
n'a
pas
été
observé;
par
contre
son contact avec l'unité granodioritique sans mégacristaux de microcline
est
visible
sur
un
petit
affleurement
situé
au
Nord
du
villaoe
de
""
Laminia.
A ce niveau,
il paraît progressif.

---

- 9L -
111. 2.2.2 - Composition minéralogique et texture
La
roche
est
formée de
quartz,
plagioclase,
micro-
cline,
biotite et amphibole.
Quartz
Il se présente sous quatre formes principales
:
en
cristaux
xénomorphes
(1,4
mm),
qui
s'insinuent
entre
les
autres
minéraux
et
peuvent
former
des
agrégats.
Ils
sont
plus
abondamment exprimés que les autres formes;
en
cristaux
globuleux
à
automorphes
(0,05
mm)
en
inclusion
dans
les
feldspaths
potassiques.
Ils
se
développent
surtout
vers
la périphérie de ces cristaux
;
en
petits
cristaux
à
contours
polygonaux
(0,1
mm).
Cet
habitus
se
rencontre
le
plus
souvent
autour
des
mégacrista ux
de
feldspath
(recristaIl isa tion ?)
.'.~.
-
en petits vermicules associés à l'albite .
Plagioclases
En
cristaux
dont
la
taille
peut
dépasser
4
mm,
ils
sont
souvent
zonés
avec
un
coeur
altéré
(séricitisation)
et
une
bordure
albitique.
Dans
les
zones
les
moins
altérées
(An
20)
les
macles
polysynthétiques
et
carlsbad
sont
fréquentes.
Plusieurs
figures
de . syneusis
(accolement de deux ou
plusieurs
cristaux·
suivant
leurs
plus
grandes
faces
(Vance,
1969)) ont
été
observées.
Les
cristaux
de
petite
taille
en contact
avec
le microcline,
sont
entièrement envahis
par des bourgeons albitiques.
Microcline
Le
microcline
se
présente
sous
différents
aspects
:
i)
en
mégacristaux
centimétriques
(qui
constituent
d'ailleurs
le
caractère
spécifique
de cette
unité
parmi les
différents
faciès granodio-
ritiques
de
la
région);
ii)
en
cristaux
xénomorphes
iii)
sous
forme de facules
à l'intérieur des plagioclases.
Microcline
automorphe.
Les
mégacristaux
sont
souvent
maclés
carlsbad
et
présentent
un
quadrillage
réparti
irrégulièrement
mais
très
net
par
endroit.
Ils
contiennent
des
inclusions
en
sections
rectangulaires
d'amphibole,
de
plagioclase
et
de
biotite,
qui
se
disposent
parallèlement
aux
limites
du
cristal
ce
dispositif
peut
s' interpréter
comme
une
figure
de
syneusis
traduisant
une
cristallisa-
tion
dans
un
état
magmatique.
Le
cristal
de
microcline
contient
de
nombreuses
et
fines
traînées
perthitiques
orientées
dans
l'ensemble
. perpendiculairement
au
plan
de
macle.
Nous
pouvons
rapprocher
ces
perthites
au
type
"complexe" conformément
à
la
classification
d'Alling (1938)
modifiée par Spry (1969).
Les
traînées
de
perthites
sont
parfois
finement
maclées albite.
Les
mégacristaux
sont
bordés
par
une
associa.tion
de
cristaux
équidimensionnels
de
quartz
et
de
feldspath
sur
leurs
plus
grandes
faces.
Aux
extrémités
on
observe
des
perturbations
avec formations de zones d'ombre de pression non symétriques,
indiquant
un mouvement de rotation
(Îig.
5L).

---

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- 95 -
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2.5mm
I - - - - - - - - - l l
Fig. 54- Mégacristal de microcline avec des microcristaux de pla-
gioclases et d'amphiboles orientés parallèlement aux fa-
ces du minéral. Sur la partie supérieure du microcline
on note des traînées ,de chlorites, assimilées ~ des om-
bres de pression, et dont les clivages tordus indiquent
des phénomènes de déformations. Il faut également noter
la fréquence des plagioclases associés en syneusis.
Microcline
xénomorphe.
Il
se
situe
dans
les
z.ones
abritées
aux
extrémités
des
grands
cristaux,
ou
dans
des
zones
de
jonccion.
Contrairement
au
précédent,
il
n'est
pas
maclé
carlsbad
et
contient
Y:,·"
,des
inclusions
non
orientées
d' amphibole,
de
plagioclase,
de
quartz
et
d' apatite.
Les
perthites
en
flammes
sont
abondantes et la myrmékite
peut se développer dans des cristaux isolés.
Microcline
dans
les
plagioclases.
Le
microcl ine
a ?pa ra ît
sous
forme
de
taches
ou
de
plages
bien
limitées
au
sein
des
p lagio-
clases.
Ces
taches,
avec
un
quadrillage
net,
dépourvue
de
perthites,
peuvent
être
isolées
ou
coalescentes
elles
sont
entièrelflent
contenues
dans
le
plagioclase,
sans
contact
avec
la
limite
externe
du
crisTal
hôte.
Le
développement
de
microcline
peut
être
quasi
général,
le
'plagioclase
originel
ne
persistant
que
sous
forme
d' un
fin
liséré
externe
albitique
(fig.
55 ).
Ces
relations
texturales
entre
plagioclase
et
microcline
peuvent
être
interprétées
comme
un
phénomène
de
rempla-
cement
du
plagioclase
par
le
feldspath
potassique.
Ce
phénomène
est
largement
développé
dans
les
formations
granitiquès
de
la
fenêtre
k",

---

- 96 -
de
Kédougou
Kéniéba
(Diallo,
1983),
dans
les
gabbros
et
diorites
(Debat
et
al.,
1983
Ngom,
1985),
mais
aussi
dans
d'autres
massifs
granitiques du Protérozoïque tels que les Réguibat
(Rocci, 1957).
Fig. 55- Inclusion
de plagioclases entièrement transformées en ml-
crocline à l'intérieur d'un mégacristal de microcline;
seule la bordure albitique demeure.
Biotite
Elle
ne
présente
pas
d'orientation
visible
en
lame
mince.
Généralement
sous
forme
de
grandes
plages,
la
biotite
est
très
pléochroïque
et
présente
des
clivages
déformés.
Son
extinction
est
ondulante.
A
l'intérieur
des
grandes
lamelles
de
biotite
verte,
se développent
des
paillettes
de
biotite
brune
par
contre,
leurs
bordures
sont
nettes.
Elle
renferme
des
inclusions
de
zircon,
d'oxydes,
d' apatite et des fuseaux de prehnite.
Amphibole
Elle
est
automorphe
et
présente
des
macles
simples.
Il
s' agit
de
magnésio-hornblende
suivant
la
classification
de
Leake
(1978).
Sur
les
bordures
externes
ou
au
coeur
des
lamelles,
on
observe
le
développement
de
biotite
seconda ire,
cette
biotite
est
légèrement
pléochroïq ue
avec
des
teintes
verdâtres.
Elle
se
dispose
selon
le
cas,
en
amas
ou
en
cristaux
allongés
parallèlement
aux
clivages
du
minéral.
L'amphibole
peut
aussi
êtt-e
le
siège
d'une
forte
concentration
d'aigu i lIe s
d'oxyde
orientées
pa ra llè lemen t
d ux
clivages.
Les
aiguilles
s'amoncellent
vers
la
bordul~e
du
minéral
pour former de petites masses opaques.
Minéraux accessoires
Le
sphène
de
grande
dimension
(l, L
mm)
et
de
forme
losangique
est
souvent
morcelé
avec
développement
de
calcite,
d'épidote
et
de
quartz
à
l'intérieur'
des
fractures.
Dans
certaines
lames,
le
sphène
est
entouré
d'une
couronne
d'oxyde
qui,
dans

---

- 97 -
les cas extrêmes, gagne l'ensemble du minéral
(fig. 56 ) .
02mm
l
1
,\\-.
Fig. 56 - Différents aspects des relations sphène-ilménite.
a- sphène morcelé, sans ilménite
b- sphène automorphe bordé d'une auréole d'ilm~nite
qui semble envahir de façon centripète le cris-
tal
c- lorsque l'envahissement est plus important, le sphè-
ne ne subsiste plus qu'en reliques à l'intérjeur de
l'ilm~nite
~
d- sphène morcelé envahi par de l'ilménite.
; .,'
'>
"J.
Ce phénomène résulte d'une réaction du type
:
3FeTi0
+3CaO + 35i0
+ 1/2°
3
2
2
En
effet,
le
sphène
qui
a
subi
cette
transformation
est
toujours
associé
à
de
la
blOtite
en
voie
de
ch loritisa tion
et
à
des
oxydes.
Le
processus
de
la
transformation
du
sphène
est
probablement
lié
à
la
chloritisation
de
la
biotite
qui
libère
du
fer
et
ce
dernier
se
couple
au
sphène,
entraînant
ainsi
un
dépôt
d'ilménite,
de
calcite
et de quartz.
Ourre
le
sphène,
on
trouve
de
l'allanite
zonée,
de la prehnite,
du zircon et de l'apatite.
1lI.2.2.3 - Ordre de cristallisation
En
dehors
du
zircon,
du
sphène
et
de
l'a llanite,
qui
semblent
être
les
minéraux
les
plus
précoces,
l' assoc~ation plagio-
clase-amphibole-biotite
l
forme
la
trame
primitive
des
granodiorites
à
mégacristaux
de
microcline.
Les
mégacristaux
aur'iiient
cristallisé
'dans
le
bain
magmatique
avant
la
fin
de
la
cristallisation
du
plagio-
clase
et
avant
la
formation
du
microc1ine
xénomorphe
et
du
quartz.
Cependant,
nous
ne
pouvons
établir
avec
certitude
une
ch ronolog ie
exacte
de
la
formation
de
ces
derniers,
le
quartz ayant pu cdslal~iser
pendant
un
temps
rela:ivement
long,
comme
le
montrent
les
différentes
for~es acquises.

---

- 98 .-
111.2.2.4 -
Nomenclature
Estimant
l'utilisation
du
compteur
de
points
assez
hasardeuse
pour
l'étude
de
LCl.ciès
aussi
porphyriques,
nous
avons
préféré
nous
en
abstenir.
Cependant
une
estimation
des
princi-
pales
phases
minérales
donne
la
composition
suivante':
plagioclase
50
%
quartz
25
%
microcline
17
%
biotite
5
%
amphibole
2
%.
C'est
ainsi
que
pour
définir
la
nomenclature
des
différentes
roches
à
mégacristaux
de
microcline,
nous
nous
sommes
basés
essentiel-
lement
sur
les
données
chimiques.
Dans
le
diagramme
dé nomenclature
de de La Roche
(1964)
Debon
et
Le
Fort
(1983),
elles
se
répartissent
dans le champ des granodiorites.
111.2.2.5 - Discussion sur les microclines et leU; origine
Plusieurs
auteurs
se
sont
penchés
sur
les
origines
possibles
du
microcline
dans
le
craton
Ouest
Africain
Casanova
(1975),
Sawadogo
(1983) ...
Il
ressort
de
toutes
ces
études
la
difficulté
à
expliquer
la
genèse
du
microcline
qui
représente.
à
elle
seule
la
quasi
totalité
du
feldspath
potassique
exprimé
dans
les
granitoïdes
du Précambrien Ouest Africa in.
Mégacristaux de microcline
Ancienne
orthose
?
Un
des
moyens
de
le
savoir
serait
de
définir
la
triclinicité
de
ces
cristaux
et
voir
s' il
s' agit
d'une
triclinicité
intermédiaire
interprétée
par
différents
auteurs
comme
significative
dt une
transformation
orthose
-
microcline.
Signalons
que
Casanova
(1973),
qui
a
surtout
fait
des
mesures" de
triclinicité
sur
les
microclines
du
Birrimien
de
Côte
d'Ivoire,
a
toujours
trouvé
une
triclinicité
maximale.
En
l'absence
de
données,
on
ne
peut
que
faire
des
hypothèses.
La
transformation
peut
être
provoquée
par des phénomènes tectoniques comme cela était envisagédéj à. par Marmo
(955), mais aussi Mergoil (1970),
Debat (1974)
et autres:'
MicrocIine xénomorphe
Ce
deuxième
type
est
général
dans
les
roches
plutoniques
de
la
fenêtre.
Il
est
en
équilibre
avec
les
minéraux
de
la
mésostase.
Quand
il
est
localisé
dans
les
'zones
abritées,_,
il
oeut
être
lié
au
transfert
des
ions
K+
vers
les
z.ones
de
faibles
pre~sions (Orville, 1963).
Microcline dans un plagioclase
Il
se
rencontre
dans
toutes
les
roches
plutoniques
de
la
fenêtre
de
Kédougou
-
Kéniéba,
y
compris
les
gabbros.
Plusieurs
~ypothèses ont été émises pour expliquer ce phénomène. Vogel (1970)
evoque
une
cristallisation
simultanée
du
feldspath
potassiq lie
et
du
plagioclase,
tandis
que
Cartens
(1967)
et
Kay
(1977),
envisagent
une
exsolution
de
la
phase
potassique
à
partir d'une
solution
ternaire
homogène
de
fe Idspa th 1
entra înant
une
nucléa tion
et
une
croissance
du microcline.
La
première
hypothèse
envisagée
explique
difficile-,-
mènt
que
dans
certains
cas,
la
prèsq ue
totalité
du
plagioclase
soit
remplacée.
On peut aussi envisager une hypothèse métasomatique
avec
une
contamina ti.on
du
magma
lors
de
son
ascension,
ce
qui
expliquerait le caraccÈ:re très irréguli.er de la microclinisation.

---

- 99 -
Il
nous
paraît
évident
que
le
microcLine
de
ces
formations
provient
non
pas
d'un,
mais
de
plusieurs
phénomènes
(transformation
des
plagioclases,
de
l'orthose
(?)).
Ces
transforrr;ations
sont étroitement liées à
la tectonique.
-
Remarques sur les perthites et bordures albitiques -
Les
exsolutions
de
perthites
dans
les
feldspaths
potassiques
et
les
bordures
albitiques
des
plagioclases,
seraient
des
manifestations
de
la
circ.ulation
des
fluides
tardifs
échangeurs
d'ions
(Orville,
1963;
PÔ.rsons,
1977 ; Johannes,
1979.).
II.2.2.6 - Conclusion
Cette
unité,
malgré
sa
grande
étendue,
montre
très
peu
de
variations
dans
sa
composition
minéralogique
et
texturale.
Elle
se
caractérise
aussi,
en
plus
des
principales
phases
minérales
(plagioclase,
micrccline,
qua.rtz,
amphibole,
biotite),
par
une
grande
abondance
des
minéraux
accessoires,
notamment
du
sphène.
Les
nombreuses
hgures
de
syneusis
montt-ent
que
le
matériel
granodioritique
est bien issu d' un liquide magma tique.
111.2.3 - L'Unité granodioritique sans mégacristaux de microcline
111.2.3.1 - Structure
Les
roches
qui' composent
cette
unité
affleurent
essentiellement
le
long
de
la
Falémé,
entre
le
Village
de
Laminia
et celui
de
Dioubéba
et
NE
d' Alinguel,
sur la
route
Alinguel -
Médina-
Foulbé.
Généralement
légèrement
orientées,
ces
roches
sont
recoupées
à
l'instar
de
l'unité
adamellitique
et
granodioritique
à
mégacristaux
de
microcline
par
une
zone
de
mylonites
orientée
NW-SE.
Cette
zone
de mylonites est particulièrement visible à l'Est du villag,e de Moussala.
La
roche
est
de
couleur
blanche
tachetée
de
quelques
minéraux
ferromagnésiens.
Dans
certains
cas
cependant,
comme
au
NE
de
Laminia.
noys
avons
des
faciès
leucocrates
plus
différenciés,
organisés
en
panneaux
de
quelques
mètres
de
large,
orientés
suivant
la
dirt:ction
NN\\4-SSE.
Les
phases
minérales
constituant
ces panneaux sont peu ou pas orientées.
Le
contact
entre
cette
unité
et
l'ensemble
des
roches vertes est franc et intrusif.
111.2.3.2 - Composition minéralogique et texture
-~'---_._------~-~--------
Cette
unité
regroupe
des
granitoïdes
avec
une
texture
équigranulaire,
formés
de
quartz,
plagioclase
(An
20-30)),
microcline,
biotite,
amphibole.
Quartz
11
présente
de
fortes
variations
suivant
les
faciès
(25
à
35
~{,)
et
cons:itue
des
cristaux
xénomorphes( > 1
mm)
avec
une
extinction
ondulante.
Ils
se
retrouvent
souvent
sous
forme
de
cristaux isolés.

---

-
100 -
•
Plagioclases
Dans
le
faciès
type
de
Laminia,
on
est
frappé
par
l' automorphie
quasi
parfaite
des
plagioclases
et
leur
forte
densité.
Leur
taille
dépasse
rarement
1,5
mm.
Ces
cristaux
sont
souvent
zonés
avec
un
coeur
fortement
séricitisé
et
une
bordure
albitique
avec
des
figures
de
myrmékites
sur
les
faces
en
contact
avec
du
microcline.
Les
plagioclases
sont
maclés
albite,
carlsbad
et
contiennent
des
inclusions
de
biotite,
d'amphibole,
d'oxydes
et
d'ùpati"te.
Les
figures de syneusis entre plagioclases sont très fréquentes.
Microcline
Tout
comme
pour le
quartz,
il montre
des
variations
suivant
les
faciès
(12
à
30
%).
Il
se
retrouve
toujours
sous
fot-me
interstitielle.
Quelquefois
au
niveau
du
contact
entre
deux
cristaux
de
microcline,
on
a
une
zone
réactionnelle
constitu'ée
d'albite
et
de
perthite.
Le
microcline
contient
des
inclusions
de
plagioclase,
de
biotite
sans
disposition
particulière
et
peut
mouler
pùrtiellement
les cristaux de quartz.
Biotite
En
lame
mince,
nous
pou 'Ions
distinguer
deux
sortes
de
biotite.
D'une
part,
une
biotite
primaire
en
lamelles
indé-
pendantes
et
d'autre
part,
une
biotite
se
développant
à
partir
des
amphiboles,
que
nous
pouvons
qualifier
de
secondaire.
La
biotite
primaire
est
de
couleur
brune
mais
elle
s'éclaircit
par
endroit
(défer-
ritisation)
et
des
fuseaux
de
prehnite
associés
à
des
oxydes
se
développent
parallèlement
à
ses
clivages.
Les
zones
saines
du
minéral
contiennent des inclusions d' apatite et des halos de zircon.
;.
'
Amphiboles
Elles
sont
automorphes
avec
des
macles
simples
fréquentes.
Leur
pléochroïsme
varie
du
vert-jaunâtre
au
vert
franc.
Elles
ont
une
composition
de
hornblende
et
subissent. des
phénomènes
de transformation en biotite,
sphène et quartz.
·.~'
Minéraux accessoires
En
plus
du
zircon,
de
l'apatite
et
de
la
prehnite,
nous
avons
des
cristaux
d' allanite
automorphes
et
zo nés.
Il
fa u t
noter aussi que ces roches sont pauvres en oxydes.
1I1.2.3.3 -Ordre de cristallisation
Le
z.ircon,
l'amphibole,
la
biotite
et
le
plagioclas~}
semblent
être
les
premiers
minéraux
formés,
suivis
du
quartz
et
du microcline.
L t apatite a
pu cristalliser pendant un temps relativement ..~..
long
puisqu'elle
peut
se
trouver en
inclusion
dans
le
quartz
(Harrison;~
et
Watson,
1984).
De
même
la
formation
de
la
biotite
est
échelonnée
dans
le
temps
en
commençant
par
la
biotite
l,
la
biotite
II
provenant
de la transformation de l' ùmphibole.
Il 1. 2.3.4 - Nomencla ture
Elle
s'appuie
sur
le
diagramme
Q-P-F
de
Streckeisen
(19ï6)
et
le
diagr<:..mme
de
nomenclature
de
de
La
roche
(1964),
Oebon
et
Le
Fort
(1~j83). Les deux classifications ne montrent aucune

---

-
101 -
différence
fondamentale,
l'ensemble
des
roches
se
rép,irtissant
entre
la zone des granodiorites et des tonalites avec une plus br-:.e concentra-
tion
(90 % des échantillons)
au niveau des granodiorites.
111.2.3.5 -
Conclusion
Ces
granitoïdes
ne
se
~,ifférencieraient des
grano-
diorites
à
mégacristaux
de
microcline
que \\ ?ar
l'absence
de
grands
cristaux
de
feldspath
potassique
et
par
h:l.
pl'us
grande
variation
de
proportion
de
ces
minéraLix constitutifs,
métis
au ssi
par
le caractère
très automorphe des plagioclases.
111.2.4 -
Etude des enclaves
1I1.2.4.l -
Introduction
Depuis
les
travaux
de
Didier
(1964,
1973)
de
plus
en
plus
d'auteurs
s'intéressent
à.
l'étude
des
enclaves.
Parmi
eux,
Debon
(975),
Leterrier
et
Debon
(978), Orsini
(980).
Ce
dernier
a
démontré
le
rôle
capital
des
enclaves
pour
la
connaissance
de
l'origine des granitoïdes calco-alcalins.
Ill. 2.4.2 - Description sommaire des deux typ,es d 1 enclaves
Dans
la
zone
des
granitoïdes,
nous
distinguons
en gros deux types d'enclaves.
1°/
Les
enclaves
finement
grenues
(mélanocrates)
de
taille centi-
métrique à pl uridécimétriq ue.
2°/
Les
enclaves
grenues
(mésocrates
à
mélanocratesl
de
taille
plurimétriq ue.
-"
On
retrouve
ces
enclaves
un
peu
partouT
dans
le
secteur
étudié,
sauf
<lU
niveau
de
l'unHé
adamellitique.
Toutefois
...:
malgré
leur
large
distribution,
elles
semblent
obéir
à
un
ordre
bien
défini
dans
leur
répartition
et
leur
fréquence.
Dans
un
souci
de
clarté,
nous
traiterons
sépa.rément
ces
deux
types
tant
ils
nous
paraissent différents du point de vue texturaI
(et peut-ê!ce génétique).
; ..'~ --, ~-
;'~
11 1. 2.4.3 -
Etude pétrographique
111.2.4 . .3.1 -
Les enclaves finement orenues
-----------------------~------
IlI.2.4.3.1.1. -
Structure
Ces
enclaves
sont
très
fréquentes
dans
les
deux
unités
granodioritique3.
Elles
se
rarifient
au
fur
et
a
mesure
q'-Je
l'on
se
dép lace
vers
l'Ouest.
Ce
phénomène
s'accompagne
d' une
diminution
de
leur
Lclille.
Généralement
de
forme
alkngée.
elles
peuvent
cependant
:,_'vetlr
des
aspects
plus
complexes
au
niveau
de l'Unité granodiori ti-que sans mégacristaux de microcline.
:f

---

Sur
les
berges
de
la
Falémé,
au
Nord
de
Laminia,
on Qb~~rve
des
enclaves
décimétriç ues
d'aspect
bréchiq'.lè
suggérant
une remontée à l'état solide (fig.60 ..v
des
enclaves
avec
des
bordures
arrondies
(10
cm
de
long)
montrant
des
parties
envahies
par
du
matériel
plus
lel:.cocrate,
témoignant
ainsi
leur
grande
perméabilité
(Pons,
1982)
(fig. 60B ).
Sur
la
route
Laminia
Kaourou,
on
retrouve
les
m~mes phénomènes
à
l'intérieur
des
enclav~s
fusiformes,
mais
le
matériel
clair
est
représenté
par
des
mégacristaux de
feldspath,
éparpillés
a l ' intérieur
de la masse sombre
des
zones
à
contours
mal
définis,
caractérisés
au
sein
du
granite
par
leur
richesse
en
amphibole.
Cette
dernière
se
dispose
en
gerbe.
Ce
type
d'enclave
est
interprété
comme
résultant
d'une
baisse
brutale
de
la
température
lors
de
la
mise
en
place
d'un
magma
basique
chaud
et
non
consolidé
au
contact
d'un
magma
acide
froid
( fig.
60C).
Ces
différentes
figures
sont
le
résultat
de
la
mise
en
contact
de
deux
magmas
de
viscosité
différente
(Blake
et
al., 1965 ; Blake. 1966 ; Walker et Skelhorn, 1966).
.
",
,<,.:
\\'"
16cm
A
,.
~'~'
,;,
B
::l Cm

---

-
103 -
13cm
c
Fig. 60- Divers aspects des enclaves finement grenues dans les grani-
toïdes.
A- enclave de forme
anguleuse avec des fissures remplies
de matériel granitique sans qu'il y ait mélange entre
les deux matériaux.
B- enclave fusiforme, très allongl1e, 'ponctuée de cristaux
de feldspaths appartenant à la roche encaissante.
c- enclave envahie à des degrés divers par le matériel
de la roche hBte.
Quartz
Il
a
une
extinction
ondulante
et
s' insinue
entre
les autres cristaux de la roche.
Plagioclases
De
cristaux
légèrement
zonés
et
de
taille
millimé-
trique (0,5 mm), on passe à des grains très fins à contours polygonaux
<0,05
mm)
dans les
termes
basiques.
Leur teneur en
anorrhite
avoisine
30 %.
Ils sont corrodés par le quartz.
Amphibole
Elle
est
représentée
en
quantité
très
varia.ble
dans
les
enclaves.
De
0
% dans
les
encla ves
très
riches
en
biotite
à
20
% dans
les
encla ves
où
la
biotite
représente
environ
5
% des
minéraux
de
la
roche.
Lorsqu'elle
est
abondante,
elle
forme,
soit
des
prismes
allongés
avec
des
inclusions
de
baguettes
de
plagioclases
sans
orientation
visible,
soi.t
des
prismes
tabulaires
très
poecilitiquEs.
Elle
se
transforme
en
sphène
(beaucoup),
en
bi.otite
et
en
quar!z.
Dans
les
faciès
basiques,
dIe
est
représentée
par
des
cri.staux
xénomorphes souvent altérés en chlorite et en épidote.

---

-
104 -
Biotite
Sen
pourcentage
varie
suivant
les
enclaves,
mais
elle
est
très
abondante
dans
les
enclaves
mélanocrates
(Jusqu'à
15 %).
Nous
distinguons
trois
sortes
de
biotite
i)
biotite
à extinction
ondulante
avec
des
inclusions
de
zircon
et
d' apatite.
Elle
est
quelque-
fois
interrompue
par
des
bandes
limpides
non
pléochroiques
(chlorite)
avec
des
concentrations
de
prehnite
parallèles
aux
clivages
ii)
biotite
provenant
de
la
transformation
de
l'amphibole
iii)
biotite
brune
se
développant
à
l'intérieur
des
petites
fentes
de
distension
ou
sur
les
cristaux
de
biotite
verte.
Ce
phénomène
est
fréquent
dans les enclaves les plus basiques.
Pyroxènes
( = 10 %)
Ils
ont
un
habitus
variable.
Ils
ont
soit
une
forme
xénomorphe
(0,5
mm)
et
dans
ce
cas
ils
sont
très
poecilitiques,
soit
une
forme
arrondie
(0,05
mm)
ou
en
baguettes
(0,2
mm).
Le
contact entre le
pyroxène et l'amphibole présente une auréole légèrement
pléochroïque.
Minéraux accessoires
L'apatite
est
relativement
abondante.
Le
sphène,
la
prehnite
et
la
chlorite
sont
souvent
le
produit
de
la
transformation
d'autres minéraux.
Les oxydes sont généralement peu représentés.
111.2.4.3.2.1 -
Structure
Ces
enclaves
sont
présentes
uniquement
au
niveau
de
la
partie occidentale
du
secteur
étudié.
Leur
taille
est généralement
supérieure
à
15 ffi.
Sur le
terrain,
elles
sont facilement reconnaissables
à leur couleur blanc-rosâtre sur laquelle se détachent les
mégacristaux
d'amphiboles
vertes.
Au
centre
de
l'enclave,
la
roche
devient
plus
sombre
et
plus
massive.
Leur
contact
avec
la
matrice
granodioritique
est
franc.
Ce
faci~s est recoupé par des filonnets granitiques ponctués
d' aiguilles d'amphibole disposées en gerbe.
,'.
Quartz
Il
a
une
taille
millimétrique
et
une
forme
amiboi'de,
sauf
lorsqu 1 il
est
i.nclus
dans
ct' autres
minéraux.
Son
pourcentage
modal
varie
de
° à 15 %. Aucun pnenomène de recristallisation
n'a été observé au niveau des enclaves de ce type.
Plagioclase
On
peut
grossièrement
faire
une
distinction
erttre
les
pla g i ocl a ~ e s
de
pet i t e
t a i 11 e
(°,2 à °,6 mm)
et
les
pla g i 0 cl a ses
de
taille
moyenne
(0,7
à
2
mm).
Ils
sont
altérés
et
les
macles
poly-
synthétiques
sont
peu
visibles.
Dans
les
rares
cas
où
nous
avons
pu
calculer
leur pou rccntage
en
ancrthite,
on
s'aperçoit
qu' il
a vOlsine
20
% vers
la
bordure
cl es
encla ves.
Ils
on t
une
forme
su b-a uromorphe
l
à
. ' .
xénomorphe
et
renL~rment de petits cristaux de pyroxène, d'apatite.
~: .

---

-
J.\\J:J
-
d'oxyde,
d' amph ibcle
et
de
sphè ne .
Quelques
textures
granophyriq ues
ont été observées.
Microcline
Il
forme
de
grandes
plages
xénomorphes
et
poeci.li-
tiques.
Sa
répartition
est
très
hétérogène
et
son
pourcentage
modal
varie
de
0
à
10
%,
c' est
un
minéral
très
tardif
puisqu'il
englobe
même
le
quartz.
Il
est
intéressant
de
noter
qu 1 aucune
figure
de
myrmékite n' a été observée dans ce faciès.
Amphibole (10 à 60 %)
Généralement
sub-automorphe
à
automorphe
(> 2 mm)
l'amphibole est poecilitique et quelquefois maclée. On distingue
l'amphibole
de
couleur
verte
très
pléochroïque
de
type
horn-
blende,
fréquente dans les zones à microcline
;
l'amphibole
zonée
avec
un
coeur
légèrement
pléochroïque
par rapport à la bordure contenant des reliques de pyroxène
;
- l'amphibole en fibres incolores
(trémoli te ou actinote).
Ces
deux
dernières
peuven~
être
moulées
par
une
a.mphibole
très
poecilitique, dont la taille peut atteindre 5 mm.
Pyroxènes
(salite-endiopside)
Ils
sont
automorphes
et
souvent
maclé,s.
Ils
présen-
tent presque toujours des phénomènes de transformation (ouralitisation).
L'association Actinote-Trémolite-Serpentine-Oxydes
Dans
les
faciès
les
plus
basiques,
on
observe
des
minéraux
arrondis
et
zonés
avec
une
disposition
particulière.
Le
coeur
du
minéral
est
occupé
par
des
fibres
d'actinote
et
de
trémolite
entourées
par
des
serpentines
à
structure
radiaire,
le
tout étant cerné par des oxydes ferro-titanés
(fig. 61 ).
i,.
";r.
.~ -
•...
:r.
tj~
Fig. 61- Texture des gabbros du coeur des enclaves grenue5.
".
t.'
'.
~ ..
:'},
t.~
'r. :.~. '

---

-
1UO
-
Cette
disposition
n'est
pas
sans
rappeler
la
pseudomorphose
de
l' oli vi.ne dans cena ins ferroga b bros no ri ti.q ues.
Minéraux accessoires
Ces
roches
sont
en
général
riches
en
sphène
de
grande
taille
( jusqu à
0 , 5
1
mm)
et de forme
losangiq ue.
Ce
m:néra l
peut
s'aligner
suivant
des
bandes
parallèles
au
contact
des
filonnets
granitiques (fig. 62).
EnC/ave-
,o.2mm 1
...
Fig. 62- Contact entre une veine de granite et l'enclave grenue.
Les cristaux de sphène s'allongent parallèlement au contact.
Les
oxydes
présentent
des
proportions
va:-iables.
Denses
au
coeur
des
encla ves,
ils
sont
absents
vers
la
bordure,
c' est-à-d ire
les
zones
envahies
par
le
microcline
(fig.
63).
L'apatite
est toujours présente.

---

- 107 -
1------...., 1.5rrm
Fig. 63- Texture des gabbros au contact de l'encaissant gran~t~­
que. Les oxydes deviennent plus rares par rapport au coeur
et le microcline (M). le plagioclase acide (Pl) et le
quartz (Q) font leur apparition. L'amphibole montre un lé-
ger zoning et des reliques de pyroxènes (P).
111.2.4.3.3 - Discussions
Malgré
leur
homogénéité
apparente
sur
le
terrain,
;.~:
'ces
enclaves
cor-~spondent en
fait
à
une
large
gamme
de
composition
allant
des
roches
basiques
(gabbros)
aux
roches
plus
évoluées
(tonalites).
Dans
ce
travail,
nous
n'aborderons
pas
du
point
de
vue
géochimique
les
liens
qui
existent
entre
ces
enclaves
ou
entre
les
enclaves
et
leur
matrice,
mais
à
la
lumière
des
observations
minéralogiq ues,
nous
a 110ns
essayer
de
rendre
compte
de
certains
phénomènes.
En allant des termes "basiques" aux termes "acides",
on
observe
une
diminution
àe
la
teneur en
amphibole
et
une
augmenta-
tion
de
la
biotite.
Cette
variation
s'explique
par
le
fait
que
lors
de
la
cristallisation
àu
magma,
la baisse
de
température
s'accompagne
,d'une
augmentation
de' la
teneur
en
eau
favorisant
le
transfert
des
ions
(Shaw,
1974)
et
en
particulier
du
K.
Celui-ci
se
combinant
au
fer,
considéré
comme
élément
inerte
des
liquides
résiduels,
favorise
la
formation
de
la
biotite.
La
totalité
du
fer
étant
mobilisée
lcrs
de
la
cristallisation
de
la
biotite,
ces
enclaves
se
caractérisent
par
une
carence
en
minéraux
opaques
(Debon,
1975
Orsini,
1930).
Cela
semble
de
prime
abord
être
en
désaccord
avec
les
observations
précédentes,
mais
en
réa li té,
les
miné:-a ux
opaques
observés
dans
les
enclaves
seraient
liés
à
des
phénomènes
tardifs
inhérents
à
la
destabilisation
de
la
biotite.
De
même,
la
totalité
dl:
K
étant
accaparée
par
la
form,:nion
de
la
biotite,
il
est
tout
à
fait
compré-
hensible
que
ces
fdc Lès
soient
dépourvus
de
microcli.ne.
Ce
type

---

-
108 -
d'enclaves
semble
être
une
caractéristique
du
magmatisme
plutonique
calco-a1calin
(Didier et Lameyre.
1969
; Didier,
1973
; Orsini,
1980).
Elles
correspondent
a
un
ensemble
cl' encla'/es
disséminées
le
long
d'un
couloir
de
direction
NW-SE.
Ces
roches
affleurent
presque
exclusivement
à
proximité
du
contact
entre
la
granodiorite
à
mégacristaux
de
microcline
et
la
granodiorite
sans
mégacristaux
de
microcline.
Contrairement
aux
précédentes,
ces
enclaves
sont
dépourvues
de
biotite
et
le
microcline
peut
constituer
un fort pourcentage dans la composition modale de la roche.
Dans
les
parties
" ce r.trales"
dépourvues
de
micro-
cline,
la
roche
est
essentiellement
constituée
d'amphiboles
(actinote -
trémolite),
de
pyroxènes
et
de
minéra ux
opaques,
tandis qu'en bordure,
les
minéraux
opaques
disparaissent
et
l'amphibole
devient
plus
pléochroïque
et
de
couleur
verte
(hornblende
acti.nolitique
et
hornble"de
mâgnésienne) .
Voir tableau 7.
111.2.5 -
Conclusion
Dans
l'étude
pétrographiq ue
des
granitoïdes
et leurs enclaves,
nous avons distingué trois types de granitoïdes
:
-
les adamellites
-
les granodiorites à
mégacristaux de microcline
-
les granodiorites sans mégacristaux de microcline.
Le
passage
entre
les
deux
derniers
types
de
granitoïdes
est progressif,
tandis
que
les
adarnellites
sont
sécantes
sur les
autres
formations.
Les
granitoïdes
ont
des
compositions
de
granites
s. s.,
de
granodiorites
'. et de tonalites
(fig.
64).
~
L'étude
des
enclaves
montre
qu'il
existe
une
,.
'~\\..'
différence entre les
enclaves
finement
grenues
et
les
enclaves
grenues à
~ :
grain moyen
:
,
1
les
enclaves
finement
grenues
couramment
rencontrées
dans
les
grands
batholires
calco-alcalins
ont
des
dimensions
modestes
(décimétriques)
et
leur
aspect
bréchique
suggère
qu'elles
ont
été
remontées à l'état solide lors de la mise en place du milssif granitique;
les
e"claves
grenues
de
dimension
plus
grande
(dizaine
de
mètres)
sont
anormalement
pourvues
en
feldspath
potassique,
plagioclases
(An
15-20)
et
quartz
(jusqu'à
15 %).
Elles
sont
probable-
ment
issues
d'une
contamination
des
gabbros
par
le
matériel
granitique
(tout
au
moins
sur
leur
bordure).
Ce
phénomène
sera
discuté
dans
l'étude
géoch im iq ue
des
enclaves.
De
pa r I e u r
mcde
de
mise
en
p lace
et
la
similitude
de
leur
composition
minéra log iq ue,
il
nous
paraît
tout
à
fait
possible
que
ces enclaves
aient
la
même origine que
les
formations
bas iq ues
de
la
pa rtie
occidentale.
Celles-ci,
comme
d'a i lleu rs
l' ensem b le
des
encla ves
fine men t
aren ues .
sera ien t des
o
.
xénolites.

---

-
lOG -
1
j1'aille des enclaves
'l'aille du grain
Dispersion
141<::-ocl ine
,1 Enclaves finement 1 centimétrique à
;>e ti te
très large
1
grenues
1
décimétrique
\\
Enclaves grenues
dizaines d
'
·e're
faible
e metres
~ grossl
1
21
couloir orienté
à grain moyen
• N~-SE
1__
I
.!....-
_
1
Bioti te
Amphibole
Sphène
Oxydes
1
Pyroxèr,es
11 toujours présente
type hornblende
souv"nt secondaire
secondaire
\\
dans les termes
1
1
1
les ;>lus baslques
1
abondan~
r
I---------r---h-o-r-n-b-le-n-d-e--- automorphe
abondant sauf
toujours présents
21
actinote
1
dans faciès à
1fa<.:iès à microcline 1
trémoli te
1
1
1
1
microcline
Tableau 7
Comparaison des différents types d'enclaves.
1
1
1
1
1
1
1
1
,
1
1
1
A ' - - - - - - - -_ _-...JL-
--l...
......_ - - . . p
Fig. 64- Les granitoIdes du secteur de Laminia-Sonfara-Mêdina Foulbé
dans le diagramme de Streikeisen (1974).
l'unité adamellitique (&toiles) est const.ituée de gra-
nites s.s. tandis que l'unité granodioritique sans mé-
gacristaux de microcline (carrés vides)
renferme des
granodiorites et des tonalites.
par comparaison, un échantillon de l'unité granodioriti-
que est r€?r.ésenté
(carré frappé d'une étoile).

---

-
110 -
Il 1.3
ETUDE
CRISTALLOCHIMIQUE
DES
GRANITES
ET
DES
ENCLAVES
GRENUES
Ce
chapitre
concerne
essentiellement
1" étude
minéra-
logique
des
granitoïdes,
qui
portera
uniquement
sur
les
variations
des
caractéristiques
des
amphiboles
et
des
biotites.
Cn
s'intéressera
en
outre
à
l'analyse
minéralogique
des
enclaves
grenues,
afin
de
comparer
le
chimisme
des
principaux
minéraux.
Seules
les
enclaves
à
grain
moyen
seron!
étudiées,
les
enclaves
finement
grenues
n'ayant
fait l'objet d' aucune ana lyse.
111.3.1 -
Etude cristallochimique des granitoïdes
Les
granitoïdes
du
secteur
étudié
sont
constitués
de
plagioclases
(30-50
%),
quartz
(2-30
%),
microcline
(4-35
%),
amphibole
(0-20
%),
biotite
(2-10
%).
Par
ailleurs,
nous
avons
distingué
trois
types
adamell i tes,
granodiori tes
à
mégacristaux
de
microcline
et
granodiorites
sans
mégacristaux
de
microcline.
Le
passage
entre
les
deux
g ranodiori tes
est
prog ressif,
alors que l' adamellite est sécante sur les granitoïdes.
1I1.3.1.1 -
Les amphiboles
Les
amphiboles
sont
absentes
dans
les
adamellites,
par
contre,
elles
sont
bien
représentées
dans
les
granodiorites.
Elles
sont
automorphes
et
de
couleur
verte.
Nous
avons
analysé
cinq
minéraux
d'amphibole
dans
l'ensemble
des
granitoi"des. Elles
correspondent,
selon
la
classification
de
Leake
(978)
à
des
magnésio-
hornblendes.
Elles
sont
caractérisées
par
des
teneurs
relativement
élevées
en
Ti
(0,1)
et
en Si
(=:7,1).
Reportés
dans
le
diagramme Ti-Si
(fig.
65).
les
points
représentatifs
des
amphiboles
des
granitoi"àes
se placent dans le champ des amphiboles ignées.
Ti
0.4
0.3
..
0.2
o
00
0.1
o
o
7.8
7 €
7.4
7.2
7.0
6.8
6.6
6.4
6.2
Si
,'.
Fig. 65- Diagr&~rne Ti-Si (Leake 1965).
~ .
.6granodiorite
O,Vbordure des enclaves
gcoeur des enclaves.

---

-
111 -
111.3.1.2 -
Les biotites
La
biotite
peut
être
observée
dans
l'ensemble
des
granitoïdes.
Elle
se
présente
avec
une
couleur
brune
dans
les
granites
adamellitiques
et
une
couleur
verte
dans
les
granitoïdes
;
elle est souvent transformée en chlorite.
Le
diagramme
(( 6-5i) 100
(Fe/Fe+lvlg) )
(fig. 66 )
indique
que
les
biotites
ont
une
composition
très
voisine:
Si,
Mg
et Fe varient très peu dans
l'ensemble.
Dans
le
diagramme
de
Gagny
(1968),
les
points
représenta tifs
des
biotites
sont
situés
à
l'intérieur
du
champ
C,
ce
qui
est
en
accord
avec
le
fait
qu'elles
sont
en
association
avec
l'amphibole
(fig.
67 ), . Les teneurs en Al 0
sont
relativement
faibles
';',
2 3
r';'
(14 à 16 %) avec un rapport 100 AI1V'ALt
.
/
compns entre IL 0:>-
_ l
16.

---

-
112 -
Fig. 66- R~partition des biotites
dans le diagr~e phlogo-
pite, annite. sidérophy-
llite. eastonite.
Biotite
...-
Phlogopite
(6-Si)1OO
a - biotite + olivine
b - biotite +pyroxène
...... --
c - biot ite + amphibo le
.........
~,
\\
d - biotite seule
,
1 /
....
....
"-'-'
1
---
e - biotite de roches
.,-
métamorphiques
60
f - biotite + muscovite
12
20
.
iv
tot
Fig. 67- D~agramme IOOAl
IAl
- % Al 0
(Gagny 1968).
Z 3
r-------:r-
-.:;-Hd
2
Lg. 68a- Diagramme Ca-Mg-Fe.
(même légende que la
figure 65).
'-------L...--
--l_ FI
,~",
, .
~. 68b- Diagr~e TiO -AI 0 "
Z
2 3
,
'TIO,
r~·
(même légende que
,
la figure 65).
'l",.
•
iii
•
Il
o
"
o
T
o

---

-
113 -
II 1. 3. 2 -
Etude crista llochimiq ue des enclaves grenues
Les
principales
phases
minérales
de
ces
enclaves
sont
le
pyroxène
(2-40
%),
l'amphibole
(10-60
%)
et
le
plagioclase
(0-15 %).
111.3.2.1 -
Les pyroxènes
Les
enclaves
grenues
renferment
toutes
des
clino-
pyroxènes
à
composition
d' endiopside,
de
diopside
et
d' augite.
Seul
un
cristal
analysé
a
donné
une
composition
de
pigeonite.
Dans
le
diagramme
Ca-Mg-Fe
(fig.
68a
),
les
Cpx
montrent
une
augmentation
de
Ca
au
fur
et
à
mesure
que
l'on
s'éloigne
du
coeur
des
enclaves.
Dans
le
diagramme
Ti0
en
fonction
de
Al 0
(fig.
68b),
ces
deux
2
2 3
éléments subissent une diminution vers la périphérie des enclaves.
1I1.3.2.2 -
Les amphiboles
Elles
présentent
des
caractères
optiques
très
variables.
Elles
sont
incolores
à
vertes.
Ce
changement
de
coloration
reflète
une
différence
de
la
composition
chimique.
Dans
les
échantil-
lons
situés
au
coeur
des
enclaves,
les
amphiboles
fibreuses
et
les
amphiboles
automorphes
sont
incolores
et
lèür
composition
chimique
varie
entre
celle
d'une
actinote
et
celle
d'une
trémolite.
Par
contre,
les
amphiboles
xénomorphes
de
couleur
verte
montrent
des
compositions
de
type
hornblende.
Quand
on
s 'éloign~
du
coeur,
les
amphiboles
deviennent
plus
pléochroïques
et
dans
le
même
temps,
développent
un
zonage
caractérisé
par
une
augmentation
de
Si,
Mg,
Ca
et
Mn
par
contre,
Al,
Cr,
Ti,
Fe,
Na,
subissent
une
nette
diminution
vers les bordures du minéral
(voir tableau ci-dessous).
"
AMPHIBOLES
• • • ~:UII &:1 c: cu• •
3
4
:5
6
7
K
0.0067
0.0051
0.0047
0.0031
0.0027
HI
0.0000
0.0007
0.0000
0.0000
0.0000
NA
0.0169
0.0143
0.0140
0.0061
0.0062
CA
0..1178
0.1158
0.1178
0.1235
0.1240
FE
0 • .1280
0.1048
0.1048
0.0932
0.0992
SI
0.4652
0.4784
0.4971
0.5322
0.5363"
TI
0.000.1
0.008~
0.0058
0.0021
0.0017
MH
0.0000
0.0006
0.0010
0.0021
0.0013
MG
0.!4é3
0.1575
0.1618
0.1792
0.1773
CR
0 • .)036
0.0021
0.0001
0.0000
0.0019
AL
0.0957
0.078:5
0.0657
0.0318
0.0314
OH
0.0207
0.0205
0.0207
0.0210
0.0211
1.0089
0.9867
0.993:5
0.9943
1.0033
K
0.1234
0.0957
0.0869
0.0568
0.0497
HI
0.0000
0.0081
0.0000
0.0000
0.0000
HA
0.4749
0.4044
0.~928
0.1682
0.1716
CA
1.8275
1.8100
1.8236
1.8888
1.8832
FE
1.5505
1.2789
1.2609
1.1133
1.1768
5.1
6.7371
6.9837
7.1829
7.5984
7.6045
TI
0.0879
0.0930
0.0628
0.0229
0.0179
MN
0.<>000
0.0073
0.0118
0.0250
0.0160
MG
3.1578
3.4263
3.4850
3.8134
3.7474
CR
0.Q414
0.0245
0.0014
0.0000
0.0210
AL
1.i.343
1.3513
1.1189
0.5353
0.5253
OH
1 . '.' ;;')0
1.0000
1.0000
1.0000
1.0000
loi: • "-H9 16.4840 16.4328 16.2221 16.2136
FM
0.~293
0.2729
0.2684
0.2299
0.2415
TablE;,'; , 9 : Composition des amphiboles.

---

-
114 -
Dans
le
diagramme
Ti-Si
de
Leake
(1965),
l'ensemble
des
points
représentatifs
des
amphiboles
des
enclaves
grenues
se
place
dans
le
champ
des
amphiboles
métamorphiques
(fig.
65
).
Cette
position
s'explique
par
les
faibles
teneurs en
Ti.
Cependant,
rappelons
que
malgré
leur
zonage,
ces
amphiboles
sont
d'origine
secondaire
et
provip.nnent
de
la
transformation
d'anciens
pyroxènes.
Ce
diagramme
permet
aussi
de
mettre
en
évidence
à
l'échelle
de
l'affleurement
une
augmentation
du
titane
vers
le
contact
des
granitoïdes,
contraire-
ment à l'évolution observée dans les pyroxènes.
111.4 -
ETUDE GEOCHIMIQUE
1l1.4.1
Etude
géochimique
des
granitoïdes
et
des
enclaves
gren '...les
111.4.1.1 -
Classification
Dans
l'étude
pétrographique,
nous
avons
grâce
à
la
composltlOn
minéralogique
et
au
diagramme
Q-A-P,
séparé
les
granitoïdes d~ notre secteur d'étude en trois unités
:
-
adamellitique
-
granodioritique a
mégacristaux de microcline
-
granodioritique sans mégacristaux.
Leur
composition
minéralogique
est
rappelée
dans
l'introduction
~ à l'étude minéra logique.
La
différence
de
composition
entre
adamellites
et
granodiorites
apparaît
clairement
dans
le
diagramme
A-B
fig. 59a) .
Les granitoïdes appartiennent à deux associa tions
:
1)
-
cafémique,
pour
la
plus
grande
parti.e
des
roches
granodio-
ritiques
2)
alumineuse,
pour
l'unité
adamellitique
et
les
roches
les
plus évoluées de l'unité granodioritique à
mégacristaux de microcline.
Ces
trois
unités
ressortent
nettement
dans
le
diagr.amme
Q-F
(fig.
69b).
L'unité
granodioritique
sans
mégacristaux;
la
plus
largement
répandue,
est
composée
essentiellement
de
granodio--
rites
et de
diorites
quartziques.
L'unité granodioritique
à
mégacristaux
de
microcline
est
formée
uniquement
de
granodiorites
avec
toutefois
une
évolu:ion
bien
apparente
vers
les
adamellites,
cependant
les
deux
unités
(granodiorites
à
mégacristaux et
adame lli tes)
sont
sépa rées
par,
un
hiatus.
Il
n'en
demeure
pas
moins
que
ce
phénomène
n'exclut
pas la possibilité de lien génétique entre les trois unités.

---

- 115 -
CD
a
50
a
200
• •• • ••
®
•
-so
•
•
Fig. 69a- Diagramme A-B (de la Roche 1964).
ounité adamellitique
.unité granodioritique à phénocristaux de microcline
ounité grw.odioritique sans mégacristaux de microcline.
'Q=tSi/ 3- (K+Na+2Ca/ 3)
j"50
.------r----r---r-r--
,~o
F=K- (Na+Ca) -jOU
Fig. 69b- Distribution des gr~nitoides dans le diagramme Q-F (de la
Roche 1964);
(légende identique à celle de la figure 69a) .
1 : Tonalites; 2 : Granodiorites; 3 : Adamellites;
4 : Monzoo;Jrites quartziques; 5 : Monzonites quart-
.
ziques .
)
,
t~;.
. : ;
~.:, '
~~ .
~ : '

---

-
llb -
Dans
le
diag ramme
de
classification
de
0 ' Connor
(fig.
70
),
l'ensemble
des
granitoïdes
a
mégacr-lstaux
de
microcline
est
situé
à
cheval
entre
le
champ
des
granodiorites
et
des
granites.
Il
montre
une
nette
diminution
de
l'anorthite
normative,
par
rapport
à
l'unité
granodioritique
sans
mégacristaux
de
microcline.
Cela
est
à
mettre
en
rapport
a vec
les
phénomènes
d'a lbi tisa tion
décrits
dans
l'étude
pétrographique
et
la
nature
plus
évoluée
du
matériel
granodioritique à mégacristaux.
'n
1
••
o•
Fig. 70- Répartition des granitoides dans le diagramme An-Ab-Or
(O'Connor 1965, modifié par Barker 1979). Les traits dis-
continus indiquent le champ des granitoides des massifs
de Badon, Soukouta, Niéméniké et Kanéméré.
Cl adamell i tes
mgranodiorites à mégacristaux de microcline
Ggranodiorites sans mégacristaux de microcline.
111.4.1.2 - Caractères chimiques des granitoïdes
-
Variation des oxydes en fonction de la silice.
Certaines
remarques
peuvent
être
faites
à
partir
de la variation des oxydes en fonction de la silice (fig. '71 ).
En
dehors
du
K 0,
qui
se
présente
de
manière
quelque
peu
2
~i
désordonnée,
malgré
une
hausse
apparente
vers
les
adamellites,
les
autres
oxydes
se corrèlent
bien
à
la
silice
qui
varie
considéra ble-
ment en fonction de l'abondance du quartz.
NazO
augment'.:
progressivement
jusqu'à
l'unité
granodioriti.que
à
mégacristaux
de
:nicr-ocline,
où
il
s'infléchit
pour
diminuer
vers
l'unité
adamellitique.
A l'instar
des
granitoi"des
protérozoi."ques décrits

---

- 117 -
~
..•
0
III
O.
III
o 0
Cf!
0
III
0
DO
cr:,
o °
a
JI-
D
°a~ IIIa Il 1'1
III
,
I"l
loi
,. SlOZ
a
~
§ a
°ca
0
0
~1
o
0
0
0
0
0
0
0
00.,
Q:SJ
cP
•
d'.
d'.
Il
'\\
III
'10
&4
,. SoO:Z
50
e~
70
•
.
0
O.
III
a
!
c.
III
0
"
#
g
o c
0
°
a
1
0
0
a
o g 0 Eila
1 ..
C
.. III
G
III
\\
...
..
;li soa
W
7.S IQ2
Fig. 71- Variations des différents oxydes en fonct ion de SiO '
Z
*adamellites
~granodiorites Ji mégacristaux de mie ra cl ine
Ogranodiorites san~ mégaeristaux de microeline.
par Lameyre et al.
(1974),
le rapport NaZO/K20 est en géné::-al inférieur
à
1.
Dans
les
adamellites,
les
teneurs en Na 0 et K 0
sont sensiblement
2
2
équivalentes
et
leur
somme
a voisine
8, Z
%,
par
contre,
dans
les
unités
granodioritiques
elle
est
d'environ
7,4
% en
moyenne
et
le
Na 0 devient nettement l'Hédominant sur le KZù.
2
Fe 0 ,
MgO,
Ti0
et
CaO,
diminuent:
régulièrement,
depuis
2 3
2
les
diorites
quartziqut:';
jusqu'aux
adamellites.
Ces
tendance.s
reflètent
la
baisse
du
pourcenr.age
des
minéraux
ferromagnésiens
(amphibole.
biotite,
minéraux opaquès)
et
une
diminution
de la
teneu::-
en
anorthite
des plagioclases.

---

-
llë
-
Diagramme A1 0 -Fe ° -MgO -
•.
2 3
Ce
diagramme
(fig.
72
établit
sans
conteste
le
caractère
calco-alcalin
des
granitoïdes
l'ensemble
des
données
chimiques
se
confond
avec
la
ligne
des
roches
calco-alcalines
définie
par
Besson
et
Fonteille
(l97L).
Il
met
l'accent
sur
,la
régression
rapide
des
paramètres
Fe 0
et
MgO,
imputable
a
la
hausse
des
2 3
phases
alcalines
et
hyperalumineuses,
et
sur
l'absence
de
roches
à caractères cumulatifs au sein des granitoïdes étudiés.
Fig.
72- Diagramme AI 0 -FeOt-MgO;
(légende identique à celle de la
Z 3
figure 69 a) .
- Diagramme A-F-M
Cette
représentation
graphique
est
plus appropriée
aux
roches
volcaniques,
mais
la
similitude
des
résultats
obtenus
avec
ceux
du
diagramme
A1 0 -Fe 0 -MgO
justifie
son
emploi.
Les
2 3
2 3
points
représentatifs
des
g:-anitoïdes
de
notre
secteur d' étude
ferment
une
traînée
parallèle
à
la
ligne
séparant
le
domaine
tholéïtique
et
calco-alcalin.
Ce
diagramme
montre
aussi
la
forte
variation
des
"alcalins
et
du
MgO.
Là
aussi,
l'unité granodioritique
à mégacristaux
de
microcline
affiche
des
teneurs
plus
élevées
en
alcalins
que
l'unité
granodioritique
sans
mégacristaux
de
microcline
(fig. i3).

---

-
119 -
AL
- - - - - - - - - - - -
Fig. 73- Diagramme AFM. En hachurés est représentée l'aire occupée
par les granitoïdes de Badon. Soukouta. Niéméniké et Kané-
méré. Ils se placent en continuité vers le pôle alcalin et
font la liaison avec les adamellites;
(légende identique
à celle de la figure 69a).
III.4.1.3 -
Etude des éléments en traces
Rb.
Ba. Sr.
Pour
l'étude
de
ces
trois
éléments,
nous
avons.
pris
en
compte' -13
analyses
de
granitoïdes,
effectuées
par
l'équipe
Sénégal
Oriental
dans
différents
secteurs
du
massif
de
Kakadian.
- 8 analyses de Niéméniké
;
-
5 analyses de Mamakono (Ngom et 5.0.).
Les
massifs
de
Niéméniké
et
Mamakono
sont
situés
dans
la
partie
centrale de la fenêtre de Kédougou-Kéniéba.
Ces
éléments
sont
généralement
utilisés
comme
traceurs
dèS
évolutions
magmatiques
(Arth,
1976
Hanson,
1978 ;
Brandebourger,
1984) qui se traduisent dans les termes plus différenciés
pàr
une
baisse
des
teneurs
en
Sr
et
Ba
et
une
augmentation
du
Rb.
Dans le triangle Ba·-Rb-Sr (fig.
),
les granitoïdes se répartissent
en
gros
s'..livant
deux
champs
un
premier
ensemble
situé
dans
~ ,
le
champ
des
granites
"normaux"
selon
la
terminologie
de
El
Bousseily
et
El
Sokkary
(1975)
et
un
second
ensemble
très
étendu
constitué
de
diorites
quartziques
et
de
granodicrttes.
Les
granites
s.s.
sont
rares,
hormis
les
échantillons
du
massif
de
Niéménikéet
les
granites
"anormaux",
c 'est-à-d~.:·,·:
ayant
pu
subir
une
r:1étasomatose
potassique,
exceptionnels.

---

-
120 -
7
/7 1A-----.
P /
a
# /
J!~
/
.... f--..."...._.:::....IO.-_....:....~---------..:...
0' ~
0/
;;-
,
ci
$,
r;RANOllIOR lTE5 et
DIDRlllS
r,10Rlrr:~ QUARl:1QUE5
Fig. 74- Diagramme Ba-Rb-Sr. Les granitoïdes de notre secteur d'étu-
de (carrés) montrent de faibles tenèurs à l'exception de
l'échantillon nO 46. Les granitoides de Mamakono (trian-
gles) ont des teneurs semblables. Les granites de Niéméniké
(cercles) ont des teneurs en Rb-Sr très variables.
En
reportant
le
Rb
en
fonction
du Sr
(fig. 75 ),
on
constate
d'une
part 1
une
corrélation
néga ti ve entre ces
deux
éléments,
avec
une
faible
variation
du
Rb
dans
les
granitoïdes
du
Niéméniké
et d'autre part.
les
faibles
teneurs en
Rb-Sr de ce dernier par rapport
aux
granitoïdes
de
Mamakono et de notre
secteur d' étude.
Nous
revien-
drons
dans
la
conclusion
sur
les
résultats
que
l'on
peut
tirer de ce
graphique.
Rb
175""
"
0
0
00
0
0
0
•
0
115
0
0
•
0
."
a
c 'l'..,.
0
-"'.
55 POCo
0°
0
0
• •
•
0
• •
•
•
20
220
~20
&.."0
820
Sr
Fig. 75- Diagrarr~e Rb-Sr. Les roches basiques (points) ont des te-
neurs en Rb qui s'apparentent à celles des granites de
Niémékiné. Par contre. les échantillons deSansankoto
montrent un net enrichissement;
(légende identique à cel-
le de la figure 74).

---

-
Diagrammes Nb-Y-Rb en fonction de Si0
-
2
A
partir
des
éléments
en
traces,
Pearce
(198L.)
a
établi
des
diagrammes
pour
déterminer
l'environnement
géotectonique
des
roches
granitiques.
Cet
auteur
subdivise
les
granitoïdes
en
quatre groupes principaux
1 -
les granites des rides océaniques
2 - les granites des arcs volcaniques
3 - les granites intraplaques
4 -
les granites de type collision
L'utilisation
de
ces
graphiques
nécessite
un
certain
nombre
de
précautions.
Ils
s'appliquent
aux
roches
non
altérées,
dont
la
texture
n'est
ni
aplitique,
ni
porphyrique,
ni
cumulative et contenant au moins 5 % de quartz exprimé.
Les
granitoïdes
du
secteur
étudié
ont
des
teneurs
en
Nb
et
Y
respectivement
comprises
entre
9
et
19
et
entre
7
et
23
Ces
teneurs
sont
plus
faibles
que
celles
des
granitoi'des
intraplaques
et
des
rides
océaniques
(fig.
76a
et b
)
pour
des
valeurs
en
Si0
comprises
entre
60
et
75
%.
Elles
sont
comparables
2
aux teneurs des granites des arcs et de type collision.
Dans
le
diagramme
Rb-Si0
(fig.
76d
on
note
2
une
faible
corrélation
positive,
mais
ce
diagramme
ne
nous
permet
pas
de
tirer
une
conclusion
quant
à
la
position
géotectonique
de
ces
granitoïdes
car on
observe
que
si
les
roches
de
l'unité
granodio-
ritique
sans
mégacristaux de
microcline
se
situent
dans
le
champ
des
granites
des
arcs
volcaniques,
l'unité
adamellitique
et
une
partie
de
l'unité
granodioritique
à
mégacristaux de
microcline,
se
pl~cent dans
le
champ
des
granites
de
type
collision.
En
effet,
le
Rb
permet
de
discriminer
les
granites
des
rides
oééaniques
des
granites
intraplaques.
Par
contre,
il
est
fréquent
d'observer
un
,',
chevauchement
entre
le
champ
des
granites
post-orogéniques
et
les 'champs
des
granites
des
arcs
volcaniques
et
des
granites
syn-
orogéniques.
En
vue
de
lever
l'indétermination
et
éventuellement
de
suivre
l'évolution
inhérente
à
certaines
phases
minérales
(méga.-
cristaux
de
microcline),
nous
avons
utilisé
le
diagramme
Rb-Nb+Y
(fig.
76d
qui
permet
toujours,
selon
le
même
auteur;
de
séparer
les
différents
types
de
magma.
On
constate
alors
que
l'ensemble
des . granitoïdes
est
laca lisé
da ns
la
case
des
g ran i tes
des
arcs
volcaniques.
Remarq ues
1)
L'on
pourra
émettre
des
réserves
su r
le
report
,",
des
analyses
de
l'unité
granodioritique
à
mégacristaux de
microcline.
Cependant,
dès
l'instant
où
l'on
connaît
le
sens
dü
déplacement
des éléments en traces,
l'on pourra corriger les variations consécutives
à. l'augmentation du feldspath potassique (fig. 76c
et 77).
2)
Ces
diagrammes
ont
été
conçus
pour
des
roches
datant
du
Phanérozoi'que
et
comme
d' habitude,
il
est
hasardeux
de
faire
une
projection
des
résultats
obtenus
à
parti.r
des
roches
.,
~
récentes
sur
des
roches
anciennes
(Protérozoïque).
Cependant,
la
:,".
{,
nature
calco-alcaline
des
granitoïdes,
l'évolutiorl
des
basaltes
•..
tholéïtiques
encaissants
vers
des
termes
eux-aussi
calco-alcalins,
'
l'accroissement
des
for'~';;itions sédimentaires dans la partie méridionale
h~
en
plus des
caractérL: .'iues
mentionnées
par
Bassot
(984),
à savoir :
~ ...,'
..
.~.,
i;,:
la
position
en
borduri~ de marge continentale, la séquence volcanique
;..~'
~;."
de
base,
la
séq uence
détritique
supérieure,
la
vergence
tecton iq ue
~.
vers
le
continent
abondent
dans
le
sens
des
résultats
obtenus par
f ,
l'étude des éléments C"
rn.ces des granitoi'des.

---

-
122 -
1
100
y
WPG+œo
100
100
•
0
..
0
1
"
10
"
"
"
•
" "
" •
VAG+COLG+ORG
VAG+CCLG+CRG
1
1
502
5DJ
6S
70
7S
65
70
7S
a
b
j .
(,
:f'
....
-lé'~-
1000
te
'"- . . .
-
...
-'"
..
a
..
"1lIIQM
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1
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100
VAG
1
10
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•
1~_ _--:-::--_----;:;-::-_ _--::;:::- 5(),
c
10
100
y
d ta
6S
70
7S
Fig. 76- Diagramme montr~~t la variation des principaux éléments en
traces en fonction de SiO
(a,b,d). c
variations de Nb en
Z
fonction de Y;
(légende
identique à celle de la figure
69a) •
:' .

---

-
123 -
Rb
syn-COLG
10
-wPG
a
10
100
1000
••
y + Nb
VAG
ORG
10
100 Y+Nb
Fig. 77- Diagramme Rb-Y+Nb
(légende identique à celle de la figure
69a) •
Liens
entre les
formations
basiques
de
la
partie
occidentale
et les granitoïdes
D'après
notre
étude
sur
le
terra in,
les
roches
basiques
de
la
partie
occidentale
sont
postérieures
aux
roches
métavolcaniques
de
Konkoto
et
de
toute
évidence,
antérieures
aux
granitoïdes. Dans ce chapitre,
nous allons discuter des liens parentaux
qui pourraient exister entre les roches basiques et les granitoïdes.
De
telles
associations
ont
été
décrites
dans
des
formations
plus
récentes
(Nishimori,
1974
Albarède,
1976
Smith
e't al., 19.83 ; Regan,
1985).
D'après Cobbing
et
Pitcher
(1972),
les
magmas
basiques
indui.sent
une
augmentation
de
la
température,
favorisant
ainsi
la
formation
de
diorites
et
de
tonalites
par
une
assimilation de matériel crustal. Cependant,
Maalde et
Wyllie (1975)
;
Brown
et
Hennessy
(1978),
estiment
que
les
températures
requises
sera ient trop élevées.
i.
. , !

---

-
12L. -
En
ce
qui concerne
les
roches
du
Sénégal Oriental,
nous
ne
pouvons
que
difficilement
établir
de
lien
génétique
entre
ces
deux
formations.
Par
exemple,
en
étudiant
le
comportement
du
Rb
et
du
Sr
(fig.
75
),
on
s'aperçoit
que
la
tendance
du
Rb
des
roches
basiques
est
très
différente
de
celle
des· granitoïdes,
malgré
les
échantillons
de
Sansankoto,
qui
semblent
faire
le
trait
d'union
entre
les
deux
formations.
Ces
diverses
configurations
sont
le
reflet
de
conditions
de
cristallisation
différente
dans
la
série
de
Tonkouto,
la
variation
du
Sr
requiert
un
important
fractionnement
de
plagioclase,
tandis
que
le
regroupement
des
points
rep.résentant
les
granitoïdes
indique
que
le
fractionnement
a
joué
un
rôle
infime.
Pour
l'instant,
nous
ne
pouvons
attribuer
les
variations
de
la
teneur
en
Rb
de
la
série
de
Sansankoto
qu'à
un
phénomène
de
contamination
crusta le.
La
présence
de
microcl ine
dans
les
échantillons
répartis
aléatoirement
dans
la
série
est
aussi
un bon argument allant dans ce sens.
Dès
lors,
nous
envisageons
une origine
magma tique
différente
pour
ces
deux
ensembles
et
nous
proposons
de
situer
la
mise
en
place
des
roches
basiques
entre
la
phase
termina l.e
de
l'évolution
des
roches
volcaniques
et
le
début
de
la
formation
du batholite de Badon-Kakadian.
IlI.4.2 -
Etude géochimique des enclaves grenues
Il
importe
de
rappeler
que
ces
enclaves
de
taille
plurimétrique
sont
différentes
des
enclaves
finement
grenues
habituellement
décri tes
dans
les
ba tholi tes
ca lca-alca lins.
Tout
comme
leur
composition
minéralogique,
ces
enclaves
présentent
un
chimisme exceptionnel.
Seuls
deux
échantillons
ont
été
analysés
l'un
au coeur d'une enclave et l'autre vers le contact avec les granitoïdes.
Nous
nous contenterons
de
signaler les
fortes
variations de composition
qui existent entre le coeur et la bordure des enclaves.
La
silice
augmente
sensiblement
(51
à
59
%),
de
même
que
les alcalins
(0,17 à
1,79 pour K 0 et 0,69 à
1,59 pour Na 0).
>.
2
2
L'aluminium,
extrêmement
faible
(4,01
à
6,64
%),
demeure
.~; .
nettement inférieur à celui des autres formations .
-
Le fer et le titane ne montrent pas de variations significatives.
-
Le calcium et
le
magnésium
diminuent nettement
(respectivement
de 17,23 à 12,63 et de 18,04 à 10,68).
L'étude
des
éléments
en
traces
(fig.
78
nous
amène à distinguer deux types .
.'
Le
Ni,
Sr,
Y,
Rb,
Nb
et
Zr,
qui
montrent
des
variations
du simple au double.
Le
V
et
dans
une
moindre
mesure
le
Cr,
qui
gardent
les
.. mêmes concentrations sur l'ensemble de l'enclave.
En
fait,
il
semble
que
les
analyses
de
la
bordure
des
enclaves
soient
le
résultat
d'un
mélange
entre,
d'une
part
un
magma
basique
~t d'autre
part,
un
magma
granitique.
Et
c'est
là,
sans
doute,
qu'il
faudrait
rechercher
la
cause
de
l'augmentation
du
calcium
dans
les
(px,
de
la
grande
variation
des
éléments
en traces et de la présence "anormale"
du feldspath potassique.

---

-
125 -
E
Q.
Q.
"•
c
•
~
100
,
~..~.
Ni
v
Cr
y
Sr
Rb
Zr
Nb
Fig. 78- Variations des éléments en traces des enclaves grenues. Ce
diagramme ne tient pas compte de la masse atomique d8s dif-
férents éléments .
•
coeur de l'enclave
o bordure de l'enclave
III granodiorite
IlI.5 - CONCLUSION
La
distinction
de
trois
unités
dans
les
granitoïdes
par
leurs
caractères
pétrographiques
et
leurs
relations
structurales
:
granitoïdes
sans
mégacristaux
de
microcline,
granitoïdes
à
mégacris-
taux
et
granites
adamellitiques
se
retrouve
dans
les
analyses
géo-
chimiques.
En
effet,
::es
trois
unités
appartiennent
à
une
suite
magmatique
de
type
caleo-alcalin
et
s'ordonnent
en
fonction
èe
r,
i '
leur
évolution
depuis
le
moins
évolué,
les
granitoïdes sans mégacris-
~'
v-.,:
jusqu 1 aux
termes
les
plus
évolués
les
granites
adamellitiques.
Il
faut
rappeler
que
les
granites
adamellitiques
sont
relativement
tardifs
puisqu'ils
forment
de
petits
massifs
sécants
sur
les
autres
formations.

---

-
126 -
Si
l'en
replace
les
granitoïdes
de
notre
secteur
par
rapport
aux
granitoïdes
décrits
dans
la
série
de
Mako
dans
les
parties
méridionales
et
centrales
pdr
Debat
et
al.
(1983)
(g-cani-
toides
de
Badon,
Soukouta,
Niémén iké,
Kanéméré
Est
et
Ouest,
Mamakono,
Falombo ... )
dans
la
partie
septentrionale
par
Bassot
et
Caen-Vachette
(1984)
(Nord
du
massif BAdon-Kakadian).
On
constate
qu' ils
s' inscri vent
dans
une
série
magma tique
différenciée
de
type
calco-alcalin
trondhjémitique.
Compte
tenu
de
leurs
relations
structu-
rales
(les
granitoïdes
circonscrits
sent
nettement
tardifs),
on
peut
imaginer
une
évolution
magmatique
polyphasée
se
traduisant
par
la mise en place successive de divers plutons.
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Analyses chimiques des Granitoïdes
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.Filons ~!i crog l'Cllu';
Granodiorites sans Mégacristaux
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Analyses chimiques des Enclaves Grenues
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5lJ.96
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1:2.63
10.68
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14
6
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---

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---

-
131 -
IV.l -
INTRODUCTION
Le
sect2ur
que
nous
avons
étudié
concerr'le,
pour
l'essentiel,
des
séries
magmatiques
gabbro-dioritiques
et
de
granitoïdes.
Ces
formations
se
sont
mises
en
place
dans
les
dssises
volcano-sédimentaires
de
la
séne
de
Mako.
Ces
aSSlses
affleurent
plus
au
Sud
dans
la
région
de
Bransan
et
plus
au
SE
dans la région de Soréto.
La
tectonique
de
la
série
de
Mako
a
ete
définie
comme
isoclinale
avec
des
plis
à
plan
axial
N
30,
redressés
et
déversés
vers
le
SE,
par
Bassot
(1963)
Bassot
et
Dommanget
(1986),
le
secteur
de
Sabodala
Mamakono
Falambo
présentant
pour
Ngom
(1985)
une
disposition
monoclinale
permettant
de
penser
que
la
tectonique
affectant
le
secteur
développe
des
plis
de
longueur
d'onde kilométrique.
Du
point
de
vue
structural,
deux
types
d'observa-
tions doivent être faits
:
1)
des
observations
permettant
de
donner
des
informations
sur le dispositif général des corps magmatiques
;
2)
des
observat'ions
su::, les
grandes
zones
mylonitiques reco'.lpanc
postérieurement l'ensemble des formations.
IV.2 -
ETUDE DES STRUCTURES MAGMATIQUES
~'..
Les
structures
magma tiq ues
( litages,
orien ta tions
planaire
et
linéaire
des
mégacristauxl
peuvent
être
reconnues
dans
le
massif
de
diorites
et
de
gabbros
lités
de
Tonkouto
-
Sansankoto
et
dans
les
granitoïdes
à
mégacristaux
feldspathiques
de
Moussala -
Laminia.
IV.2.1 -
Le massif gabbro-dioritique de Tonkouto -
Sansankoto
Sur
la
figure
79
, nous avons reporté les orien ta-
tions
du
litage
magmatique
des
formations
basiques
de
la
partie
occidentale.
Au
Sud,
les
lits
s'orientent
suivant
la
direction
N 50
-
N 70,
tandis
qu'à
la
hauteur de Sandiako,
ils
sont
sensible-
ment
Nord-Sud.
Le
litage
est
caractérisé
par
une
alternance
de
lits
sombres,
avec
une
prédominance
des
amphiboles
claires,
riches
en plagioclase.
Les struc tures magma tiq ues peu vent aussi se man ifester
par
un
alignement
des
mégacristaux
de
plagioclases ou
par
l'orienta-
tion
des
agrégats
d'amphibole,
suivant
la
fluidalité
planaire
de
la roche.

---

- 132 -
_.
1_
~led~na-Foulbé
/
./
/
\\
\\
,Y
','
".
Tonkouto
SKm
Fig. 79- Orientation du litage magmatique.

---

1""
-
l . , ) j
-
IV.2.2 -
Les granitoïdes à
mégacristaux
Fluidalité
planaire.
Nous
avons
montré
dans
l'étude
pétrographique,
que
les
mégacristaux
de
microcline
étaient
de
nature
magmatique
et
partant,
ils
peuvent
servir
a
l'identification
des
structures
planaires.
Cette
structure
est
aussi
matérialisée
par
l'orientation
des
enclaves
magmatiques
de
nature
finement
grenue.
Cette
étude
peut
être
considérée
comme
une
contribution
à
une
fuL-:re
esquisse
d' une
carte
des
structures
du
massif
de
Badon
Kakadian,
maLs
ne peut,
dans l' éta t actuel,
fournir d'amples détails sur la géométrie
du massif.
Ces
données
ont
été
mesurées
à
500
m
au
SW
du village de Moussala.
Fig. 80- Orientation des rnégacristaux de rnicrocline.
L'orientation
générale
des
mégacristaux
de
microcline
est
d'environ
N
130
e,t
ils
présentent un pendage
relativement
fort
70-[,0°
vers
le SE.
Fluidalité
linéaire.
Elle
est
marquée
par
l'alignement
des
minéraux
ferromagnésiens,
telles
que
la
biotite
et
l'amphibole.
La
direction
est
relativement
plus
constante
et
l'on
remarque
qu'elle est légèrement
oblique
par
rapport
à
l'orientation
préférentielle
des
mégacristaux
de . microcline,
tout
au
moins
dans
la
zone
où
les
mesures
ont
été
effectuées.

---

-
134 -
Sonfara
Yélimalo
5Km
Sandikounda
\\Léoba
Fig. 82- Principales zones de myinnites.
Le lit de la Falémé emprunte les couloirs de défo~acion.

---

- 135 -
..
..
Fig. 81- Orientation de la fluidalité planaire;
(Wulff, HS polaire).
Le faible nombre de mesures et surtout la trop petite surface couverte,
ne permettent pas une reconstitution de l'ensemble.
IV.3 -
LES MYLONITES
:','
Les
mylonites
sont
nombreuses
et
peuvent
être
regroupées
suivant
deux
orientations
principales
N
130
à
N
160
et
N 45
à
N 60,
formant
un
réseau.
Les
deux
composants du
réseau
sont d'importance inégale,
les
zones
N 150 étant
les plus développées,
s'étendent
sur
des
dizaines
de
kilomètres
avec
une
puissance
de
plusieurs centaines de mètres (fig. 82 ).
IV.3.1 - Les mylonites N 130 à N 160
Caractères
structura ux
macroscopiq ues
Elles
constituent
plusieurs
zones
parallèles.
La
plus
développée
a
été
suivie
dans
le
lit
de
la
Falémé,
depuis
Alinguel
au
Nord
j usq u 1 à
Laminia
au
Sud,
soit
sur
30
km.
Elle
se
poursuit
très
probablement
de
part
et
d'autre
de
ces
villages.
Sa
puissance
est
de
l'ordre
de
500
m
à
Moussa la.
D'autres
zones
importantes
apparaissent
à
l'Est
du
hameau
de
culture
de
Sandiako,
au
NW
de
Konkoto
et
à
Léoba
où
sa
puissance
est
de
l'ordre
de
70
m.
Ces
mylonites
représentent,
par
leur nombre
et
leur exten-
sion, des accidents majeurs dans la tectonique tardive du secteur.
La
géo~étrie des
zones
mylonitiques
longitudinales
peut
être
définie
par
une
étuàe
àétaillée
effectuée
dans
le
lit
de la Falémé, entre Moussala et Laminia.
"!.;

---

- 136 -
200m
trajectoires sans tenir
les pendages
compte des affleurements.
Fig. 83- Géométrie des zones ~yloni:iques.
Si
l'on
reconstitue
les
trajectoires
de
mylonitisation
et
que
l'on
étudie
les
variations
d'orientation
par
rapport
aux
épontes
de
la
zone
mylonitique,
on
constate
que
la
foliation
majeure
siest
développée
lors
d'un
mouvement
cisaillant
dextre
(Ramsay et Graham,
1970 ; Ramsay,
1980). Cette conclusion est confortée par l'observation:
l)au
SW
de Moussala, de plis orientés
EW
affectant
les
filons gabbroï-
ques
recoupant
le
granitoïde
la
foliation
mylonitique
apparaît
plan
axial
de
ces
plis.
2)
immédiatement
à
l'Ouest
de
Moussala,
de
boudinage
découpant
un
filon
aplitique
au
sein
du
granite
(fig. 84 ).
Fig. 84- Filon de granite boudiné.
Cependant 1
un
certain
nombre
d'observa tions
montre
que
l'évolution
de
la
zone
mylonitique
ne
s' inscrit
pas
dans un seul mouvement cisaillant dextre. Ce sont
:
a)
des
phénomènes
de
rotation
affectant
les
boudins
associés à
la mylonitisation
;
b)
des
plis
de
type
chevron
affectant
la
foliation
mylonitique
au Sud de Moussala
;
c)
les zones mylonitiques N 30 à N 50 recoupant la zone N 160.
;.

---

- 137 -
a) Les rotations de boudins.
Les
boudins
de
matériel
aplitique,
isolés
par
la mylonitisa tion,
montrent des mouvements de rotation avec déformation
ductile
et
développement
de
zones
d' entraînement,
indiquant
un
mouvement cisaillant senestre,
postérieur- à la mylonitisation (fig. 85 ) .
....
.'
••
Sem
1
Fig. 85- Rotation d'un boudin de granite.
b) Les plis de type chevrons.
Dans
le
lit
de
la
Falémé,
la
foliation
mylonitique
est
affectée
par une
série
de
plis chevrons très réguliers,
de longueur
,d'onde
décimétrique
à
plan
axial
N
50
(fig.
86).
La
formation
de
ces
plis
peut
être
reliée
à
un
mouvement
senestre
de
la
zone
mylonitiq ue,
postérieur a 1J développement de la foliation.
cl
De
nombreuses
zones
mylonitiques
orientées
N 30
à
N 60 de
quelques mètres à quelques décimètres de puissance,
recoupant
les zones mylonitiq ues majeures.
Elles
montrent
pour
la
plupart
d' entre
elles
un
déplacement
dextre.
On
peut
considér"er
qu' elles
corresponden t
à
des
zones
conj uguées
aux
zones
N
130 .
qui
da n s
cette
hypothè se
auraient un mouvement senestre.
Ainsi
donc,
la
zone
de
mylonitisati.on
majeure
de
Moussala-Laminia,
indique
un
mouvement
général
complexe
avec
un
déplacement
dextre
développant
la
foliation
mylonitique.
puis
un
rejeu
senestre
replissant
la
foliation
et
associé
aux
zones
mylo-
nitiques conjuguées N 50 .
....
"
,
1'-
';

---

-
138 -
{ ..'
Fig. 86- Plis en chevrons.
L'a bondance,
la
puissance
et
le
dispositif
général
des
mvlonites
indiquent
qu'elles
représentent
un
trait
structural
majeur
des
fenêtres
de
Kédougou-Kéniéba
et
de
Kayes,
surtout
si
l'on
tient
compte
de
leur parallélisme avec
l'accident Sénégalo-Malien,
'"
mis
en
évidence
par
Bassot
et
Dommanget
(1986)
développé
plus'
à.
l'Est.
Cet
accident
s' allonge
sur
plus
de
150
km
et
montre
un
, 1 .
,.
mouvement
senestre.
Cependant,
il
a
un
caractère
essentiellement
1·,
fragile,
alors
que
la
déformation
de
la
zone
de
Moussala-Laminia
a
un
caractère
ductile
ces
différences
étant
probablement
liées
.'
à
la
nature
du
matériel
affecté
séries
sédimentaires
à
l'Est,
granitoïdes et diorites à l'Ouest.
IV.3.2 - Etude microstructurale des mylonites
Les
mylcnites
se
caractérisent
au
point
de
vue
structural,
par
le
développement
d'une
foliation
mylonitiq ue
souvent
accompagnée
d'un
litage
avec
une
orientation
générale
des
minéraux
et des néogenèses.
Mylonitisation dans les granitoïdes
Dans
les
granodiorites
sans
mégacrista ux
de
microcline
(affleurement
situé
à
l'Est
de
Bùkondi)
on
observe
le
développement
d'un
litage
marqué
par
des
alte~nan~es centimétriques
de
lits
quartzo-feldspathiques
et
de
lits
surmlcaces
(fig.
Sï
). Au
sein des lits,
les phyllites sont orientées suivant la. foliation marquée.

---

-
139 -
Fig. 87- Litage tectonique.
Au
Sud
de
Moussala,
la
granodiorite
est
affectée
par
un
litage
avec
des
alternances
quartzùfeldspathiques
et
micacées.
On
observe
en
outre
des
structures
développées
autour
des
méga-
cristaux
de
plagioclase
avec
des
ombres
de
pression
remplies
par
de . petits cristaux de
quartz,
de chlorite et
de
biotite ou des cristaux
de quartz engrenés,
de
dimension
supérieure
à
la
moyenne
des nodules étroits et allongés,
formés de cristaux de quartz engrenés
ils correspondent très probablement à d' anciens mégacristaux recristal-
lisés
;
des lits
étroits
de
quartz
en
cristaux
engrenés
de
dimension
supérieure au grain des lits quartzeux.
Les
néogènes
peuvent
s'observer
dans
les
zones
d'ombre
de
pression
avec
des
chlorites
en
lamelles
de
dimension
vanee
et
de
petites
lamelles
de
biotite
dans
les
lits
avec
de
petites lamelles orientées
de phyllite.
Au
sud
de
Sansankoto,
la
myloni tisa tion
se
manifeste
par
la
déformation
soup le
des
clivages
de
la
biotite
et
le
développement
de
petites
cassures
perpendiculaires
aux
macles
de plagioclases.
La
foliation
mylonitique
de
l'échantillon
de
Moussala
est
affectée
postérieurement
par
un
microplissement
dissymé-
trique,
accompagné
d'une
foliation
discrète
sous
forme
de
plans
dis~ontinus,
parallèles
au
plan
axial
des
petits
plis
Ce
début
de
crénulation
traduit
un
mouvement
de
::ejeu
senestre
postérieur
au
développement
de
la
mylonitisation
et
que
l'on
peL.:t
relier
aux
exemples
macroscopiques
de
rotation
de
boudins
(fig. ô5 )
et de formation de plis chevrons
(fig. 86 ).
Les
plis
chevrons
macroscopiques
sont,
quant à
eux,
aSSOCIes
à
une
crénulation
replissant
la
foliation
mylonitique
avec
dans cer~ains flancs de microplis le
développement
des
surfaces
de dissolution plus ou moins
continues.

---

-
l L.U
-
Mylonitisation dans les roches gabbroïques
Dans
les
roches
ga'b broïq ues,
la
mylon itisa tion
se
traduit
par
une
réorientation
générale
des
mégacristaux
de
plagioclase
et
d'amphibole,
avec
développement
de
zones
d'ombre
de
pression,
une
orientation
de
nodules
très
allongés
de
quartz,
de petits cristaux d' amph i bole,
de chlorite et d' épidote.
Les
ombres
de
pression
et
les
zones
inter-
mégacristaux
(fig. 88
) sont occupées
par des
cristaux équidimension-
nels de quartz.
Fig. 88'- Cristaux équidi.mentionnels de quartz dans les zones
d'ombres.
L'observation
des
mylonites
dans
le plan de
foliation,
fait
apparaître
une
non orientation des grands
axes
des mégacrista ux
et
une disposi-
tion
concentrique
des
petites
lamelles
d'amphibole
autour
des
méga-
cristaux.
Ce
dispositif
souligne
l'absence
~~ toute linéation d'étire-
ment dans le plan de la mylonitisation (fig. 8-9 ).
2mm ,
...
.~
" ,
;:'.'
Fig. 89 - Disposition des cristaux dans le plan de la foliation.
Comme
dans
les
granitoïdes,
la
mylonitisation
produit un litage tectonique avec une alternance de lits amphibolitiques
et de lits feldspathiques .
.Conclusion
L'étude
microscopique
des mylonites
fait
apparaître
l'importance
de
la
déformation
ductile
développant
un
litage
avec
ségrégation
minérale
( l ~rs
qua rtzeux
lits
phylliteux
lits
amphi-
bolitiques
-
lits
feld~l.a.thiques) et
des
déformations
intracristallines.
Elle
s'accompagne
de
néogenèses
de
phyllites
(biotite,
muscovite,
chlorite),
d'amphibole et d' épidote et de phénomène de recristallisation

---

-
1.:.1 -
en
particulier
pour
le
quartz.
La
disposition
des
grands
cristaux
et
des
néogenèses
dans
la
surface
de
foliation
montre
l'absence
de
toute
linéation.
La
disposition
relativement
symétrique de l'orienta-
tion
des
grands
axes
des
mégacristaux
et
la
forme
des
zones
d'ombre
de pression montre la dominance de raccourcissement dans le mécanisme
de
déformation.
La
foliation
mylonitique
est
postérieurement
affectée
par
des
microplis
dissymétriques
accompagnés
d'une
seconde
foliation
discrète
et
discontinue,
traduisant
un
mouvement
de
Clsaillement
senestre,
dont
l'évolution
conduira
à
la
formation
d'une
crénulaticn
serrée avec une foliation
soulignée par des plis chevrons.
L O'S
zones
mylonitiques
N 160
se
disposent
suivant
la
même
orientation
que
le
granà
accident
décrit
par
Bassot
et.
Dommanget
(1986),
mais
iCi
la
déformation
est
ductile.
Cet
accident
peut
être
comparé
aux
accidents
affectant
le
Craton
Ouest
Africain
en
Côte
d'Ivoire
(accident
de
Sassandra,
Brobo
et
de
Wango
Fitini)
et en Mauritanie
(accident de Zedness).
--~OOOI---

---

CON C LUS ION
GE NE R ALE

---

-
1[.3 -
CONCLUSION GÉNÉRALE
Ce
travail
avait
pour
objectif
dans
un
premier
temps,
l'étude
et
la
classification
des
granitoïdes
du
secteur
de
Sonfara-Lamin ia-Méd i na-F ou l bé.
Cependa n!,
la
découverte
li u
cours
d'une
mission
de
terrain
au
Sud
de
ce
secteur
(sur
la
route
Léoba-
Massakounda)
de
roches
associées
en
pillow
lavas,
de
même
que
la
mise
en
évidence
d'un
rubanement
magmatique
au
sein
des
forma-
tions
basiques
de
la
partie
occidentale
anciennement
consi.dérées
comme
des
migmatites
(Bassot,
1963 ... )
nous
ont
conduit
à
étendre
notre
sujet
d'étude
sur
l'ensemble
des
roches
magmatiques.
A
la
suite de cette étude,
les principaux rés~ltats sont les suivants
Les
roches
volci1niques
qui
sont
composées
de
basaltes
quelquefois
en
pillow
la vas
avec
peu
ou
pas
de
ciment
intercoussin,
de
gabbros
et
de
dolérites,
présentent
les
mêmes
caractéristiques
que
les
roches
de
l'ensemble
l
de
la
région
de
Sabodala
décrites
par
Ngom
(1985).
L'olivine
et
le
pyroxène
sont
toujours
transformés
en
mineraux
secondaires
et
l'amphibole
demeure
la
principale
phase
ferromagnésienne.
Les
fortes
teneurs
en
fer,
titane
et
chrome
ra ppro-
chent
ces
formations
des
MORB.
Dans
le
même
ensemble
nous
avons
étudié les roches pyroclastiq ues andési tiq ues de na tu re ca lco-alca line.
Ces
formations
se
sont
mises
en
place
dans
un
milieu
aquatique
plus
profond
que
dans
la
partie
centrale
de
la
série
de
Mako
comme
l'atteste
la
structure
des
pillow
lavas
qui,
au
demeurant,
sont
très
largement
répandus
da.ns
la
série
'Of'
de
Mako
puisqu'on
les
retrouve
périodiquement
depuis
Sabodala,
et l'absence de sédiments carbonatés.
Les
formations
basiques
initialement
considérées
comme
des migmatites s'avèrent être en fait des roches magma tiq ues rubanées.
Leur
structure
rappelle
les
intrusions
basiques
précoces
des
arcs
insulaires
(Andes)
et
les
formations
stratiformes
(Skaergaard,
Burguillos
deI
cerro).
Elles
sont
formées
par
l'alternance
de
divers
types
pétrographiques
(gabbros
riches
en
pyroxène,
gabbros
norites,
gabbros
à
amphibole,
diorites
quartziques ... ).
L'abondance
de
certaines
phases
minérales
(ffiicrocline,
biotite,
Cpx)
dans
la
partie
septentrionale
nous
à
conduit
à
scinder
ces
formations
en
deux
séries
:
la sene de Sansankoto à
Cpx
+
Plagio +
Biot
:!:
Microcline
± Amph
la
série
de
Tonkouto
à Amph
+
Plagio ±
Q ...
Biot ±
Cpx.
L'olivine n'a été observée dans aucune des deux séries.
Néanmoins,
d'un
point
de
vue
chimique,
ces
t".
deux
senes
ne
présentent
pas
de
ca ractéristiq ues
fondamenta lement
.
différentes.
Le
fractionnement
de
l'amphibole
et
de
la
biotite
a dû
jouer
un
rôle
déterminant
dans
l'établissement
de
la
tendance
ca lco-a Ica line de ces formations.
Les
granitoïdes
essentiellement
composés
de
granodiorites
avec
ou
sans
méc;acristaux
de
microcli.ne
et,
dans
une
moindre
mesure,
d'adamellites
et
de
GlOrites
quartziques.
Ils
forment
un
massif
d'une
centaine
de
kilomètres
allongé
suivant
la
direction
birrimienne.
L'étude
pétrographique
et
structurale
montre
que
le
granite
de
Laminia
ne
constitue
pas
un
massif
circonscrit
co~me

---

-
144 -
cela a été décrit par Witchard (1965) et Dia
(1985)
mais
appartient au
même ensemble que le granite à mégacristaux de microcline.
L'ensemble
des
roches
basiques
et
des
granitoïdes
de
notre
secteur
d'étude
s'inscrit
dans
la
même
lignée
calco-alcaline
que
les
granitoïdes
décrits
dans
la
fenêtre
de
Kédougou-Kéniéba.
L'évolution
des
éléments
en
traces
est
comparable
à
celle
dos
grands
batholites calco-alcalins des arcs insulaires
(Andes).
Pour
résumer
Ir histoire
de
la
mise
en
place
des
formations
birrimiennes
de
la
partie
septentrionale
d'.!
Sénégal
Oriental,
nous
mettrons
à
la
base
les
émissions
volcaniques
tholéï-
tiques
consécutives
aux
phénomènes
de
distension
sans
véritable
ouverture
océanique
comme
l'indique
l'absence
d'ophiolite
(Ngom,
1985)
et
le
caractère
des
T-MORB.
Puis,
à
la
faveur
de
mouvements
convergents,
les
andésites
se
seraient
mises
en
place
suivies
de
l'ensemble
des
roches
calco-alcalines
(roches
basiques
de
la
partie
occidentale,
granitoïdes,
filons
tardifs)
en
fin
de
cycle.
Ce
n r est
que
plus
tard
(après
1990
Ma)
que
ces
forma tians
seront
le
siège
de di verses forma tians
(mylon i ti sa tians) .
Pour
conforter
ce
modèle,
il
est
indispensable
d'effectuer
un
supplément
d'analyses
en
traces
et
enfin,
les
études
en
cours
dans
la
partie
méridionale
du
secteur
étudié,
devraient
fournir
de
plus
amples
détails
sur
la
position
géotectonique
des
roches
pyroclastiques
et
l'âge
absolu
des
formations
basiques
de
la partie occidentale.

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12
13
1
6
B
13
6
20
K
0.0002
0.0003
0.0000
0.0000
0.0004
0.0000
0.0001
0.0000
0.0000
0.0000
0.0000
NI
·0.0003
0.0005
0.0000
0.0000
0.0000
0.0000
0.0000
0.0000
0.0000
0.0005
0.0002
NA
0.0028
0.0026
0.0027
0.0024
0.0008
0.0035
0.0052
0.0037
0.0036
0.0023
0.0031
CA
0.2215
0.2170
0.2178
0.2195
0.1141
0.2433
0.2328
0.2381
0.2271
0.2432
0.2220
FE
0.0~4:J
0.0590
0.0517
0.0510
0.0962
0.0726
0.0711
0.0717
0.0543
0.0675
0.0523
sr
0.5i82
0.5151
0.5279
0.5141
0.5253
0.5359
0.5228
0.5298
0.5392
0.5355
0.5379
TI
0.0037
0.0045
0.0021
0.0019
0.0000
0.0015
0.0010
0.0000
0.0003
0.0008
0.0013_
MN
0.0009
0.OP18
0.0006
0.0026
0.0011
0.0034
0.0013
0.0030
0.0019
0.0000
0.0010
MG
O. 1659
0.1600
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I\\JOM DE L'ETUDIANT
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Doctorat de ]0 Cycle en GEOLOGIE,PETROLOGIE et MINERALOGIE
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