Univer"sité Cheikh Anta Diop de Dakar
Université de Nancy 1
Faculté des Sciences et Techniques
(France)
Département de Géologie
::'
"
THESE
présent,ée par
Papa Malick NGOM
Maître • 'Assistant
pour obtenir le grade de
Docteur ès Sciences Naturelles
Caractérisation de la croûte birimienne
dans les parties centrale et méridionale
du supergroupe de' Mako.
.
.
'
Implications géochimiques" et
pétrog~riétiques
soutenue publiquement le
24 Novembre 1995 devant la commission d'examen:
O. DIA
Président
U.C.A;D.,
G. ROCCI
Rapporteur
Université Nancy 1
N.T. ARNDT
, Rapporteur
, Université Rennes
A. DIA
Rapporteur
U.C.A.D.
F. WITSCHARD Examinateur
Swedish Geological A. B.
J. CAMIL
Examinateur
Université d'Abidjan
D.P. DIALLO
Examinateur
U.C.A.D . .
JST 1 biiO
. ;.. ,-:,:","~-~

~..
" .....
Le monde où nous vivons n'a rien laissé au hasard.
Chaque élément qui le cOmpose - si minime soit-il, a un
objectif bien particulier, lequel vise un autre objectif plus
grand que le précédent et ainsi de suite jusqu'à ce qu'on
arrive au dernier Objectif, Unique et Défmitif.
Platon.

A la Mémoire de Ablaye.

A ma Famille :
- Mon Epouse,
- Mes Enfants,
- Mes Parents,
- Mes Amis.
Ce travail est le fruit de votre confiance et de votre patience.

AVANT - PROPOS
La rédaction de ce mémoire de thèse d'Etat m'a pennis de mesurer la part prise
par toutes les personnes qui m'ont guidé et épaulé durant les travaux de terrain, les études
. de laboratoire, l'interprétation et les discussions des différents résultats et qui m'ont
toujours fait confiance et encouragé. Je tiens aujourd'hui à leur témoigner ma profonde
gratitude.
J'exprime toute ma reconnaissance à Mr. le Professeur G. ROCCI, responsable
de la Convention Dakar - Nancy qui m'a accueilli dans son laboratoire de l'Université de
Nancy 1. Je le suis profondément reconnaissant d'avoir veiller moralement et
matériellement à l'élaboration de ce travail et d'accepter de le diriger. Je profite de cette
occasion pour remercier vivement le Ministère de la Coopération Française pour la
Convention interuniversitaire Dakar - Nancy qui a financé en grande partie ce travail.
ML le Professeur O. DIA chef du département en Géologie et actuellement
directeur de l'Enseignement supérieur, il a su me remonter le moral par ses conseils
pratiques tout au long de parcours.
Mrs. P. DEBAT, M. ROLLET et Mlle SEYLER mes anciens professeurs qui
m'ont initié au travail de géologie de terrain, qu'ils trou'vent ici ma profonde
reconnaissance. Plus particulièrement à P. Debat, qui plus qu'un professeur a été pour
moi un guide et un conseiller. Je le remercie vivement de toute sa disponibilité et à
l'attention qu'il a porté à la réalisation de ce travail.
, Mr. le Professeur N. T. ARNDT qui a grandement contribuer à l'élaboration de
ce travail et par l'accueil chaleureux qu'il m'a toujours réservé lors des venues à son
laboratoire à Mayence ou à Rennes. Il a su me faire bénéficier de son expérience en
géochimie et en pétrologie des roches anciennes par des discussions très souvent
amicales.
Mr. le Professeur A. DIA coordonnateur de l'équipe de Recherches Sénégal
, oriental qui a su mener et animer scientifiquement cette équipe en pleine maturité. Qu'il
trouve ici mes sincéres remerciemments et mes souhaits les meilleurs dans ses nouvelles
fonctions.
A la Coopération inter universitaire Dakar - Trento qui m'a fait bénéficier de tous
les avantages matériels pour les analyses chimiques et les frais de subsistance de terrain.
Je témoigne tout ma reconnaissance à Mr. le Professeur FUGANTI, responsable Italien
de ce projet
Je remercie le Professeur J. CAMIL de participer à mon jury de thèse.
Je remercie Mr. Dinna Pathé DIALLO de participer à mon jury de thèse.

Je réserve une mention spéciale à tous les membres de l'équipe de recherches
Sénégal oriental, amis et collègues du département de Géologie, qu'ils trouvent ici
l'expression de ma sincère gratitude. Plus particulièrement à Mr. le chef de Département
A LY pour sa disponibilité à ces moments difficiles, Mr. GUEYE actuellement admis à la
retraite pour la confection des lames minces, Mr. BA dessinateur actuellement admis à la
retraite, Mme Elisabeth NDOUR pour la rédaction de ce mémoire et aux techniciens du
département de Géologie..
Je tiens également à remercier tous les collègues membres de l'équipe Sénégal
oriental pour leur patience et le support moral qu'ils ont eu à mon égard.
Mes remerciements vont également aux habitants de Sabodala, Mako et villages
environnants pour l'accueil chaleureux qu'ils ont toujours réservé et leur aide précieuse
dans les périodes difficiles de cartographie.

Table des matières
Introduction
"
'" 1
Les formations birrimiennes du craton ouest africain
,
3
Boutonnière de Kédougou-Kéniéba
7
Présentation de la boutonniere de Kédougou - Kéniéba
9
Introduction
"
'" 9
Contexte géologique de la boutonnière
9
Lithologie
~
16
Introduction
,
,
18
1 - Organisation lithologique
18
1 - 1 - La zone de Ouassa
18
1 - 2 - La zone de Sabodala-Kérékounda '"
20
1 - 3 - La zone de Khossanto-Ouest
25
1 - 4 - La zone de Mako-Kanéméré
28
1 - 5 - Conclusion
'
~:'
29
2 - Descriptions lithologiques des domaines
31
2 - 1 - Le domaine Ouest
31
2 - 1 - 1 - Le complexe volcano-plutonique basique
31
2 - 1 - 1 - 1 - Les coulées volcaniques
31
2 - 1 - 1 - 1 - 1 - Les métabasaltes en pillow
31
2 - 1 - 1 - 1 - 2 - Les métabasaltes à structure massive
34
2 - 1 - 1 - 1 - 3 - Les métabasaltes à texture de spinifex
34
2 - 1 - 1 - 1 - 4 - Les volcanoclastites basiques
.35
2 - 1 - 1 - 2 -Les massifs de gabbros différenciés
36
2 - 1 - 1 -3 -Les métadolérites
37
2 - 1 - 2 - Le complexe volcanique acide
.37
2 - 1 - 3 - Les métasédiments
38
2 - 1 - 3 - 1 - Les métasédiments détritiques
38
2 - 1 - 3 - 2 - Les métasédiments chimiques
39
2 - 1 - 3 - 2 - 1 - Les quartzites
39
2 - 1 - 3 - 2 - 2 - Les formations carbonatées
.40
2 - 2 - Le domaine Est
,
43
2 - 2 - 1 - Le complexe volcanique intennédiaire à acide
.43
2 - 2 - 2 - Le complexe détritique
44
2 - 2 - 2 - 1 - Les grauwackes litho-feldspathiques
44
2 - 2 - 2 - 2 - Les formations gréso-pélitiques et conglomératiques
44
2 - 2 - 3 - Le plutonisme basique
.45

2 - 3 - Le magmatisme tardif.
.45
2 - 3 - 1 - Les massifs ultrabasiques de Mako
.46
2 - 3 - 2 - Les dykes basiques
.48
2 - 3 - 3 - Conclusion
49
2 - 4 - Conclusion générale
51
Pétrographie
55
3 - Etude pétrographique
56
o
• • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • •
3 - 1 - Pétrographie de l'ensemble volcanoplutonique
56
3 - 1 - 1 - Le complexe volcanique
,
56
3 - 1 - 1 - 1 - Le complexe volcanique basique
57
3 - 1 - 1 - 1 - 1 - Les métabasaltes en pillow
57
3 - 1 - 1 - 1 - 2 - Les métabasaltes massifs
58
3 - 1 - 1 - 1 - 3 - Les métabasaltes à texture en spinifex
58
3 - 1 - 1 - 1 - 4 - Les métabasaltes andésitiques
59
3 - 1 - 1 - 1 - 5 - Les volcanoclastites basiques
60
3 - 1 - 1 - 2 - Les roches hypovolcaniques
60
3 - 1 - 1 - 3 - Les termes felsitiques du volcanisme bas~que
61
3 - 1 - 1 - 4 - Le volcanisme acide à intennédiaire
61
3 - 1 - 1 - 4 - 1 - Les tufs vitroclastiques à galets
62
3 - 1 - 1 - 4 - 2 - Les volcanoclastites de Ouassa
62
3 - 1 - 1 - 4 - 3 - Les cinérites
63
3 - 1 - 2 - Le complexe plutonique basique associé
63
3 - 1 - 2 - 1 - Les massifs de gabbros différenciés
64
3 - 1 - 2 - 1 - 1 - Les gabbros à olivine
64
3 - 1 - 2 - 1 - 2 - Les clinopyroxènites
64
3 - 1 - 2 - 1 - 3 -Les gabbros mésocrates
65
3 - 1 - 3 - Conclusion
66
3 - 2 - Pétrographie des volcanosédiments et roches associées
67
3 - 2 - 1 - Les métagrauwackes
67
3 - 2 - 2 - Conclusion
68
3 - 3 - Pétrographie du magmatisme tardif de Mako
69
3 - 3 - 1 - La zone péridotitique
69
3 - 3 - 1 - 1 - Les wehrlites
,
,
69
3 - 3 - 1 - 2 - Les lherzolites
72
3 - 3 - 2 - La zone gabbroïque
73
3 - 3 - 2 - 1 - Les webstérites
73
3 - 3 - 2 - 2 - Les gabbros à orthopyroxène
74
3 - 3 - 2 - 3 - Les gabbros pegmatitiques
75
3 - 3 - 3 - Conclusion
'"
77

Minéralogie & Métamorphisme
79
4 - Etude des mineraux magmatiques
80
4 - 1 - Minéralogie de l'ensemble volcanoplutonique
80
4 - 1 - 1 - Les pyroxènes
80
4 - 1 - 1 - 1 - Composition chimique et nomenclature
80
4 - 1 - 1 - 2 - Estimation dela fugacitéd'oxygéne
83
4 - 2 - Minéralogie du magmatisme tardif
84
4 - 2 - 1 - Les olivines
84
4 - 2 - 2 - Les pyroxènes
87
4 - 2 - 2 - 1 - Les c1inopyroxènes
,
87
4 - 2 - 2 - 1 - 1 - Compositions chimiques et nomenclature
87
4 - 2 - 2 - 1 - 2 - Variations chimiques dans les clinopyroxénes
92
4 - 2 - 2 - 1 - 3 - Estimation de la fugacité d'oxygène
96
4 - 2 - 2 - 2 - Les orthopyroxènes
98
4 - 2 - 2 - 3 - Etude des couples c1inopyroxène / orthopyroxène
98
4 - 2 - 3 - Les minéraux opaques
100
4 - 2 - 3 - 1 - Caractères chimiques et nomenclature
100
4 - 2 - 3 - 2 - Caractéres pétrogénétiques
102
5 - Etude des mineraux métamorphiques
,
104
5 - 1 - Composition des minéraux métamorphiques
105
5 - 1 - 1 - Les amphiboles de l'ensemble volcanoplutonique
105
5 - 1 - 2 - Les amphiboles des mégasills ultrabasiques de Mako
108
5 - 2 - Estimation des conditions thermodynamiques du métamorphisme régional
, 110
Contraintes géochimiques
117
6 - Etudes géochimiques de l'ensemble volcanoplutonique
118
6 - 1 - La série tho1éiitique
122
6 - 1 - 1 - Caractèrisation géochimique du complexe volcanop1utoniq ue
122
6 - 1 - 1 - 1 - Comportements des éléments majeurs
122
.'
6 - 1 - 1 - 2 - Comportements des éléments de transition (Ni, Cr)
124
6 - 1 - 1 - 3 - Comportements des éléments (Zr, Nb, y)
124
6 - 1 - 2 - Mobilité des éléments majeurs
125
6 - 1 - 1 - 2 -Les diagrammes Na20 / CaO et Si02/ (Na20 + K20)
126
6 - 1 -1 - 3 - Variations chimiques des majeurs
128
6 - 1 - 3 - Géochimie des éléments en traces
131
6 - 1 - 3 - 1 - Mobilité des éléments en traces
131
6 - 1 - 3 - 2 - Variations chimiques des éléments en traces
131
6 - 1 - 4 - Nomenclature
138
6 - 1 - 4 - 1 - Le Diagramme CIPW
138
6 - 1 - 4 - 2 - Le diagramme Si02 - Zr / Ti02
140

6 - 1 - 4 - 3 - Le diagramme Zr /Ti02 - Nb / Y
140
6 - 1 - 4 - 4 - Le diagramme de Jensen (1971)
140
6 - 1 - 4 - 5 - Le Diagramme MgO / Zr
142
6 - 1 - 5 - Affinités géochimiques et contextes géotectoniques du magmatisme
144
Introduction
144
6 - 1 - 5 - 1 - Approches des éléments majeurs
144
6 - 1 - 5 - 1 - 1 - Les diagrammes de Miyashiro, (1974)
144
6 - 1 - 5 - 1 - 2 - Diagramme A F M
146
6 - 1 - 5 - 1 - 3 - Les diagrammes MgO / Al203 et MgO / A1203/
CaO
147
6 - 1 - 5 - 1 - 4 - Diagramme MgO - Fe203t
148
6 - 1 - 5 - 1 - 5 - Le diagramme TiÜ2/ K20 / P205
149
6 - 1 - 5 - 1 - 6 - Le diagramme ternaire A1203 / Fe203t / MgO
150
6 - 1 - 5 - 2 - Approches des éléments en traces
152
6 - 1 - 5 - 2 - 1 - Le diagramme Ti / Cr de Pearce (1975)
152
6 - 1 - 5 - 2 - 2 - Le diagramme Ti / Cr / Ni de Beccaluva et al. (1979)
152
6 - 1 - 5 - 2 - 3 - Le diagramme de Zr / Y / Zr
153
6 - 1 - 5 - 2 - 4 - Le diagramme Nb - Zr - Y
154
6 - 1 - 5 - 2 - 5 - Le diagramme Nb / Zr
155
6 - 1 - 4 - 3 - Approches des éléments de terres rares (REE)
158
6 - 1 - 4 - 3 - 1 - Etude des spectres de normalisation
163
6 - 1 - 4 - 3 - 2 - Le diagramme (La / Yb) / La ppm
163
6 - 1 - 4 - 3 - 3 - Le diagramme Ce / Nb / Ce
163
6 - 1 - 4 - 4 - Les diagrammes de normalisation par rapport aux MORB
165
6 - 1 - 4 - 4 - 1 - Les spectres de normalisation
165
6 - 1 - 4 - 4 - 2 - Le diagramme (Y / Nb) / (Zr / Nb)
168
6 - 1 - 4 - 6 - Approches des éléments hygromagmaphiles (Th, Ta, Tb)
168
6 - 1 - 4 - 6 - 1 - Le diagramme Th / Yb / Nb / Yb
170
6 - 1 - 4 - 6 - 2 - Le diagramme de Cabanis et Lecolle (1989)
171
6 - 1 - 4 - 7 - Discussion et cqnclusion
172
6 - 2 - La série calcoalcaline
173
6 - 2 - 1 - Géochimie et variations chimiques des éléments majeurs et traces
174
6 - 2 - 2 - Caractérisation géochimique de la série calcoalcaline
174
6 - 2 - 2 - 1 - Le diagramme A FM
174
6 - 2 - 2 - 2 - Les diagrammes de Miyashiro (1974)
175
6 - 2 - 2 - 3 - Les spectre~ de terres rares
175
6 - 2 - 2 - 4 - Comparaison avec d'autres types de laves acides
177
6 - 3 - Caractères géochimiques du magmatisme tardif.
"
179
6 - 3 - 1 - Variations géochimiques en fonction des faciès pétrographiques
179

6 - 3 - 1 - 1 - Dans le sill situé à l'Ouest de Mako (fig.89A)
179
6 - 3 - 1 - 2 - Dans le sill situé à l'Est de Mako (fig.89B)
181
6 - 3 - 2 - Comportements des oxydes en fonction de MgO
183
6 - 3 - 3 - Comportements des traces en fonction de MgO
186
6 - 4 - Caractérisation géochinùque
'"
187
6 - 4 - 1 - Le diagramme CIPW
187
6 - 4 - 2 - Le diagramme de Besson et Fonteilles (1974)
187
6 - 4 - 3 - Le diagramme AFM (Itvine et Baragar (1971)
189
6 - 4 - 4 - Le diagramme MgO / A1203 / CaO
190
6 - 4 - 5 - Le diagramme i l / Y
:
191
6 - 4 - 6 - Le diagramme TiÜ2 en fonction de l'indice mafique (lM)
192
6 - 4 - 7 - Approches des terres rares
193
Pétrogenèse
196
7 - Pétrogenèse et évolution géodynamique
197
7 - 1 - Le complexe tholéiitique
197
7 - 1 - 1 - Introduction
197
7 - 1 - 2 - Caractèrisation de la source magmatique
197
7 - 1 - 2 - 1 - Fusion de la source mantellique
200
7 - 1 - 2 - 2 - Le diagramme cationique Fe2+ / Mg2+
201
7 - 1 - 3 - Etude du fractionnement
203
7 - 1 - 3 - 1 - Diagramme Ca 0 / A1203
203
7 - 1 - 3 - 2 - Diagramme (A1203 / Ti02 ) / MgO
204
7 - 1 - 3 - 3 - Diagramme Cao / MgO
205
7 - 1 - 3 - 4 - Diagrammes de Pearce et Norry (1979)
206
7 - 1 - 3 - 5 - Diagramme Cr / Ni
208
7 _2 _Le complexe calcoalcalin
210
Evolution géodynamique du complexe volcano - sédimentaire et conclusions générales
213
Rappels des principales données
214
Contexte géodynamique
218
8 - Evolution geodynamique
221
Les problémes posés par ce modèle:
"
222
Bibliographie générale
223

Liste des Figures
fig. 1 - Structure d'ensemble de l'Afrique (Rocci, 1965)
2
fig. 2 - Le craton Ouest Africain. (C1auer et al., 1982)
3
fig. 3 - Carte géologique de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba
8
fig. 4 - Log chronostratigraphique des formations birimiennes des secteurs de Sandikounda -
Laminia. Dia et al., (à paraître)
12
fig. 5 - Lithologie comparée entre le sillon de Bouroum - Yabogo et le Supergroupe
de
Mako
13
fig. 6 - Localisation des secteurs d'étude
16
fig. 7 - Cartes géologiques des secteurs d'étude
17
fig. 8 - Coupe géologique de Ouassa
,,·,
19
fig. 9 - Distribution des principales fractures dans le secteur de Sabodala-Kérékounda
(Sud de Falombo; distribution réalisée à partir d'une cinquantaine de mesures)
21
fig. 10 a - Coupe géologique Sabodala - Kérékounda.(même légende fig. 8)fig. 10 b - Coupe
géologique détaillée au NE de Kérékounda. (même légende fig. 8)
22
fig. 10 b - Coupe géologique détaillée au NE de Kérékounda (même légende fig. 8)
23
fig. Il - Coupe géologique de Khossanto - Ouest.(même légende fig. 8)
11
fig. 12 - Coupe géologique de Bafoundou (même légende fig. 8)
28
fig. 13 - Section d'un coussin caverneux dans les coulées de basaltes de Badjan
(SW du village de Mako)
.33
fig. 14 - Reconstitution de la partie sommitale de la séquence volcanique de Kounemba .
(Sud
Maki-Madina)
33
fig. 15 - Association basalte en pillow - pyroclastites - quartzite dans la séquence volcanique
de Koulountou (partie méridionale du supergroupe de Mako)
.40
fig. 16 - Log synthétique du domaine ouest
.42
fig. 17 - Log synthétique du domaine est
,
,
,:
.42
fig. 18 - Carte géologique des massifs ultrabasiques différenciés de Mako
.47
fig. 19 - Relation entre le magmatisme calco - alcalin et les dykes basiques tardifs
.49
fig. 20 - Disposition des faciès pétrographiques dans les mégasills différenciés de Mako
50
fig. 21 - Coupe lithologique synthétique des parties centrale et méridionale du supergroupe
de
Mako
:
.-
52
fig. 22 - Variations minéralogiques dans les différents faciès du sill situé à l'Ouest de Mako
70
fig. 23 - Variations minéralogiques dans les différents faciès du sill situé à l'Est de Mako
71
fig. 24 - Nomenclature des clinopyroxènes dans le diagramme de Poldervaart et Hess (1951) ..82
fig. 25 - Diagramme de variations AIt - Si des clinopyroxènes dans les rnétadolérites et les
gabbros associés de l'ensemble volcanoplutonique
83
fig. 26 - Estimation de la fugacité d'oxygéne dans les cpx des gabbros différenciés
83
fig. 27 - Disposition des olivines dans le diagramme % MnO en fonction de % Fo
86

fig. 28 - Nomenclature des pyroxènes dans les faciès du massif situé à l'Est de Mako
.:.;::_
(Poldervaan et Hess 1951)
;,..90
fig. 29 - Nomenclature des cpx du massif situé à l'Ouest de Mako (Poldervaan et
Hess 1951)
91
fig. 30 - Variation des cations dans les clinopyroxènes du massif situé à l'Est de Mako
93
fig. 31 - Variation des cations dans les clinop)rroxènes du massif situé à l'Ouest de Mako
94
fig. 32 - Disposition des clinopyroxènes du massif situé à l'Est de Mako dans le
diagramme Ait / Si.
95
fig. 33 - Disposition des clinopyroxénes du màssif situé à l'Ouest de Mako dans le
diagramme Ait / Si
;
: ..96
fig. 34 - Estimation de la fugacité d'oxygéne d~ns les clinopyroxènes des massifs situésS!l;.
à l'Ouest (a) et à l'Est (b) de Mako
, ..97
fig. 35 - Position des cpx des Iherzolites dans le diagramme KD opx /cpx
99
fig. 36 - Géothermométrie des pyroxènes des Iherzolites (Lindsley, 1983)
99
fig. 37 - Distribution des compositions des opaques dans le diagramme Al203 -Fe203 -
Crz03
102
fig. 38 - Estimation de la fugacité d'oxygène dans les chromites des wehrlites (Murck et
Campbell. 1986)
103
fig. 39 - Répartition des amphiboles secondaires dans le diagramme X Mg / Si
107
fig. 40 - Diagramme AlIV / (Na + K)A
108
fig. 41 - Nomenclature des amphiboles secondaires des mégasills différenciés de Mako
"c.'
(Leake, 1978)
109
fig.42 - Diagramme AlIV / (Na + K)A
109
fig. 43 - Répartition des amphiboles secondaires dans le diagramme de Leake (1965b)
110
fig. 44 - Disposition des amphiboles du complexe volcanoplutonique dans le diagramme
de Laird et Albee (1981)
III
fig. 45 - Disposition des amphiboles secondaires des mégasills de dans le diagramme
,",
de Laird et Albee. (1981). (même légende fig. 44)
112
fig.46 - DispOsition des amphiboles secondaires du complexe volcanoplutonique dans le
diagramme de Raase (1974)
112
fig. 47 - Disposition des amphiboles secondaires des mégasills de Mako dans le
diagramme de Raase (1974)
113
fig. 48 - Disposition des amphiboles secondaires du complexe volcanoplutonique dans le
diagramme
de
Brown (1977)
114
fig. 49 - Disposition des amphiboles secondaires des mégasills de Mako dans le
diagramme
de
Brown (1977)
114
fig. 50 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Cao / Na20
127
fig. 51 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Si02 /
:;-.
(Na20 + K20)
;
;
127

fig. 52 - Variations chimiques des éléments majeurs en fonction de Mg number MgF
129
fig. 53 - Variations des éléments en traces en fonction de MgF
132
fig. 53 (bis) - Variations des éléments en traces en fonction de Mg:t:
133
fig. 54 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme normatif de Yoder
etTiliey (1962)
139
fig. 55 - Répartition des roches de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme de
Winchester et Floyd (1977)
139
fig. 56 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Zr / Ti02 /
Nb/y
141
fig. 57 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme de Jensen (1977)
141
fig. 58 - Disposition de l'ensemble volcanique dans le diagramme MgO / Zr
143
fig. 59 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans les diagrammes de Miyashiro
(1974); même symbole fig. 53
145
fig. 60 - Répartition des faciès de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme AFM
146
fig. 61 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme AI203 / MgO
147
fig. 62 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme MgO / AI203 /
CaO
148
fig. 63 - Répartition des roches de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme MgO -
Fe203t (Jolly, 1975)
149
fig. 64 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme TiÜ2 / K20/
P205
150
fig. 65 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Fe203 / MgO /
AI2<)3
,
151
fig. 66 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Ti / Cr (Pearce,
1975); même symbole (fig. 58)
152
fig. 67 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Ti / Cr / Ni
(Beccaluva et
al,
1979)
153
fig. 68 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Zr / y / Zr de
Pearce et Norry, (1979) (même légende fig. 62)
154
fig - 69 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Nb / Zr / y de
Meschede, (1986) (même légende fig. 62)
155
fig. 70 - Répartition des roches volaniques basiques dans le diagramme Nb / Zr. "PM"
représente le manteau primitif de Wood et al., (1979)
156
fig.71 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rappon aux chondrites Cl
(Even sen
et
al.,
1979)
160
fig.72 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rappon aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979)
~
160
fig.73 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rappon aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979)
161

fig. 74 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rapport aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979)
161
fig. 75 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rapport aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979)
~
,
162
fig. 76 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rapport aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979)
~
162
fig. 77 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme (La / Yb) /
l.a ppm
164
fig. 78 - Répartition des roches roches volcaniques basiques dans le diagramme Ce / Yb / Ce
(ppm.)
164
fig. 79 - Diagrammes de normalisation par rapport aux Morbs de Pearce (1982) pour les
basaltes en pillow et massifs de la partie centrale du supergroupe de Mako
166
fig. 80 - Diagrammes de normalisation par rapport aux Morbs de Pearce (1982) pour les
basaltes en pillow et massifs de la panie sud du supergroupe de Mako
167
fig. 81 - Diagrammes de normalisation par rapport aux Morbs de Pearce, (1982) pour les
basaltes en spinifex de la partie centrale du supergroupe de Mako
167
fig. 82- Disposition du volcanoplutonisme de Mako dans le diagramme Y / Nb / Zr / Nb
168
fig. 83 - Lediagramrne Th / Yb / Nb / Yb pour les séries volcaniques des parties centrale et
méridionale du supergroupe de Mako
170
fig.84 - Disposition du volcanisme de Mako dans le diagramme de Cabanis et Lecolle,
(1989)
171
fig. 85 - Comparaison des basaltes étudiés avec les tholéiites continentales (Holm, 1985)
172
fig. 86 - Disposition de la série calcoalcaline dans le diagramme (Nockolds et Allen, 1953)
175
fig. 87 - Répartition des éléments agglomératiques dans les diagrammes de Miyashiro
(1974)
;
176
fig. 88 - Spectres de normalisation des teeres rares par rapport aux chondrites (Cl) pour les
éléments agglomératiques de Sélinkini
177
fig. 89 - Evolutions des éléments majeurs en fonction des faciès pétrographiques dans les
mégasills de Mako
182
fig. 90 - Variations des oxydes avec le MgO
184
fig. 91 - Evolution des traces avec le MgO
185
fig. 91bis - Evolution des traces avec le MgO
186
fig. 92 - Répartition des faciès ultrabasiques de Mako dans le diagramme de Yoder et
Tilley (1962)
188
fig. 93 - Disposition des sills de Mako dans le diagramme de Besson et Fonteilles (1974)
(la flèche indique la tendance tholéiitique d'aprés Marchall et Ohnenstteter 1984)
188
fig.94 - Disposition des sills de Mako dans le diagramme AFM de Irvine et Baragar (1974)
190
fig. 95 - Disposition des sills de Mako dans le diagramme MgO / CaO
191
fig. 96 - Répartition des différents faciès des corps ultrabasiques de Mako dans le

diagranune Zr {Y
,
';;.'S' ......• ;.•.~, ,;•.•.• 192
fig.97 - Répartition des faciès représentatifsdes faciès des sills de Mako dans le
diagramme Ti02 / lM. (V, Vourinus)
193
fig. 98 - Les spectres de normalisation des terres rares par rapport aux chondrites de
Evensen, et al. (1979) pour les faciès pegmatitiques des sills de Mako
194
fig.- 99 - Diagrammes de normalisation par rapport au manteau primitif (Wo<Xl et al. 1979)
198
fig.- 100 - Diagrammes de normalisation par rapport au manteau primitif (Wo<Xl et al.
1979)
199
fig. 101 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Cr / Y
Pearce (1980)
200
fig. 102 - Disposition du volcanisme tholéiitique de Mako dans le diagramme cationique de
Rajamani et al. ( 1989) .. ,
~;';'
:'" .,
202
fig. 103 - Disposition du volcanisme tholéiitique de Mako et de la chaine de Niandian dans le
diagramme cationique de Rajamani et al.(1989)
202
fig. 104 - Disposition de l'ensemble tholéiitique de Mako dans le diagramme A1203 / CaO
204
fig. 105 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme (A1203 / Ti02 ) -
Mg
O
205
fig. 106 - Diagramme Ca 0 / Mg O
206
fig. 107 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans les diagrammes de Pearce et
Norry (1979)
,
207
fig. 108 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme log Cr / log Ni
209
fig. 109 - Modèle de distribution des terres rares de liquides obtenus par différents d.egré~ de
fusion partielle (F) d'une Iherzolite à spinelle (trait plein) et d'une Iherzolite à
grenat (en tireté)
,
210

Liste des tableaux
tableau nO 1 -
Lithostratigraphie comparative des différentes unités birimiennes de la
boutonnière de Kédougou - Kéniéba (Bassot, 1963)
10
tableau nO 2 -
Etude comparative de la lithologie birimienne dans différents sillons du
du craton Ouest Africain
15
tableau nO 3 -
Ordre de cristallisation des paragenèses magmatiques dans le complexe
volcanoplutonique de Mako
66
tableau nO 4 -
Ordre de cristallisation des paragenèses magmatiques des mégasills
de Mako
78
tableau nO 5 -
Analyses chimiques des pyroxènes de l'ensemble volcano-plutonique
81
tableau nO 6 -
Composition évolutive minéralogiques dans le massif situé à l'Est
de Mako
85
tableau nO 7 -
Composition évolutive minéralogiques dans le massif situé à l'Ouest
de Mako
85
tableau nO 8 -
Analyses chimiques des olivines
85 bis
tableau nO 9 -
Analyses chimiques des pyroxènes dans les ultrabasites de Mako
88 et 89
tableau nO 10 - Analyses des oxydes
101
tableau nO 11 - Analyses chimiques des amphiboles
106
tableau nO 12 - Analyses chimiques de l'ensemble volcano-plutonique
120 et 121
tableau nO 13 - Tableau récapitulatif de la mobilité des éléments chimiques lors des
phénomènes post magmatiques
126
tableau nO 14 - Comparaison des rapports caractéristiques des basaltes birrimiens dans le
craton ouest-africain
136
tableau nO 15 - Analyses des éléments de terres rares dans l'ensemble volcano-plutonique
158
tableau nO 16 - Rapports caractéristiques des éléments hygromagmaphiles dans les faciès
volcanoplutoniques étudiés
169
tableau nO 17 - Analyses des éléments de terres rares dans les faciès pegmatitiques des
mégasills de Mako
193

Caractèrisation de la croûte birimienne dans les parties centrale et méridionale du
supergroupe de Mako : Implications géochimiques et pétrogénétiques.
Résumé - La croûte birimienne du supergroupe de Mako est représentée par un important complexe
volcanique et volcanosédimentaire d'environ 2000 mètres de puissance, mis en place dans un domaine sous
aquatique.
Elle est constituée de la base vers le sommet par de faibles venues de basaltes à spinifex, de basaltes
en coulées massives et de basaltes en pillow qui sont de loin les plus répandus. Leur partie sommitale est
recouverte de bréches hyaloclastiques ou de bréches de coulées relativement abondantes sur lesquelles se
sont déposés des sédiments siliceux ou carbonatés en lentilles de faible extension.
Le volcanisme basique associé à des volcanoclastites basiques est recoupé par des massifs
plutoniques (gabbros différenciés) et hypabyssaux (métadolérites) et par un magmatisme basique à
ultrabasique de mise en place tardive montrant des liens comagmatiques avec les basaltes.
La partie médiane de cette séquence est représentée par un important volcanisme acide à
intermédiaire de nature explosive. Ce volcanisme est composé de bréches de coulées ou d'agglomérats
volcaniques à éléments généralement acides. Les parties fines de nature volcanodétritique sont
interstratifiées avec des métasédiments détritiques (grauwackes, conglomérats, pélites gréseuses).
La partie supérieure est à dominante sédimentaire détritique. Elle est composée de schistes
pélitiques qui représentent l'essentiel de cet horizon, qui sont recoupés par des sills de gabbros peu ou pas
différenciés.
Ce complexe volcanosédimentaire est affecté par un métamorphisme et un hydrothermalisme de
faciès schiste vert.
Les faciès pétrographiques du magmatisme birimien représentent une suite magmatique continue
d'affinité tholéiitique et dont les termes les plus primitifs à texture en spinifex sont à tendance komatiitique.
Les caractères géochimiques permettent de distinguer d'une part, le volcanisme de Sabodala
caractérisé par des faibles teneurs en HFSE et comparables aux NMûRBs, d'autre part, le magmatisme de
la partie sud et les basaltes en spinifex qui sont moyennement à fortement enrichis en HFSE ce qui les
rapprochent des T ou des PMûRBs.
Ils seraient issus d'une source lherzolitique à spinelles à des taux de fusion de 15 à 20% et pour des
températures de cristallisation de l'ordre de 1000 - 1200°C. L'évolution magmatique est surtout marquée
par des processus de cristallisation fractionnée de type gabbroïque avec l'apparition tardive de plagioclase
et d'oxydes ferro titanés qui pourraient être à l'origine des laves felsitiques tholéiitiques.
Le volcanisme calco alcalin de nature explosive montre des profils de terres rares qui laissent
présager l'intervention du grenat dans le fractionnement du magma parent qui serait d'une source
lherzolitique à grenat.
Le volcanisme tholéiitique s'est mis en place en faveur d'un rifting intraplaque au dessus d'une
panache mantellique selon des processus comparables à ceux des tholéiites des îles océaniques. Il montre
des affinités de basaltes de plateaux continentaux qui seraient épanchés sur une croûte sub continentale ou
sur une croûte lithosphèrique immature présumée située dans les parties Sud - Est de la fenêtre de
Kédougou - Kéniéba.
Mots clis: cro(lte birimienne. supergroupe de Mako, domaine sous aquatique, basaltes à spinifex, basaltes en coulées massives,
basaltes en pillow, bréches hyaloclastiques, lahars, quartzite, calcaire, magmatisme basique à ultrabasique, comagmatique,
volcanisme calco alcalin explosif, suite magmatique, tholéiitique, komatiitique, un rifting intraplaque, contamination.

INTRODUCTION

3
Liégeois et aL, 1991).
Les fonnations archéennes affleurent essentiellement dans les parties occidentales des
dorsales Réguibat et du Man, alors que, dans leur partie Est-,et-dan~·ks-ool+to!ll1iires-dg·
Kédougou - Kéniéba et de Kayes n'affleurent que des formations birimiennes.
LES FORMATIONS BIRIMIENNES ~u CRATON OUEST~AFRICAIN
1
,.
Les formations birimiennes affleurent dans la partie Est de la dorsale Réguibat, dans le
domaine Baoulé-Mossi qui représente plus de la moitié orientale de la dorsale du Man et dans
les boutonnières de Kédougou-Kéniéba et de Kayes (fig. 2) (Bessoles, 1977; Black, 1980:
Clauer et aL, 1982).
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-------~---.-~----
fig. 2 - Le craton Ouest Africain (Clauer et aL, 1982).
1 - Bassins sédimentaires récents; 2 - Paléozoïque, 3 ~ Protérozoïque sùpérieur,
.4 - Protérozoïque inférieur,4 - Archéen ...
'1.-
.,..:

Le~contineptafricain estconstitué d'tin ensemble de blocs (fig.!) soudés entre eux par
des zones mobiles (Rocci, 1965)..
.
.
Le craton Ouest aJricain qûi représente l'un de ces blocs est en grande partie recouvert
·-parle~sba.ssinsdeTihâ6üfeCde·TaoUdéni foimés de sédiments d'âge Protérozo"ique
supérieur à Cénozoïque (Bessoles, 1977;Black, 1980). Le craton a- été subdivisé en trois
unités (fig.2):
- la dorsale Réguibat au Nord,
- la dorsale du Man au Sud,
- les boutonnières de Kédougou - Kéniéba et de Kayes entre les deux précitéès.
2000 km
fig. 1 - Structure d'ensemble de l'Afrique (Rocci, 1965).
~.
1 - zones stables, 2 - fractures profondes (linéaments),3 - zones de plissement
(Paléozoïque), 4- zones de rajeunissement.
La configuration du craton est liée à son caractère polycyclique marqué par deux
orogenèses principales:
- la première, caractérisée par la mise en place de formations archéennes
comprend deux cycles; le cycleLéonien, daté de 2,9 à 2,7 Ga par Beckinsale et al., (1980) et
le cycle Libérien, daté de 2,7 à 2,5 Ga par Camil et al., (1984);
- la seconde, correspond à la mise en place des formations birimiennes que nous
pouvons subdiviser en deux cycles: - 1 ) le cycle Burkinien affectant les terrains
Dabakaliens a été daté entre 2,19 - 2,14 Ga (Tempier, 1986, Lemoine et aL, .1985,
Abouchami et al., 1990, Boher et al., 1992); - 2 ) le cycle éburnéen affectant les terrains
birimiens a été daté entre 2,12 - 2,07 Ga (Feybesse et al., 1989, Abouchami et al., 1990,

4
Ces terrains d'âge Protérozoïque inférieur ont été définis par Kitson (1928) sur les
vallées de la riviére de Birim au Ghana. Ultérieurement, Junner (1940) les a subdivivés
trois ensembles:
- le Birimien inférieur à dominante sédimentaire,
- le Birimien supérieur à dominante volcanique,
- le Tarkwaien constitué des fonnations fluviodeltaïques est soit discordant
sur le Birimien (Kesse 1986), soit faisant partie intégrante du Birimien (Cahen et al.
1984).
Cette succession couramment retenue au Ghana et dans les pays limitrophes
(Asihéne et al., 1975, Kesse, 1986) est inversée au Sénégal et en Côte d'Ivoire où le
birimien est assimilé à des formations géosynclinales (Bassot, 1963; Tagini, 1971).
Cet ensemble volcanosédimentaire recoupé par des granitoïdes d'âge différent
(Arnould, 1961; Bard, 1974) peut être subdivisé en deux unités:
- l'unité volcanique trés variée, est parfois représentée par un volcanisme
bimodal
avec de rares sédiments en Mauritanie, au Sénégal et au Burkina Faso
(Deschamps et al., 1986);
- l'unité sédimentaire de nature flyshoïde est associée à des volcanites et des
pyroclastites.
Les relations lithologiques entre ces deux unités font l'objet de beaucoup de
controverses relatives à l'effort de vouloir unifonniser un modéle lithologique unique
pour tout le craton Ouest africain. La compilation des résultats cartographiques obtenus
dans les différentes provinces birimiennes a permis de retenir les trois hypothèses
lithologiques suivantes:
- l'unité volcanique s'est déposée sur les métasédiments dans le birimien du
Ghana (Junner, 1940; Bates, 1955), dans le sillon du Fétékro et du Yaouré en Côte
d'Ivoire (Lemoine et al., 1985; Fabre et al., 1989) et dans la boutonniére de Kédougou-
Kéniéba (Milési et al., 1986);
- l'unité volcanique forme la base du birimien sur laquelle s'est déposée les
métasédiments. (Bassot, 1963; Tagini, 1971, Ngom, 1985, 1998, Dia, 1988, Bertrand et
al., 1989; ....);
- les unités volcaniques et sédimentaires sont considérées comme des
équivalents latéraux de faciès dans le birimien du Ghana (Leube et al. 1990).
Les travaux lithostructuraux et géochronologiques militent en faveur d'une
. évolution polycyclique de l'orogénése éburnéenne (Bard, 1974; Milési et al., 1986; Ledru
et al., 1989, Bertrand et al., 1989; Feybesse et al., 1989,--Beher et al., 1992). En effet,
dans le domaine Baoulé-Mossi et la boutonniére de Kédougou-Kéniéba trois
déformations successives ont été mises en évidence.
Une défonnation Dl tangentielle, responsable des structures chevauchantes, elle
serait liée en partie aux événements collisionnels marquant les limites entre le craton

5
archéen et le domaine protérozoïque. Les deux autres défonnations D2 et D3 plus
récentes, de style transcurrent, sont responsables des grands décrochements.
.-;';:;'f>.:.;
Suivant les terrains affectés, le birinùenpeut être subdivisé en deux ensembles:
- un ensemble inférieur (BI), ou Birimien inférieur à dominante sédimentaire,
affecté par trois phases de défonnation tectonométamorphique (Dl, D2, D3);
- un ensemble supérieur (B2), ou Birimien supérieur à dominante volcanique,
défonné par deux phases de déformation (D2, D3).
Le magmatisme basique du Birimien montre une grande variété de faciès selon les
provinces concernées. Cette diversité a conduit à la classification de ce magmatisme en
cinq aires volcaniques sur la carte géologique du craton Ouest africain (Milési et al.,
1989).
Une aire volcanique (Al) à basaltes komatiitiques et tholéiitiques de la région dê<':
Niadian en Guinée (Milési et al., 1986; Milési et al., 1988; Tegyey et Johan, 1989;
Thiéblemont, 1989).
Une aire volcanique (A2) à basaltes tholéiitiques seuls (basaltes et andésites) dans
le sillon de Yaouré en Côte d'Ivoire (Fabre 1987; Fabre et al.,1989).
Une aire volcanique (A3) entiérement calco-alcaline (andésites, dacites et
rhyodacites) à Zouenoula en Côte d'Ivoire ou en intrusions multiples dans la Daléma au
Sénégal oriental (Bassot, 1987, Ndiaye, 1994).
Une aire volcanique (A4) bimodale (tho1éiitique puis calco-alcalin) dans le sillon de
Bouroum-Yalogo au Burkina Faso (Zonou et al., 1985; Karche et al. 1986; Zonou,
1987) et dans le supergroupe de Mako au Sénégal (Debat et al., 1984, Ngom, 1985~'
1990, Dioh, 1986, Dia, 1988, Diallo, 1994).
Une aire volcanoplutonique (As) représentée par des dykes de gabbros et de
diorites recoupant les volcanites calcoalcalines ou bimodales au Ghana et à Bondoukou en
Côte d'Ivoire.
Les aires volcaniques bimodales étudiées au Burkina Faso, au Sénégal et en
Mauritanie montrent une mise en place sous aquatique dans un rift intracontinentaI-
(Deschamps et al., 1986). Plus récemment, les travaux de Dia, (1988), et de Diallo (1994)
les ont interprétées de mise en place dans un environnement d'arc alors que, ceux de
Abouchami et al., (1990), Boher et al., (1992) ont montré que le volcanisme tholéiitique
birinùen de l'Afrique occidentale est comparable à des basaltes de plateaux océaniques.
Plusieurs périodes de granitisation étalées entre 2.25 Ga - 1.95 Ga ont été
reconnues dans le craton Ouest africain (Boher et al., 1992).
Dans la zone de Dabakala en Côte d'Ivoire, Arnould (1961) reconnaît trois types de
granites; les granites pré-tectoniques, les granites syntectoniques (type Baoulé) et les
granites post-tectoniques (type Bondoukou). Les granites pré-tectoniques d'aspect
migmatitiques sont plus anciens que· les autres types précités et les formations
volcaniques birimiennes.

6
Arnould (1961) considére que les gneiss migmatitiques du domaine Baoulé-Mossi
seraient les témoins du craton archéen qui s'est fracturé en bassins étroits dans lesquels se
sont déposés les terrains birimiens avec des spécificités lithologiques suivant les
provinces.
Par ailleurs, Bard, (1974) a classé les granites en deux groupes; les granites
éburnéens 1antérieurs à la phase orogénique précoce équivalente à la phase DI définie par
Milési et al. (1986) et les granites éburnéens II, antérieurs ou postérieurs à la schistosité
S2 qui est l'équivalent de la phase D2.
Les granitoïdes pré-tectoniques d'aspect migmatitique se retrouvent dans toutes les
provinces birimiennes du craton Ouest Africain. Au Burkina Faso (Zonou, 1987), en
Côte d'Ivoire (Arnould, 1961; Bard, 1974, Lemoine, 1986), au Niger (Machens, 1973,
Hirbec, 1992, Salah, 1991) et au Sénégal (Dia, 1988).
Dans les premiers pays précités, ils sont rattachés au cycle Dabakalien et
représenteraient le soubassement cratonique sur lequel sont déposées en partie les
formations birimiennes en faveur d'un rifring initial selon le modèle de Krôner (Karche et
aL, 1986; Deschamps et al. 1986, Zonou, 1987). Par contre, au Sénégal, ils seraient
, interprétés comme la base de croûte précoce du birimien du Sénégal oriental (Dia,1988).

BOUTONNIERE DE
KEDOUGOU-KENIEBA

8
1
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GronilC
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DIOH U98ôl
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DIA 09881
Oi 0 Ic - Oolc",o
DtAl1009941
PrOlcrOlOIC;uC'
sup.
Faillc
15km
CARTE: GEOLOGIQUE DE. LA eOUTONNIERE.
fig. 3 - OE r"OOUGOU - I<E:'HE B A
BASSÙTcl 01.1986. LE:ORu cl 01./99/
12"
(",adi tic'c )

9
PRESENTATION DE LA BOUTONNIERE DE KEDOUGOU - KENIEBA
INTRODUCTION
Les premiers travaux importants sur la boutonnière de Kédougou ont été réalisés
par la Direction des Mines de l'Afrique Occidentale Française pour la recherche de
substances utiles dans le cadre de plusieurs missions de prospection PNUD au Sénégal
oriental (Sagatsky, 1948; Arnould, 1959; Tagini 1959; Péronne, 1960; Gravesteijn,
1962; Bassot, 1963; Witschard 1965; Mission sénégalo-soviétique 1972 - 1973). Les
études géologiques ont été reprises au début des années 80 par l'équipe Sénégal oriental
de l'université de Dakar en collaboration avec les universités de Nancy l, de Toulouse et
de Clermont-Ferrand, le CRPG de Nancy et plus récemment, le BRGM avec
l'exploitation des mines d'or de Loulo localisées aux confins Sénégalo-Maliens.
CONTEXTE GEOLOOIQUE DE LA BOUTONNIERE
Le schéma géologique de la boutonnière de Kédougou a été proposé pour la
première fois par Bassot (1963, 1966, 1987) qui, à partir des caractères lithologiques et
structuraux, subdivise les formations du Sénégal oriental en deux supergroupes disposés
en bandes allongées NNE - SSW (fig. 3) :
- le supergroupe de Mako (série de Mako en 1963, 1966) situé plus à l'Ouest
correspond à d'importantes coulées volcaniques basiques associées à des tennes
plutoniques et hypovolcaniques. Ce complexe volcanoplutonique est interstratifié avec un
ensemble vo1canodétritique et sédimentaire largement dominant sur la bordure orientale
du supergroupe ;
- le supergroupe de Dialé-Daléma (séries de Dialé et de la Daléma en 1963,
1966) à dominante sédimentaire, constitué d'importantes fonnations détritiques et silico-
carbonatées recoupées par un magmatisme acide trés développé.
Cet ensemble est assimilé à un complexe géosynclinal où la série de Mako de type
"ophiolitique" est en position inférieure alors que, les séries de Dialé et de la Daléma à
dominante flyschoïde recouvrent le volcanisme basique. Le passage entre ces deux
supergroupes est marqué par un niveau de conglomérat de base renfermant des éléments
de Mako et associé à un volcanisme andésitique explosif.
L'anté - birimien encore inconnu, serait représenté par des galets de granite ou de
microgranite dans les conglomérats de la partie inférieure des flyschs.
Tout cet ensemble est défonné par l'orogenèse birimienne daté entre 2150 à 2000
Ma (Caen-Vachette, 1986) imprimant à ces formations un métamorphisme de faciès
schiste vert qui peut atteindre les faciès amphibolites. à épidote au voisinage des granites
syntectoniques de Kakadian et de Saraya et des massifs tardi à post tectoniques de
Mamakono, Tinkoto, Soukourtou.

10
La lithologie de ces deux supergroupes est donnée sur le tableau suivant
SUPERGROUPE
SUPERGROUPE
MAKO
DJALE
DAlEMA
Venues basiques tardives
Mises en place des granites
Mises en place des granites Mises en place des granites
Flysch
Flysch avec conglomérats à
Flysch avec conglomérats
galets de granite et de
à galets de granite et de
microgranite
microgranite
Cipolins, grauwackes,
Fonnation de cordillères avec
quartzites, schistes
émissions de laves à
dominance andésitique
Roches ophiolitiques (coulées
de basaltes) de la bordure NW
Socle antébirrimien inconnu en place, peut être représenté par les galets de microgranite
et de granite des conglomérats de la partie inférieure des flysch.
tableau 1 - Lithostratigraphie comparative des différentes unités birimieimes de la
boutonnière de Kédougou - Kéniéba (Bassot, 1963).
La Mission Sénégalo-Soviétique (1972-1973) tout en gardant le schéma de Bassot
subdivise le supergroupe de Mako en trois groupes lithostructuraux comprenant de bas en
haut:
Groupe de Ouassa (1600 m) :
- Coulées et sills de basaltes amphibolitisés ; dykes de gabbros, de diabases avec
localement des andésites~
- Laves acides peu représentées;
- Laves bréchifiées (30-40 m de puissance);
- Tufs grossiers et grés tuffacés.
Groupe de Bérola (1300 - 1400 m) :
- Roches volcaniques et volcano-sédimentaires, grés et schistes tuffacés.
- Coulées et sills de diabases, andésites, gabbros. Les roches acides y sont rares;
- Les roches volcaniques dominent prés des failles syntectoniques (Saboda1a);
Groupe de Khossanto (1800 m) :
- Séricito-schistes et chlorito-schistes, alternances de grés quartzo-fe1dspathiques et
de grés tuffacés.
- Coulées de diabases peu développées, andésites avec de rares volcanites acides,
- Conglomérats interstratifiés.
Ils constituent une séquence volcano-sédimentaire d'environ 5000 m de puissance
plissée isoclinalement et montrant trois structures majeures: les anticlinoriums de Saraya

Il
et de Kakadian où se sont mis en place les batholites de Kakadian et de Saraya séparés
par le synclinorium de Mako. Les limites entre ces structures sont marquées par les failles
de Sabodala et de Dialé.
Récemment, le supergroupe de Mako a fait l'objet des travaux de recherches qui ont
contribué à une meilleure compréhension du magmatisme basique. Ces missions menées
par l'équipe Sénégal oriental avec ses collaborateurs ont abouti à une connaissance
précise sur la lithologie des différents secteurs.
Debat et al., (1983) ont mis en évidence des lentilles de calcaires dans les parties
centrales du supergroupe de Mako. Ces formations situées à la partie sommitale du
volcanisme de Mako, représentent des niveaux plus épais à l'Est dans les domaines de
Dialé - Daléma où elles alternent avec des niveaux siliceux.
Ces formations se sont déposées en faveur d'un rifting sans véritable océanisation,
ce stade est suivi par une fermeture avec des phases de compression responsables de la
mise en place des granitoïdes.
N'gom (1985,1989) en reprenant les travaux de cartographie de Braux (1981) a
subdivisé le Birimien du secteur aurifére de Sabodala localisé dans les parties centrales du
supergroupe de Mako en deux ensembles :
- un ensemble inférieur, métamorphisé dans le faciès schiste vert est constitué d'une
succession monotone de coulées de basaltes associées à des pyroclastites et de
métasédiments détritiques, siliceux ou carbonatés. Le magmatisme basique de l'ensemble
inférieur montre des affinités tholéiitiques à tendance komatiitique dont les termes les plus
évolués seraient les métadolérites et les métagabbros 1 ;
- un ensemble supérieur peu ou pas métamorphisé, représenté essentiellement par
des laves acides et intermédiaires, des plutonites gabbroïques et granodioritiques.
Ce magmatisme discret et d'affinité calco-alcaline, s'est mis en place dans des
zones de failles quasi - régionales NNE et E - W à NW interprétées comme des shear
zones.
Ce complexe s'est déposé dans un environnement de bassin d'arrière-arc sur un
substratum non encore identifié (N'gom, 1989).
Dia (1988) travaillant dans les secteurs de Sandikounda - Laminia a reconstitué la
succession lithostratigraphique birimienne des parties septentrionales du supergroupe de
Mako. A la base, il situe des basaltes massifs passant à des basaltes à structure en pillow
et des pyroclastites qui deviennent prédominantes vers le sommet de la pile qui est
pratiquement dépourvue de métasédiments francs. Les basaltes sont associés à des
complexes plutoniques gabbro-dioritiques. Cet ensemble volcanoplutonique est recoupé
par des complexes plutoniques calco alcalins lités de Sandikounda et granodioritiques de
Laminia - Kaourou (fig. 4).
Les formations birimiennes seraient déposées sur des panneaux amphibolito-
gneissiques considérés comme la base de la croûte birimienne du supergroupe de Mako.

12
Du point de vue chimique, les basaltes montrent des caractères transitionnels entre
les MORB et les lAT, ce qui a amené l'auteur à les interpréter comme des tholéiites d'arcs
immatures liées à un systéme de bassin marginal - bassin arrière-arc intracratonique.
LITHOLOGY
PETROGRAPHY
GROUPS
Laminia- Kaourou
Adarnelites
Plutonic
Monzogranites
Granodiorites
(LK~ complex
Sandikounda
Layered Plutonic
(SLP)
Complex
i1~~{.[ Massive flows felsic basaIts
~~tf:"t~~~ Volcanosediments
Mako
(pyroclastiles. ag\\omerales)
Volcanic-Plutonic
~i~I~~ Microdiorites
~
Pillowed flows mafic basalts
(MVP) Complex
~~....-:..,..",....-'-t-M.assive flows mafic basalts
Gneiss
Sandikounda
Amphibolites
Amphibolitic-Gneissic
SAG Complex
fig. 4 - Log chronostratigraphique des formations birimiennes des secteurs de
Sandikounda - Laminia. Dia et al., (à paraître)
Dans le secteur de Konkoto situé au Nord du supergroupe de Mako, Diallo (1994),
Dioh (à paraître) ont mis en évidence la succession lithologique suivante. Du bas vers le
haut on a
- des sédiments détritiques immatures d'aspect grauwackeux de faible
puissance,
- un puissant volcanisme basique associé à des pyroclastites basiques,
- des sédiments pélitiques à détritiques relativement abondants avec des
passées carbonatées,
- un volcanisme acide à intermédiaire correspondant à un volcanisme
andésitique presque essentiellement pyroclastitique.
Cet ensemble est recoupé par les granitoïdes de Kaourou et de Laminia (Dia, 1988)
et des granites à pyroxènes (Dioh, à paraître).

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13
Q....~O"/ Il se serait déposé dans un bassin marginal arrière - arc selon le modèle de Kroner
p..'(\\'l~
84) comparable au modèle obtenu dans le sillon de Bouroum - Yalogo (Zonou, 1987).
Ham
B~
Super groupe
Grani-
Plutonisme
Sédiments
Volcanisme
Sédiments
Volcanisme
Sédiments
deMako
lOïdes
ultrabasique
(tufs et laves)

bac;alùque
indiffé-
(Diallo.1994)
et gabbroïque
andésiùques
carbonates)
renciés
et rhyodacileS
Burkina Faso
Grani-
UltrabasitleS
Sédiments
Pyroclastites
Sédiments
Volcanisme
Sédiments
(Zonou.
lOïdes
Gabbros
intermédiaires
bac;altique
1987)
et acide
fig. 5 - Lithologie comparée entre le sillon de Bouroum-Yabogo
et le Supergroupe de Mako.
Feybesse et al., (1989), Abouchami et al. (1990), Boher et al., (1992) dans des
articles généraux relatifs à tout le craton Ouest Africain ont montré que le volcanisme
birimien du supergroupe de Mako s'est mis en place dans un environnement comparable
à celui des basaltes des plateaux océaniques sans aucune influence d'une croûte
continentale. Les derniers stades de son évolution sont marqués par la collision entre la
croûte archéenne et les fonnations birimiennes associées à une zone de subduction.
Les granitoïdes sont représentés par le batholite de Badon - Kakadian (Bassot,
1963) qui est un massif syntectonique de composition hétérogène qui affleure dans toute
la partie Ouest des secteurs d'étude.
Il est composé du complexe amphibolo - gneissique de Sonfara qui représenterait la
base du volcanisme birimien (Dia, 1988), du complexe plutonique lité de Sandikounda
(Dioh, 1987, Dia, 1988), des massifs monzogranitiques de Kaourou et tonalitiques de
Laminia (Dia, 1988).
Les massifs circonscrits et discordants tardi à post - teconiques (Bassot, 196,3) sont
composés de massifs granodioritiques de Mamakono, de Tinkoto, de Soukourtou. Ils
sont généralement associés à des filons d'aplite et rhyodacitique témoignant d'une mise
en place hypabyssale.
Les premières données géochronologiques disponibles sur la boutonnière ont été
réalisées sur le batholite de Badon - Kakadian, elles ont donné des âges de 2199 ± 68 Ma
par la méthode de Rb / Sr (Bassot et Caen Vachette, 1984).
Plus récemment, les données isotopiques Sm - Nd, U - Pb, Pb - Pb obtenues sur la
boutonnière ont amené à une meilleure compréhension de l'évolution géodynamique du
birimien du Sénégal oriental (Dia, 1988, Abouchami et al., 1990, Boher et.al., 1992,
Diallo et al., 1993). Il ressort de cette étude deux âges majeurs marquant le supergroupe
deMako:
- le premier à 2194 Ma obtenu sur les amphibolo - gneiss de Sonfara, cet âge
est comparable à celui des fonnations Dabakaliennes (Dia, 1988),
- le second entre 2,12 et 2,07 Ga marque l'âge des formations birimiennes
dont leur évolution majeure est de durée relativement courte (environ 50Ma).

14
Par ailleurs, les isotopes du néodyme montrent que le volcanisme basique comme le
magmatisme acide birimien ont des valeurs en E(Nd) positives, elles sont comprises entre
+ 1 et +4, ce qui laisse présager une absence de toute influence crustale.
L'objectif de cette présente étude est d'apporter à partir des études
lithostratigraphiques, pétrographiques et géochimiques réalisées dans les parties centrales
et méridionales du supergroupe de Mako des informations permettant de comparer les
faits observés avec leurs interprétations et de proposer un modèle de genèse de cette
croûte juvénile.

LITHOLOGIE
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fig. 6 - Localisation des secteurs d'étude.
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1 7
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CUIt.IICS
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Failles.
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SEcntIR DE MAICO

18
Introduction
Ce chapitre est consacré à la description des observations faites lors des levers des
coupes géologiques. Les secteurs faisant l'objet de cette étude ont été subdivisés en
quatre zones (fig.6):
- trois (Ouassa, Sabodala-Kérékounda, Khossanto - Ouest) sont situées dans les
parties centrales du supergroupe de Mako et couvrent toute la largeur du supergroupe de
Mako. Les coulées volcaniques basiques représentent en moyenne 2 à 3 km de largeur à
l'affleurement, elles sont localisées essentiellement dans la zone de Sabodala-
Kérékounda, alors que les zones de Ouassa et de Khossanto - Ouest sont à dominante
volcanodétritique acide et sédimentaire.
- une (Mako- Kanéméré) située dans la partie méridionale, comparable à la zone de
Sabodala-Kérékounda par l'importance de son volcanisme.
La qualité relativement bonne des affleurements a permis' de mettre en évidence une
grande variété de faciès pétrographiques et d'étudier leurs relations lithologiques et
structurales.
1- ORGANISATION LITHOLOGIQUE
Les levers géologiques réalisés dans les parties centrale et méridionale du
supergroupe de Mako ont permis de distinguer quatre zones de particularités lithologiques
évidentes (fig.7).
1 - 1 - La zone de Ouassa
La zone de Ouassa située plus à l'Ouest est en grande partie recouverte par une
épaisse cuirasse latéritique; elle est limitée dans sa partie orientale par les failles de
Sabodala.
La coupe Maki-Madina - Ouassa (fig.8) permet de montrer les termes lithologiques
suivants :
- des pyroclastites basiques d'orientation N 10° pendage 70° Ouest, elles sont
interstratifiées avec des basaltes en pillow localement associés à des agglomérats
volcaniques et des métasédiments volcanodétritiques fins,
- des coulées de laves acides peu abondantes recoupées par le massif de gabbro de
Ouassa d'orientation générale sub - parallèle à la structure régionale.
Les coulées volcaniques basiques s'étendent dans la partie Est de la zone, du Sud
de Maki-Madina jusqu'à Kobokoto - Kounemba situé plus au Sud où elles sont en grande
partie affectées par le champ de failles de Sabodala. La roche est un basalte aphyrique,
localement mylonitisé et rubéfié à proximité de ces accidents majeurs orientés NNE -

19
SSW. Par ailleurs, les basaltes sont recoupés par des filons métriques de gabbros
-_':i~;
mésocrates contenant localement des faciès leucocrates feldspathiques et riches en oxydes
de fer diffus à l'échelle de l'affleurement.
Les coulées volcaniques acides sont représentées essentiellement par des rhyodacites
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E
Bassam
Maka Madina
500
O~._~
a
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1 ",,,,,,,.,,.,,,,.,..,,,,,,,'"
4
'IIY1I'rIVVV1I'IIV'"
8
fig. 8 - Coupe géologique de Ouassa.
1 - Coulées volcaniques basiques, 2 - Agglomérats volcaniques, 3 - Métasédiments
volcanodétritiques,4 - Coulées volcaniques acides (a - rhyodacites, b - pyroclastites),
5 - Cinérites, 6 - Calcaires, 7 - Quartzites, 8 - Gabbros.
en grande partie latéritisées qui affleurent à Tandikounda. La roche est généralement de
_~
couleur brune devenant claire et micacée plus à l'Ouest en bordure du massif de gabbro
de Ouassaoù elles présentent une foliation N20° 500 W.
Elles sont recoupées par de petites intrusions de pyroxènites comparables aux faciès
les moins différenciés du gabbro de Mamakono (cf. infra).
'
Vers l'Ouest, les volcanoclastites renferment des blocs sub-anguleux centimétrique
à décamétrique de roches microgrenues acides de nature granodioritique et plus rarement
basique. Ces formations interprétées comme des agglomérats volcaniques, affleurent
largement dans les champs de Bassam et plus au Nord-Ouest où ils sont partiellement
recouverts par de la latérite.
La roche d'aspect grossier dans la partie orientale devient plus fine vers l'Ouest où
/;~
les éléments sont des galets de roches siliceuses ou magmatiques acides réunis par un
ciment tuffacé fin à grossier. Elle montre un granoclassement suivant un plan N 10° 75°
W, marqué par des alternances de niveaux fins et de niveaux grossiers parfois
interrompues par une intercalation de niveau pélitique fin.
Les volcanoclastites sont recoupées par des dykes de roche basique d'orientation
N85° renfermant des fragments de roche arrachés de l'encaissant volcanodétritique. Par
:t;

20
ailleurs, elles sont recoupées par un dyke métrique de microgranite orienté N55°, celui-ci
est parcouru par des filon nets de quartz en majorité orientés Est-Ouest; les rares filonnets
orientés Nord-Nord-Est sont tardifs et recoupent à la fois le microgranite et l'encaissant
détritique.
Les métasédiments afffleurent dans le village de Maki-Madina situé à l'Ouest de la
zone d'étude jusqu'à Sabodala. La roche de couleur verdâtre à ocre est de nature pélitique
et pulvérulente au toucher. Elle est affectée par une schistosité NS subverticale.
Les gabbros affleurent sur les collines de Ouas sa et s'étendent jusqu'à
Tandikounda. Ils sont intrusifs dans les rhyodacites et les basaltes aphyriques qui
affleurent au Sud des collines de Ouassa et sur le lit de la riviére de Balé. A
l'affleurement, la roche a une structure massive et présente plusieurs faciès
pétrographiques. Le faciès commun est un gabbro mésocrate à cristaux aciculaires de
pyroxène plurimillimétrique, avec un litage magmatique centimétrique fruste orienté NW.
Ce plan de litage est recoupé par des lits quanzo-feldspathiques liés probablement à
l'intrusion d'un dyke de leucogranite orienté N130°. Vers la bordure NE du massif, le
gabbro à un aspect fin, riche en sulfures, il contient des enclaves de granite structuré de
dimensions pluricentimétriques. A Tandikounda, le gabbro montre les mêmes faciès que
précédemment, il est piqueté de "vésicules" de calcite et renferme des enclaves de
rhyodacites cornéifiées.
1 - 2 - La zone de Sabodala-Kérékounda
Elle représente la partie centrale du secteur d'étude. Le magmatisme basique
prédomine largement sur les volcanoclastites et les métasédiments détritiques et chimiques
avec lesquels il est interstratifié et concordant. La zone est assez comparable de par la
puissance du volcanisme basique et la rareté des métasédiments à celle de Mako-
Kanéméré située dans la partie méridionale du supergroupe de Mako (cf. infra.).
La tectonique cassante bien exprimée dans ce secteur se manifeste par des shear
zones suivant trois directions principales (fig.9) :
- le faisceau de failles de Sabodala de direction NNE à pendage fort à sub-vertical
est bien visible en photos aériennes du Sud de Makana jusqu'au delà ~e Bransan situé
plus au Nord. Il se manifeste par des couloirs de déformation subparallèles de largeur
parfois pluri-hectométrique et interprétés comme des shear zones à mouvement relatif
sénestre. La roche y est intensément mylonitisée, silicifiée et imprégnée d'hydroxydes de
fer.
- la faille de Kérékounda d'orientation NE (30 - 40°) à pendage sub-vertical, s'étend
du Sud de Dendifa jusqu'au Nord de Mamakono; elle montre les mêmes caractéristiques
que précédemment avec des zones affectées beaucoup moins importantes.
.Ces directions communément appelées birimiennes, sont recoupées par une autre

21
shear zone d'orientation E - W à NW (100 - 150°) plus récente et bien connue à l'échelleTilti
de la boutonnière.
Les deux premières fractures sont généralement associées à des intrusions acides de
faible puissance « IOm) et affectées par la tectonique cassante, alors que, la plus récentes
est associée à des filons de quartz minéralisés en or.
W
--'. . . . . . . .=......L-
---..!:E
107.
S O S
10't
fig. 9 - Distribution des principales fractures dans le secteur de Sabodala-Kérékounda
(Sud de Falombo; distribution réalisée à partir d'une cinquantaine de mesures).
..~'
La coupe géologique. (fig. 1Oa) réalisée de Sabodala au NE de Kérékounda et
orientée d'Ouest en Est pennet de définir trois ensembles lithologiques:
- un ensemble volcanique basique, composé d'importantes coulées de basaltes en
pillow ou en structure massive associées à des tennes hypabyssaux; les structures en
0"-.- ,
P..~
pillow dominent largement;
- un ensemble volcanodétritique et sédimentaire peu représenté, interstratifié avec
les coulées de basaltes;
- un ensemble plutonique basique gabbroïque essentiellement localisé dans les
parties Est du secteur.
L'ensemble volcanodétritique d'orientation générale NNE-SSW avec des pendages
NW forts à sub-verticaux à Ouest, s'infléchit vers le NE aux environs de Kérékounda. La
schistosité de direction moyenne N50° et à pendage 55° NW est transposée à la
stratification dans les métasédiments dans le secteur de Kérékounda. Localement, la
stratification est reprise par des microplissements à plan axial vertical et de pendage
55°NW.
L'ensemble volcanique basique trés répandu dans le secteur est représenté par des
coulées de basaltes en pillow qui affleurent de part et d'autre des collines de Goumbati, à -.::."

22
l'Est de Kobokhoto, au Sud-Est de Kounemba, dans la vallée de Fanoya et aux environs
de Bambarandi et de Bambaraya situés plus au Sud.
Coupe de Sabodala
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Sabodala
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1
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o
500m
fig. la a - Coupe géologique Sabodala - Kérékounda.
(même légende fig. 8)
Sur la piste de Sabodala-Kérékounda, les coussins de forme sub-arrondie à
elliptique et de dimensions variables (la à 50 centimétres de diamétre) au sein d'une
même pile, sont réunis par un ciment inter-pillow peu abondant et localement de nature
chertitique. La surface des coussins est piquetée de varioles étirées infra-centimétriques
remplies de cristaux de feldspath fibro-radiés attestant d'une cristallisation rapide du
magma au contact de l'eau de mer. L'examen des pédoncules indique que la coulée a
basculé vers l'Ouest après son épanchement, elle a une polarité NW à WNW avec une
direction moyenne perpendiculaire à son orientation générale NE.
A Kounemba, l'ensemble volcanique comporte une séquence de laves en pillow
surmontées par des micro-pillows et des bréches de coulées caractéristique d'un
épanchement volcanique sous marin. Ces figures trés caractéristiques des épanchements
volcaniques sous-marins (Dimroth et al. ,1978), ont été déjà signalées dans le birimien du
sillon de Bouroum Yalogo (Zonou,1987). La géométrie de la séquence indique une
polarité dirigée vers le Nord-Est avec une direction moyenne sub-parallèle à l'orientation
générale de la coulée. Aces basaltes, sont associés d'autres faciès volcaniques d'aspect
tuffacé renfennant des éléments en fonne de galet silicifié centimétrique.
Dans le secteur de Falombo-Bransan, affleurent des coulées de basaltes
komatiitiques de quelques dizaines de mètres de puissance. Les basaltes sont en coulées
massives bien différenciées rappelant certaines séquences komatiitiques décrites dans le
Précambrien du craton du Canada (Arndt et Nesbitt, 1977, 1982, Cattell, 1992). La
coulée d'orientation NNE s'étend parallélement à la piste reliant ces dits villages et
constitue en partie l'encaissant du gisement d'or de Sabodala situé plus au Sud. Elle.

23
représente la base de la séquence volcanosédimentaire de Sabodala.
'c:;;,
Vers la périphérie de la coulée, la roche a une texture en spinifex constituée
.~".
d'aiguilles d'amphibole secondaire millimétriques et disposées en gerbes dans une
mésostase aphyrique relativement abondante. Dans les parties centrales, elle montre une
texture porphyrique marquée par des cristaux d'amphiboles secondaires de forme trapue,
dans une mésostase aphyrique peu abondante. Ces faciès passent latéralement à des
basaltes en pillow et des métadolérites qui affleurent dans le lit de la rivière de Fanoya.
Les coulées de basaltes en spinifex sont recoupées par un filon de microgranite de
puissance métrique disposé dans la shear zone:NNE qui a affecté l'ensemble.
Plus au Nord, vers Bransan, nous retrouvons ces basaltes en spinifex recoupés par
de nombreux filonnets de quartz et d'épidote riches en sulfures. Ils montrent des plis
isoclinaux de faible longueur d'onde à plan axial sub-vertical N 10-20°.
.~r.
L'ensemble volcanodétritique et sédimentaire affleure à différents endroits dans le
secteur et montre une grande variété de faciès à l'échelle de l'affleurement. La coupe
effectuée au NE du village de Kérékounda, partie sommitale de la séquence volcanique de
Sabodala permet de préciser les rapports lithologiques entre les différents termes
pétrographiques de cet ensemble volcano-sédimentaire et sédimentaire (fig. lOb). Du SW
au NE, nous avons:
1
sw
1
NE
6
7
1
30m
fig. 10 b - Coupe géologique détaillée au NE de Kérékounda. (même légende fig. 8)
1 - des basaltes massifs;
2 - des volcanoclastites basiques schistosées de couleur vert-clair à aspect
lustré renfermant des éléments millimétriques de quartz, de plagioclase et de fragments de
roches silicifiés se détachant sur un fond pélitique riche en épidote et en chlorite. Elles
sont affectées par des plis de faible amplitude à plan axial N 25-30° et à pendage sub-
vertical;
3 - des volcanoclastites acides de couleur violacée à éléments sub-anguleux de
microgranite allongés parallèlement au plan de schistosité N 40° 70° NW. Elles sont
associées à des rhyodacites qui affleurent mal sur la coupe. La roche d'aspect grossier est
constituée d'un ciment tuffacé riche en séricite et en chlorite avec des fragments
....

24
plurimillimétriques de roches acides. Vers le NW, les pyroclastites évoluent vers des
faciès plus fins de séricitoschistes montrant un débit en plaquettes suivant le plan de la
schistosité orienté N 45° à pendage sub-vertical. Elles sont recoupées par un dyke basique
riche en oxydes de fer et imprimant un léger métamorphisme de contact à l'encaissant
pélitique. Ce dyke est affecté par un système de fractures N 120 - 130°;
4 - des calcaires de faible puissance (5 - 6 mètres) affleurant en lentilles sur
une vingtaine de métres. Dans les parties Ouest, ils sont intensément mylonitisés par
l'action de la faille de Kérékounda d'orientation N 45 - 50° avec un pendage de 70° NW.
La roche mylonitisée et entièrement bréchifiée est de couleur mauve à violette avec des
fragments de couleur sombre orientés dans le plan de la schistosité. Dans les parties Est,
la roche est un calcaire rose dolomitique et d'aspect caverneux, elle est parcourue par de
nombreux filonnets anastomosés de calcite et quartz. Leur extension serait encore plus
importante, car ils ont été signalés en sondage au niveau du gisement d'or de Kérékounda
(G. Videau, comm. orale);
5 - des schistes pélitiques à volcanodétritiques s'étendent vers l'Est jusqu'au
delà de Khossanto. La roche présente des faciès variés à l'échelle de l'affleurement. Ils
sont de couleur ocre ou lie de vin ou verdâtre à mauve riche en paillettes de séricite quand
ils sont interstratifiés avec des pyroclastites . Les schistes sont affectés par des plans de
déformation N 40 à 50° sub-verticaux qui deviennent N 15-20° avec un pendage de 55°
vers l'ouest en s'éloignant de la zone de faille. Ils s'étendent plus à l'Est jusqu'aux flancs
des collines de Sassamba et constituent l'encaissant du gabbro de Marnàkono.
6 - des volcanoclastites fines, de couleur mauve à bariolée et d'aspect lustré
riches en paillettes de séricite. Vers l'Est, l'aspect de la roche est plutôt agglomératique.
Elle est constituée essentiellement de fragments de roches d'origine magmatique variée
dans une matrice silicifiée très peu abondante. Les faciès fins se débitent en plaquettes
suivant des plans orientés N40° à pendage sub-vertical repris par des plis isoclinaux à
faible longueur d'onde de plan axial N 80 - 100° à pendage NW fort. lis renferment par
endroits des fragments de roches silicifiées et carbonatées disposés parallélement à la
schistosité qui est transposée sur la stratification. Leur partie supérieure est constituée de
faciès plus fins rappelant des cinérites avec une stratification marquée par des lits
centimétriques de niveaux fins et plus grossiers concordante à la schistosité N 55° 55°
NW. Les volcanoclastites sont recoupées par un filon de microgranite d'une quinzaine de
mètres de puissance et affecté par la shear zone d'orientation NE à sub - vertical. Le
microgranite est recoupé par un dyke basique pluridécimètrique présentant des injections
ou contenant des enclaves de microgranite. Plus à l'Est, les volcanoclastites passent à des
horizons plus grossiers constitués essentiellement de fragments de basaltes et plus
rarement de gabbros, de roches magmatiques acides et de quartzite réunis par une matrice
silicifiée faiblement carbonatée;
Par ailleurs, à mi-chemin entre Sabodala et Kérékounda, les schistes pélitiques

25
contiennent des niveaux à galets intraformationnels de nature quartzitique ou pélitique
indurée. Les galets de dimension pluri-centimétrique sont allongés dans le plan de la
schistosité orienté NI 0-15° à pendage NW fort à subvertical.
A cet ensemble volcanodétritique, sont associés des métasédiments siliceux de
puissance décamétrique affleurant tout au long de la piste Kounemba-Sabodala-Bransan
et au Sud de Mamakono. Leur orientation génerale est NE avec un pendage 600 NW. Ils
sont communément considérés comme des jaspes, des phtanites, des cherts ou des
quartzites (Bassot, 1963, 1966; La mission sénégalo-soviétique, 1972 - 1973, Braux,
1981). Au voisinage du gisement d'or de SabOdala, les quartzites affleurent en collines
d'altitude modeste disposés "en échelon" le long de la piste Sabodala-Bransan. En fait, ce
dispositif est la conséquence de l'action des fàilles E - W à NW qui découpent ce banc
siliceux en plusieurs petites collines. La roche massive à l'échelle de l'affleurement,
montre une variété de faciès; gris-clair à gris-foncé, blanc, rougeâtre d'où l'appellation de
jaspe ou de chen qu'on leur attribue sur le terrain. Localement, la roche contient des
niveaux graphiteux ou ferrugineux. Certains affleurements montrent des alternances
centimétriques de couleur claire et sombre recoupées par des fentes de tensions remplies
de quartz translucide (Sabodala) ou bien sont finement lités aux environs de Kounemba.
Au niveau du gisement de Sabodala, les quartzites sont envahis par un système de
diaclases NlO° et N150° provoquant un décrochement métrique à mouvement relatif
dextre. Au Sud de Mamakono, les quartzites peu représentés, affleurent en petites
lentilles avec les mêmes aspects pétrographiques qu'à Sabodala.
Le plutonisme basique (7 - sur la coupe) est représenté par le gabbro de Mamakono
qui est un massif différencié assez comparable à celui de Ouassa. Il est allongé sur une
longueur d'environ cinq kilométres suivant une orientation générale NNE de Mamakono
jusqu'à Bambarandi. Le massif présente une structure équante et sa composition est
variée à l'échelle de l'affleurement. Le faciès commun est un gabbro mésocrate d'aspect
doléritique composé de baguettes de plagioclase pluri-millimétriques se détachant sur un
fond riche en phénocristaux de pyroxènes ouralitisés. Il montre localement un litage
fruste marqué par des alternances de lits clairs quanzo-feldspathiques avec de rares
cristaux prismatiques d'amphibole et de lits sombres presque dépourvus de plagioclase.
A l'échelle du massif, nous observons par endroits des masses de gabbros mélanocrates
constituées essentiellement de pyroxènes automorphes et interprétés comme les faciès les
moins évolués du massif; les termes les plus différenciés étant les faciès pegmatitiques
leucocrates riches en plagioclases et en oxydes que l'on observe par endroits dans les
faciès mésocrates.
1- 3 - La zone de Khossanto-Ouest
La zone de Khossanto-Ouest située plus à l'Est de notre zone d'étude est centrée

26
entre les villages de Khossanto, Mamakono et Bambaraya. Elle est caractérisée par une
sédimentation détritique qui prédomine largement sur le volcanisme acide à intermédiaire
limité aux collines de Sassamba.
La coupe réalisée entre les villages de Bambarandi et de Khossanto (fig.ll) montre
qu'elle est constituée en grande partie de métasédiments détritiques et de volcanoclastites
qui prédominent largement sur les coulées basaltiques, contrairement à ce qui a été
observé d~ns la zone de Sabodala-Kérékounda.
Le volcanisme basique bien répandu dans les secteurs de Bambarandi - Bambaraya
est rattaché au complexe volcanique basique de Sabodala. Il est représenté par des
basaltes aphyriques en pillow de couleur claire avec des coussins de forme sub-arrondie à
elliptique et de dimensions variables à l'échelle de l'affleurement. Les coussins sont
réunis par un ciment inter-pillow peu abondant et affectés par un hydrothermalisme
intense marqué par des filonnets de quartz associés à de la chlorite, de l'épidote et des
opaques. La coulée d'orientation générale NE, est localement mylonitisée sous l'action de
la faille N 1400 aux environs du village de Bambaraya.
Coupe de Khossanto Ouest
NE
SW
Sassamba
Bambarandi
Khodékhoto
Khossanto
Sélinkini
500
fig. Il - Coupe géologique de Khossanto - Ouest.
(même légende fig. 8)
D'autres basaltes à structure en pillows affleurent à l'Ouest de Bambaraya sur la
piste qui mène à Kounemba. Les coussins ont pratiquement des dimensions constantes
(vingtaine de centimètres) avec un ciment inter-pillow très peu abondant. La roche est un
basalte porphyrique au toucher rugueux et d'aspect variolitique. L'examen des
pédoncules montre que la coulée n'a pas été basculée après épanchement
Sur la piste de Mamakono - Khossanto, affleurent de petits pointements de
métabasaltes andésitiques en structure massive localement affectés par une schistosité
N30° à pendage sub vertical. Cette schisrosité est reprise par des plis dissymètriques de
faible longueur d'onde à plan axial N 10 - 200 subvertical. Ces métabasaltes sont d'aspect
agglomératique avec des éléments en majorité acides vers l'Est.
Le volcanisme intennédiaire à acide affleure sur les collines de Sassamba. Il est

27
représenté par un volcanisme acide de type explosif et des andésites trés peu abondant.
Les produits de ce volcanisme sont des agglomérats volcaniques grossiers et des tuffites
andésitiques. Ce complexe volcanique anciennement cartographié en méta-andésites
(Bassot, 1963), s'étend suivant une bande continue allongée NE jusqu'au Sud suivant la
ligne Tinkoto- Tomboronkoto - Bagnomba situé au NW de Kédougou et .
Le volcanisme acide de type explosif représente une fraction importante dans le
magmatisme de cette zone et affleure à Sélinkini et à Khodékhoto sur les collines de
Sassamba. Il est constitué d'agglomérats volcaniques à éléments microgranitique,
rhyodacitique et plus basaltique généralement non déformés. La matrice peu abondante
est de nature tuffacée.
Les agglomérats volcaniques sont associés à un matériel tuffacé basique de couleur
vert-clair orienté N40° avec un pendage de 55° NW. La roche d'aspect grauwackeux est
déformée par une schistosité marquée par l'étirement de clastes millimétriques à
centimétriques disposées parallélement à la direction des tuffites.
Les métasédiments détritiques cartographiés à l'Est des collines de Sassamba, sont
représentés par des métapélites, des schistes gréso-pélitiques
alternant avec des
conglomérats et des grauwackes. Cet ensemble structuré suivant la direction birimienne,
est concordant avec des lentilles de gabbros peu ou pas différenciés.
Les schistes pélitiques sont de couleur ocre à mauve parfois d'aspect lustré dûe à
l'abondance relative des phyllites. Ils sont affectés par un plissement isoclinal d'axe
orienté NlO-20° avec des pendages de 45-55°SE . A l'Est de Khossanto, ils contiennent
des niveaux à galets étirés dans le plan de la schistosité N30° à pendage 700W.
Les schistes pélitiques sont interstratifiés à des niveaux conglomératiques et
grauwackeux qui affleurent sur les lits des marigots de Wayenga et de Garakho, affluent
de la rivière Diguinkili qui arrose le village de Khossanto. Sur le lit de Garakho, les
métapélites de faible puissance et d'orientation N 125° à pendage SW fortement redressé,
sont de couleur blanchâtre avec un débit en banc décimétrique.
Vers l'Est, elles passent à des faciès gréseux à schistosité NlO° avec des
intercalations de niveaux conglomératiques. L'ensemble présente une schistosité N 10-
20° et à pendage 75°W sub-concordante avec la stratification. Les éléments
conglomératiques sont de nature microgranitique ou siliceux réunis par un ciment fm et
peu abondant. Ils passent latéralement à des grauwackes d'aspect grossier constitués de
fragments de quartz et de feldspaths de taille millimétrique.
Une telle association se retrouve plus au Sud sur la piste de Sabodala-Tinkoto au
'.:,',:" .
.niveau de la rivière de Niokolo-koba avec des grauwackes remaniés plus abondants. Elle
est en ~de partie recouverte par des couvertures récentes.
Le plutonisme se limite à des lentilles de gabbros d'extension hectométrique,
disposées parallélement à la structure birimienne. La roche est un gabbro de composition
. homogène et à structure équante à l'échelle de l'affleurement. Ce caractère peu ou pas

28
différencié le distingue nettement des gabbros de Ouassa ou de Mamakono.
1 - 4 - La zone de Mako-Kanéméré
Cette zone comparable à celle de Sabodala par l'importance du volcanisme basique,
est localisée dans les parties méridionales du supergroupe de Mako. La particularité est la
présence de mégasills ultrabasiques différenciés qui constituent une succession de
collines d'orientation NE de Mako à Koulountou et à Dioundioukonko (Ouest de
Kanéméré).
Elle représente la partie supérieure du volcanisme basique dans les parties sud de
Mako. Les basaltes en pillow sont recouverts par des quartzites auxquels se succéde un
volcanisme acide de type explosif et une sédimentation détritique fine.
Les mégasills sont associés à de petites intrusions gabbroïques et sont parfois
nettement sécantes sur l'ensemble volcanodétritique. La coupe ENE - WSW réalisée à
Bafoundou (Sud Mako) met bien en évidence les relations entre les différents faciès
(fig.12). Du sommet à la base on a :
- une importante assise agglomératique à éléments fins devenant plus
grossiers à l'Ouest. La roche de couleur violette à aspect lustré, contient des galets
millimétriques à décimétriques de roches éruptives acides et plus rarement de métapélite,
elle est comparable aux volcanoclastites acides décrites à Kérékounda. Ces agglomérats
sont affectés par une schistosité d'orientation NS sub-verticale. La stratification peu
apparente et d'orientation N 30° à pendage 45°SE, est marquée par une distribution
granulométrique fruste de lithoclastes en majorité acides limitée à quelques endroits de
l'affleurement.
Les agglomérats sont recoupés par le prolongement Sud du mégasill situé à l'Ouest de
Mako dont le contact est marqué par une faille de direction N160° avec un pendage de
4fPW;
Coupe de Bafoundou
wsw
ENE
.....
Il' y
.. y '
• • • • • • • : . .
"
. . . . y
.. ., ..
., ...
~~iBi.\\,l~~~~~~~~~~~~(\\1tilît~!11\\f.I~\\);!f!:i:I!:!!!i!:~1~1!:i.!:i·!.!.:1Ii
JOm
fig. 12 - Coupe géologique de Bafoundou (même légende fig. 8).

29
- des cinérites de couleur jaune à ocre avec de fins lits sombres imprégnés
d'hydroxyde de fer. La stratification orientée NlOSo avec un pendage de 6SoSSW est
reprise par une schistosité NlOSo avec un pendage de SSoSSW. Nous retrouvons les
cinérites dans le village de Mako où elles constituent l'encaissant des mégasills
différènciés. La roche est très altérée, poreuse et presque entièrement kaolinisée, sa
couleur est ocre à rouge-brun et sur le fond se détachent de fins cristaux de quartz. Les
cinérites passent latérallement à des rhyodacites qui sont localement bréchifiées vers le
NW au contact avec les volcanoclastites basiques.
- des métapélites de couleur lie de vin d'une cinquantaine de mètres de
.puissance, affectées par la schistosité NIOSo comme celle précédemment observée dans
les cinérites
- un niveau de quartzite d'environ 5 mètres de puissance orienté N-S avec un
pendage sub-vertical. La roche d'aspect jaspoïde est caractérisée par une alternance de lits
grisâtre, brunâtre à rougeâtre d'épaisseur centimétrique. Vers Koulountou, les quartzites
interstratifiés dans les métabasaltes en pillow sont recoupés par les ultrabasites. Ils
reposent directement sur des cinérites litées et montrent vers leur sommet un aspect
orbiculaire. Les orbicules de couleur claire sont en forme d'anneaux de diamètre
centimétrique qui deviennent coalescents mimant des figures fantaisistes;
- sur leur flanc Ouest, les quartzites représentent la partie sommitale d'une
importante coulée volcanique en pillow qui s'étend plus à l'Ouest du secteur étudié. Tout
proche de la zone de contact, la coulée est bréchifiée, avec des fragments de basaltes
réunis par une matrice siliceuse riche en chlorite et en épidote. Ces brèches interprétées
comme des brèches autoclastiques proviennent de l'éclatement des pillows lors de leur
épanchement dans le milieu aquatique. L'utilisation de ces brèches comme critère de
polarité s'applique bien dans le secteur. La lithologie indique une importante coulée
volcanique en pillow surmontée par des quartzites, des métapélites et des volcanoclastites
associées à des laves acides.
Des affleurements de massifs ultrabasiques différenciés sont bien répandus dans les
parties méridionales du supergroupe de Mako. Ils se présentent en collines alignées de
Mako Koulountou jusqu'à Dioundioukonko et anciennement cartographiées comme des
massifs de péridotites (Bassot, 1963). Leur orientation générale est nor~ - est parallèle la
structure régionale, leur caractère différencié et leur mode de mise en place nous ont
amené à les considérer comme des mégasills.
1 - S - Conclusion
Le caractère pénécontemporain de mise en place des coulées volcaniques, des
volcanoclastites associées à des termes hypabyssaux et plutoniques et des métasédiments
est indiqué par leur interstratification. En effet, les rapports géométriques s'expriment en

30
tennes d'alternance et de passages latéraux de faciès trés fréquents. Les structures'~"
sédimentaires et volcaniques sont relativement bien préservées cause du faible degré de 'f!t~ir;'~
métamorphisme caractéristique des faciès schistes verts (Ngom, 1985; Dioh, 1986, Dia,
1988).
La déformation essentiellement cassante est caractèrisée par des shear zones NS à
NE qui sont reprises par d'autres, d'orientation générale E-W à NW. Les zones affectées
relativement importantes sont soulignées par des filons de microgranites ou de quartz
généralement schistifiés.
Le style de défonnation ne montre aucun indice de tectonique tangentielle résultant
d'un phénoméne de raccourcissement. En effet, aucune tectonique collisionnelle ni de
contact anonnal mettant en contiguité différentes fonnations n'a été cartographiée et les
rares structures observées militent en faveur d'une série nonnale à plis isoclinaux qui ;;>,;
deviennent polycycliques au voisinage des granitoïdes (N'diaye, 1986, Diop 1990,
Guéye, 1990)
Ce complexe volcanodétritique est recoupé par des intrusions de microgranite ou
d'aplite liées à la mise en place des granodiorites post-tectoniques de Tinkoto ou de
Mamakono (Bassot, 1963). Ces intrusions regroupées dans l'ensemble Il sont non
défonnées, peu ou pas métamorphiques et d'affinité calco-alcaline (Ngom,1985).
La reconstitution paléogéographique à partir des faciès lithologiques nous a permis
de distinguer deux domaines caractéristiques:
- le domaine situé à l'Ouest regroupant les zones de Ouassa et de Sabodala-
Kérékounda auquel nous rattachons celle de Mako-Kanéméré située au Sud du
<~::'.
supergroupe de Mako. Il est caractérisé par un important volcanisme sous-marin marqué
par une épaisse pile de coulées de laves et de volcanoclastites. Les métasédiments sont
représentés par de rares niveaux de schistes gréso-pélitiques intimement associés à des
calcaires dolomitiques marquant la limite entre les deux secteurs;
- le domaine situé à l'Est regroupant la panie Est de la zone de Sabodala-
Kérékounda et celle de Khossanto-Ouest. Il est caractérisé par une importante
sédimentation détritique associée à un volcanisme explosif à dominante acide.

31
2 - DESCRIPTIONS LITHOLOGIQUES DES DOMAINES
Les résultats des travaux de terrain ont permis de regrouper les zones étudiées en
deux domaines caractérisés par des spécificités géologiques différentes. Le domaine
Ouest où prédomine le volcanisme basique et celui situé à l'Est, marqué par une
sédimentation détritique trés importante, associée à un volcanisme explosif acide à
intermédiaire.
2 - 1 - Le domaine Ouest
Il regroupe les zones de Ouassa, de Sabodala-Kérékounda et de Mako-Kanéméré
limitées à l'Est par les calcaires dolomitiques et les calcaroschistes de Kérékounda ou les
quartzites de Koulountou o~ de Bafoundou. Il se singularise par l'abondance des coulées
volcaniques et des volcanoclastites qui constituent un pile de plus 2000 métres
d'épaisseur (La mission sénégalo-soviétique, 1972-1973) comparées aux métasédiments
qui sont pratiquement inexistants.
2 - 1 - 1 - Le complexe volcano-plutonique basique
Le complexe volcanique basique constitue la presque totalité des affleurements du
domaine Ouest des parties centrale et méridionale du supergroupe de Mako. Il est
caractérisé par un important volume de laves mis en place en milieu sous aquatique
surmonté par des volcanoclastites et des métasédiments pélitiques. Il est recoupé par des
massifs de métagabbros et de métadolérites subconcordants
2 - 1 - 1 - 1 - Les coulées volcaniques
Elles sont représentées par des basaltes qui de par leur texture et leur structure
peuvent être subdivisés en trois faciès différents: les coulées de métabasaltes en pillow,
les métabasaltes en coulées massives et les métabasaltes en spinifex.
2 - 1 - 1 - 1 - 1 - Les métabasaltes en pillow
Ils constituent les faciès les plus représentatifs du volcanisme birimien dans le
supergroupe de Mako. A l'affleurement, les coulées montrent de beaux coussins de
section sub-arrondie et plus rarement elliptique empilés les uns sur les autres avec des
dimensions variant du décimètre à une cinquantaine de centimètres. Les coussins sont
réunis par un ciment inter-pillow généralement peu abondant riche en chlorite, épidote et
quartz (P1.! A). Sur la piste de Sabodala-Kérékounda, les pillows lavas présentent un

32
ciment inter-pillow peu abondant et les espaces inter-pillow sont parfois de nature ,."-
chertitique (Pl. 1 - D).
Les coussins montrent des pédoncules très nets dirigés vers le bas et la partie
concave toujours orientée vers le haut impliquant que la coulée n'a pas été inversée aprés
sa mise en place (Badjan, piste Sabodala-Kérékounda, Ouest Bambaraya). Par ailleurs, à
Bambarandi, les coussins sont elliptiques sauf pour les individus de petite taille qui ont
des formes plutôt sub-arrondies (Pl. 1 - B). Leur grand axe d'orientation générale Sud est
penté vers l'Ouest.
La roche est un métabasalte aphyrique de couleur vert à vert-clair dépourvue de
vésicules à l'exception de la coulée située à mi-chemin des villages de Sabodala et de
Kérékounda qui contient de rares vésicules visibles en lames minces. Le caractère peu ou
pas vésiculaire de ces basaltes atteste d'une mise en place dans un milieu marin;~~'
relativement profond. En effet, il a été reconnu que le taux de vésicularité des basaltes
sous marins dépend de leur profondeur de mise en place. Ainsi, Moore et Schilling
(1973) ont constaté que dans les basaltes de la ride de Reykjanes, le taux de vésicularité
est inférieur à 5% au volume total de la roche pour des profondeurs supérieures à 1000
m. En outre, cette hypothèse est étayée par l'absence de zonation fréquente dans les
pillows qui se sont épanchés à des profondeurs supérieures à 450 m (Jones, 1969).
Localement, les pillows situés à mi-chemin de Sabodala-Kérékounda et plus
généralement ceux à l'Ouest de Bambaraya (piste Bambaraya-Kounemba) ont un toucher
rugueux dû à la présence de varioles infracentimétriques remplies de cristaux de quartz et
de plagioclases en disposition fibro-radiée. Ces textures localisées sur le cortex des
coussins sont le résultat de phénomènes de trempe lors de l'épanchement du magma dans
l'eau (Pl. l-C).
Dans le secteur de Badjan (zone de Mako-Kanéméré), les coussins sont affectés par
des fentes de tension très fines perpendiculaires à leur grand axe et interprétées comme
des figures de retrait résultant de la solidification du magma après sa mise en place. Les
fentes sont colmatées par du quartz prismatique disposé obliquement contre les parois
(fig. 13). Certains individus ont un aspect caverneux et montrent des cavités d'écoulement
comparables aux "hollow layered pillowed lavas" décrites et étudiées par Jones (1968) et
Wells et al. (1979). Ces cavités sont marquées à la surface des coussins par des
"barrettes" silicifiées, épidotisées et ferralitisées (Pl. 2 -E) interprétées comme des
niveaux de retrait successifs du magma (auteurs op. cit.). Le fond des cavités contient de
petits granules de quartz pyramidal.
Les coulées de métabasaltes de Bafoundou et de Kounemba sont associées à des
brèches de coulées comparables à celles décrites dans plusieurs provinces volcaniques
(Carlisle 1963, Boivin 1974; Juteau 1975; Dirnroth 1977, Dirnroth et Demarck.1978;
Zonou, 1987; .. ). Selon les auteurs (op. CiL), il s'agirait de bréches autoclastiques
formées de fragments de pillow et/ou de pillows entiers réunis par un ciment

33
hyaloclastique qui fonnent la partie sommitale de la coulée volcanique. A Bafoundou, les
.,)!~.
brèches sont formées de fragments de basaltes de dimensions variables comparables aux
basaltes en pillow qui affleurent plus à l'Ouest (Badjan). Le ciment réunissant les
fragments de basaltes est de couleur vert-clair piqueté de taches d'hydroxyde de fer, sa
nature est hyaloclastitique avec des fragments de ~idéromélane.
"barrcttes" siliciflécs
criSlau x de quan 1:
conc)(
fragments dc b:lS:ùtcs
matériel intcrcoussin
._~
-
pédoncules
Délail d'unc fenlc dc Icnsion
30 cm
fenles de tension
J 10cm
fig. 13 - Section d'un coussin caverneux dans les coulées de basaltes de Badjan
(SW du village de Mako).
8ttchts hyoloclosl;,iQllts
MiCto- pillows
l50<-«1
J
8osolltS schislOStS
fig. 14 - Reconstitution de la partie sommitale de la séquence volcanique de Kounemba
(Sud Maki-Madina).

34
A Kounemba, les relations entre les brèches de coulés permettent de reconstituer la
séquence volcanique (fig. 14). La séquence présente de bas en haut:
- les micro-pillows de forme sub-arrondie à lobée et de dimension
décimétrique (Pl. 2-F), ils sont empilés les uns sur les autres au - dessus des basaltes
mylonitisés de manière régulière à l'échelle de l'affleurement. Le ciment inter-pillow est
pratiquement inexistant et les individus sont entourés d'un fin cortex silicifié, épidotisé et
chloritisé. Leur grand axe montre une direction préférentielle sub-paralléle à la direction
générale de la coulée. En outre, leur disposition indique que la coulée est bien restée en
place aprés son épanchement;
- les éléments bréchiques sont constitués de blocs de basaltes cimentés par un
matériel hyaloclastitique trés peu abondant contenant des fragments de sidéromélane;
- les calcaires recouvrent le sommet de la coulée volcanique (cf.infra.).
Ces brèches de coulées considérées comme de bons marqueurs de polarité (auteurs
op. cit.) se forment toujours au stade terminal d'une éruption volcanique à la partie
sommitale des pillows par suite de l'interaction eau-magma. Leur présence indiquerait des
zones de haut fond ou des nùlieux sous aquatiques peu profonds (Carlisle, 1963).
2 - 1 - 1 - 1 - 2 - Les métabasaltes à structure massive,
Sous ce terme, nous associons toutes les coulées volcaniques basiques ne montrant
aucune structure particulière à l'échelle de l'affleurement. Il s'agit de métabasaltes massifs
généralement associés aux pillows et aux volcanoclastites.
Ils affleurent assez bien dans la zone de Mako-IÇ:oulountou (Lameh et SW de
Koulountou) où ils forment d'épaisses coulées au sein des métabasaltes en pillow dans le
secteur de Sabodala. La roche est caractérisée par une texture porphyrique qui tranche
nettement avec celle observée dans les pillows, sa couleur vert-claire et d'aspect ophitique
est piquetée de fins cristaux de plagioclase. Elle est affectée par un hydrothermalisme
intense marqué par des filon nets de quartz, de chlorite et d'épidote qui parcourent par
endroits la surface de la roche.
A l'affleurement, les basaltes sont en position concordante avec les basaltes en
pillow. Les rapports entre ces deux types de faciès se manifestent par des variations
latérales brusques et des interdigitations au sein d'une même assise volcanique. Les
caractères texturaux qui ont permis de définir une bonne polarité dans le volcanisme du
sillon de Bouroum (Zonou,1987) sont difficilement utilisables au Sénégal oriental à cause
des rapports complexes entre les basaltes aphyriques et les métabasaltes porphyriques.
2 - 1 - 1 - 1 - 3 - Les métabasaltes à texture de spinifex,
Les métabasaltes à spinifex constituent l'encaissant volcanique du gîte aurifère de

35
Sabodala où ils sont en partie mylonitisés par les failles NNE dans sa partie Sud. Ils sont
en coulée plus ou moins différenciée de faible puissance avec des parties bien
individualisées et formant la base du volcanisme de Mako. Vers l'Est les basaltes en
spinifex passent latéralement des basaltes en pillow associés à des termes hypabyssaux
(Fanoya).
Vers la périphérie, la roche a une couleur vert-sombre et se caractérise par de fines
aiguilles d'amphibole secondaire de dimensiôn centimétrique groupées en gerbes qui se
détachent dans une mésostase aphyrique relativement abondante. Une telle structure est
comparable à la "randomly spinifex texture" définie par Arndt et al., (1977), Donaldson,
(1982) dans les coulées komatiitiques de Munro Township au Canada.
Dans la partie centrale de la coulée, la texture de la roche est plus fine avec des
amphiboles secondaires de forme trapue dans une mésostase aphyrique très peu
abondante. Cette texture est comparable à la "porphyritic spinifex texture" définie par les
auteurs (op. cit.). Aux environs de Sabodala et dans les parties Sud, seuls les faciès à
"porphyritic spinifex texture" affleurent; ils sont en grande partie schistosés et mylonitisés
par les faisceaux de failles de Sabodala, alors que vers Bransan, c'est la partie
périphérique de la coulée qui affleure, elle est déformée par des plis isoclinaux (cf.
supra.).
2 - 1 - 1 - 1 - 4 - Les volcanoclastites basiques
Les volcanoclastites basiques regroupent tous les faciès agglomératiques fins à
grossiers associés avec les métabasaltes. Elles sont interstratifiées ou déposées au -
dessus des coulées de basalte attestant d'un lien génétique et d'un caractére de dépôt
contemporain avec les coulées volcaniques. Elles sont trés bien représentées dans les
zones de Ouassa et de Mako - Kanéméré et trés peu dans le secteur de Sabodala.
A Kounemba (zone de Sabodala), les volcanoclastites sont d'aspect agglomératique
avec des éléments d'origine diverse. Les éléments de dimension pluricentimétrique et de
forme subarrondie, sont de nature siliceuse ou microgrenue acide. Ils sont réunis par un
ciment tuffacé basique (Pl. 2-G).
Au NE de Kérékounda, le dépôt du matériel volcanoclastique est plus complet. Les
éléments des agglomérats sont presque essentiellement des métabasaltes et plus rarement
des métagabbros, des quartzites et des roches magmatiques acides parmi lesquels,
certains se retrouvent plus à l'Ouest en affleurement. Les éléments pluri-centimétriques et
de forme sub-anguleuse sont mal triés, ils sont réunis par une matrice peu abondante et
vitroclastique secondairement silicifiée avec de rares carbonates (Pl. 2-H).
Au - dessus des agglomérats, nous observons du matériel finement lité de couleur
sombre comparable à des cinérites. Les lits de largeur infra-centimétrique sont composés
de niveau induré et de niveau clair plus tendre La roche est faiblement carbonatée d'où le

36
tenne de calcaroschistes qu'on leur a attribué sur le terrain.
Les volcanoclastites de Bassam (zone de Ouassa) sont d'aspect grossier, avec des
éléments microgrenus acides et plus rarement basiques dans une matrice basaltique. Elles
sont comparables à celles observées à Mamakono, encaissant de la granodiorite de la dite
localité (P1.3-I). Vers l'Est, elles passent à des horizons moins grossiers comprenant des
alternances de niveaux à éléments centimétriques et de niveaux plus fins séparés par un lit
pélitique de couleur vert clair (Pl. 3-J). Les éléments sont de même nature que ceux
observés à Kounemba. Les critères sédimentologiques montrent une polarité orientée vers
l'Ouest. Vers le NW, ces niveaùxfins passent latéralement à des grés immatures de
composition homogène sans figures de sédimentation apparentes. Ils contiennent des
filon nets de quartz affectés par des plis isoclinaux.
Dans la zone de Mako - Kanéméré, les volcanoclasrites affleurent trés bien an NE
du village de Mako et au Sud de Koulountou. A l'affleurement, la roche présente un
granoclassement fruste avec des niveaux grossiers riches en clastes polygéniques et des
niveaux plus fins marquant des plans de stratification. Le plan de stratification est marqué
par des chenaux de ravinement montrant une polarité dirigée vers l'Ouest. Les éléments
sont d'origine plus variée; ils sont généralement de nature acide et siliceuse et plus
rarement basique cimentés par une matrice tuffacée.
Les caractèristiques structurales et notamment l'aspect volcanogénique de ces
fonnations sont comparables aux lahars définis par Fischer et Schminke.(l989). Un
caractère de dépôt fluviatile dans un environnement volcanique est loin d'être écarté. En
effet, les lahars sont caractérisés par des blocs de roches volcaniques de grande
dimension parfois associés à des épiclastites et à du matériel fin ou abondant et
l'ensemble étant mal trié. La prédominance des éléments acides sur ceux de nature
basique dans un contexte volcanique basique laisse supposer le démantellement d'édifice
magmatique acide précoce ou relativement contemporain du volcanisme basique de Mako.
2 - 1 - 1 - 2 -Les massifs de gabbros différenciés
Dans le supergroupe de Mako, les roches gabbroïques sont des formations
ubiquistes. Elles sont soit en massifs elliptiques plurikilométriques, subconcordants avec
l'encaissant volcano-sédimentaire et montrant des caractères co-génétiques avec le
volcanisme basique; elles représenteraient l'équivalent cumulatif des basaltes (Debat et
al.,1984; Ngom, 1985, Dia, 1988); soit en petits massifs circonscrits et discordants
d'affinité magmatique calco-alcaline (Ngom, 1985).
Dans le secteur étudié, les gabbros sont représentés principalement par les massifs
différenciés de Mamakono, de Ouassa et de Tambanoumaya subconcordants avec
l'ensemble volcanodétritique.
A Mamakono, le faciès commun est un gabbro sub-doléritique mésocrate à texture

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37
ophitique constitué de baguettes plurimillimétriques de plagioclase qui se détachent sur un
fond sombre à pyroxènes altérés. Par endroits, il montre un litage fruste avec des
alternances de parties claires riches en feldspath évoluant vers des faciès franchement
hololeucocrates très localisés. Vers l'Est, la roche évolue vers des gabbros mélanoerates
riches en phénocristaux de pyroxènes et en oxydes qui représentent la partie la moins
différenciée du massif.
A Ouassa, le caractère différencié du gabbro est plus net. Le faciès commun est un
gabbro mélanocrate à pyroxène aciculaire pl uri-millimétrique qui évolue vers la bordure à
des faciès à grain fin riches en oxydes. A la périphérie Ouest du massif, le gabbro est
associé à des diorites quartziques de couleur claire à gros cristaux de quartz translucide
automorphes.
2 - 1 - 1 -3 -Les métadolérites
Les roches hypabyssales associées au volcanisme basique sont. représentées par
des métadolérites mésocrates à structure équante parfois schistosées en bordure du
massif. Elles sont en fonne de stocks plurihectométiques allongées parallélement à la
schistosité birimienne. Leur passage progressif vers les métabasaltes dénotent en partie de
leur caractére comagmatique. La roche est constituée de cristaux de pyroxène et de
plagioclase en lattes millimétriques typique d'une texture ophitique. La roche est riche en
oxydes de fer.
2 - 1 - 2 - Le complexe volcanique acide
Il est faiblement représenté dans le domaine Ouest du supergroupe de Mako
comparé aux volcanites basiques. Le complexe est constitué de coulées de laves acides de
composition rhyodacitique et de volcanoclastites acides de type agglomératique
intimement imbriquées avec des métasédiments.
A Mako, les témoins de ce volcanisme acide sont des rhyodacites associées à des
cinérites et à des agglomérats volcaniques (Pl. 4-A). La roche, massive et de couleur
sombre, est recouverte par une patine blanchâtre. Elle montre une texture aphyrique au
fond de laquelle se détachent de rares cristaux de quartz automorphes et translucides.
Les cinérites en bancs de faible puissance, montrent des alternances de lits clairs
centimétriques et de fins lits sombres riches en opaques. La roche est complétement
silicifiée et parfois kaolinisée aux environs du village de Mako.
A Kérékounda, les agglomérats sont constitués essentiellement de fragments
pluricentimétriques de roches magmatiques acides et plus rarement siliceux réunis par un
ciment tuffacé riche en paillettes de séricite (Pl. 4-B). Ces faciès sont comparables aux
tufs vitroclastiques à galets décrits dans le bassin de Yaouré par Fabre, (1984, 1985) et

38
dans le sillon de Bouroum par Zonou (1987).
Soulignons que ces éléments sont différents des roches magmatiques acides
d'affinité calco-alcaline mises en place tardivement soit en faveur des failles, soit
associées à la mise en place des granitoïdes tardifs.
2 - 1 - 3 - Les métasédiments
Ils occupent un volume relativement important dans les parties supérieures de la
pile, où, ils sont interstratifiés avec des volcanoclastites acides. Nous distinguons des
métasédiments détritiques intimement imbriqués au volcanisme acide et des
métasédiments chimiques d'origine siliceuse ou carbonatée, associés des roches d'origine
variée.
2 - 1 - 3 - 1 - Les métasédiments détritiques
Les faciès formant les métasédiments détritiques ont été appelés "schistes" tuffacés
par nos prédécesseurs (Bassot, 1963, 1966; Braux, 1981, ... ). Ils correspondent à des
faciès pélitiques contenant parfois de rares fragments lithiques d'origine magmatique
acide et de grains de quartz. Ils ont été observés sur les lits des rivières ou sur les flancs
des collines protégés par une épaisse cuirasse latéritique.
La roche est caractérisée par des teintes variées généralement ocre ou lie de vin,
mauve, jaunâtre, blanchâtre ou même grisâtre. La teinte est généralement attribuée à des
phénoménes d'oxydation dans le cas de certains schistes de couleur ocre où l'on retrouve
fréquemment de la pyrite à l'état oxydé.
A l'affleurement, la roche montre très rarement des plans de stratification ou des
structures sédimentaires. Elle est affectée par une schistosité NNE à NE avec des
pendages forts à sub-verticaux reprise par des microplissements à plan axial vertical. Les
schistes peuvent renfermer des niveaux à galets intraformationnels (Pl. 5-B) composés de
pélites indurées ou de nature quartzitique (zone de Sabodala). Localement les schistes
pélitiques montrent des plis isoclinaux pluricentimétriques à plan axial fortement redressé
à la verticale dans les secteurs de Goloma (Kérékounda) ou de Khossanto réputés
auriféres. Ils sont recoupés par des filons de quartz parfois minéralisés en or et exploités
par les orpailleurs.
Soulignons enfin cette convergence de faciès entre les schistes pélitiques et les
basaltes intensément mylonitisés. En effet, ces derniers ont des caractères qui peuvent
prêter confusion quand ils sont schistosés et altérés; leur couleur ocre à violacée est
comparable à celle des schistes.

39
2 - 1 - 3 - 2 - Les métasédiments chimiques
Ils regroupent les quartzites ou les calcaires disposés en banc de faible extension
généralement au-dessus des coulées volcaniques (Kérékounda, Kounemba, Koulountou,
Bafoundou).
2 - 1 - 3 - 2 - 1 - Les quartzites
Communément appelés jaspes, les quartzites d'orientation NNE, sont en banc
plurikilométrique s'étendant entre Kounemba et Bransan, ils sont découpés en collines
discontinues disposées en échelon par l'action des failles E - W à NW. Leur position
lithologique est variable; ils sont sus-jacents aux coulées de basaltes en pillow
(Bafoundou, Koulountou, Kounenmba) ou interstrafiés avec les volcanoclastites
(Sabodala).
La roche a une structure équante et une cassure conchoiâale résistante au maneau.
Elle montre des faciès variés: clair, grisâtre à brunâtre parfois à aspect rubanné marqué
par des alternances centimétriques de bandes claires et de bandes sombres interprétées
comme des plans de stratification. Ce rubannement est recoupé par des filon nets de quartz
translucide en réponse à l'hydrothermalisme intense observé dans les environs immédiats
du gîte aurifère de Sabodala. La roche contient des "boxworks" de pyrite et de
chalcopyrite dont l'oxydation peut être responsable de la teinte de la roche.
A Kounemba, les quartzites apparaissent brunâtres à cause des minéraux opaques
qui forment des poches par endroits à l'échelle de l'affleurement. Le caractère rùbanné de
la roche est marqué par des alternances de lits à texture grossière imprégnés d'hydroxyde
de fer et et lits 'plus fins de couleur claire.
A Bafoundou, les quanzites reposent directement sur les coulées de basaltes en
pillow dont la partie sommitale est marquée par des brèches hyaloclastiques (cf. supra.).
Leur signification est comparable aux chens ou aux radiolarites décrits surIes planchers
océaniques actuels.
A Koulountou, les quartzites reposent sur des cinérites litées et silicifiées qui
constituent la partie sommitale de la séquence volcanique dont le contact est marqué par
des brèches hyaloclastitiques (fig.15). Les quartzites sont de couleur sombre, piquetés de
taches blanchâtres de dimension infra-centimétrique à la base, et dont la taille augmente
vers le sommet où les taches devenant coalescents et donnant ainsi à la roche un aspect
orbiculaire. Ces figures orbiculaires en forme d'anneau sont de couleur claire sur un fond
ven-sombre légérement carbonaté (Pl. 5-D).
Cette structure orbiculaire pourrait être expliq uée par :
- l'effet du métamorphisme de contact induit par l'intrusion du mégasill
ultrabasique de Koulountou, un tel cas a été observé à Chypre (Rocci, comm. orale),

40
- la silicification d'un ancien banc carbonaté suivant le processus de fonnation
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fig. 15 - Association basalte en pillow - pyroclastites - quartzite dans la séquence
volcanique de Koulountou (partie méridionale du supergroupe de Mako).
des chens. En effet, les chens peuvent étre interprétés comme étant des formations
siliceuses issues de la silicification et de l'altération de roches carbonatées (Pettijohn,
1975). Ainsi,les quartzites de Koulountou pourraient correspondre à des équivalents des
cherts qui affleurent sur les flancs sud de la colline de Sabodala mais entièrement silicifiés
au contact des ultrabasites.
2 - 1 - 3 - 2 - 2 - Les formations carbonatées
La présence de formations carbonatées dans la boutonnière de Kédougou - Kéniéba
(Bassot, 1963, Debat et al., 1984, Ngom, 1985) et dans le sillon de Niadian en Guinée
(Géotraverse, 1990) est une particularité des parties Ouest du craton Ouest Africain.
Les travaux antérieurs (Debat et al., 1984; N'gom, 1985) ont décrit des lentilles de

41
calcaires de puissance pluri-métrique au NE de Kérékounda interstratifiées dans les
métasédiments volcano-détritiques (cf. coupe de Sabodala). Les formations carbonatées
sont représentées par des calcaires dolomitiques à structure massive et d'aspect
caverneux. La roche de couleur rose est recoupée par des filon nets de quartz et de calcite.
Les formations sontlocalisées suivant l'axe Kérékounda - Kounemba, au-dessus de la
pile volcanique de Sabodala marquée par des brèches hyaloclastiques.
A Kounemba, les calcaires semblent reposer directement sur les basaltes schistosés
et mylonitisés par les failles de Sabodala Dans les zones mylonitisées, les calcaires sont
boudinés dans les chloritoschistes par l'action de la shear zone NE, alors qu'en dehors de
cette zone, ils sont comparables avec ceux de Kérékounda (Pl. 5-C).
La reconstitution lithologique des formations birimiennes dans le domaine Ouest du
supergroupe de Mako a permis de voir la succession suivante de la base vers le sommet
(fig. 16):
- un complexe volcanoplutonique basique (les complexes de Sabodala et de
Mako) comprenant d'épaisses coulées de basaltes massifs, de basaltes en pillow, des
volcanoclastites sous fonne d'agglomérats grossiers à finement lités. Cet épisode
volcanique montre un caractère explosif vers le sommet, il se termine par une
sédimentation chimique marquée par de petites lentilles de calcaires dolomitiques ou de
quartzites. Ce complexe est associé à des plutonites et à des hypovolcanites basiques;
- des métasédiments détritiques formés de schistes gréso-pélitiques qui
deviennent prédominants au sommet de la pile;
- un complexe volcanique acide formé de rhyodacites et de volcanoclastites
acides (cinérites, agglomérats) montrant parfois un caractère ignimbritique.
Cette séquence volcanosédimentaire est recoupée par des filons de microgranite ou
de rhyodacite regroupés sous le terme de l'ensemble II à affinité calco - alcaline (Ngom,
1985; 1989).
Ce domaine est caractérisé par d'importantes coulées de basaltes en structure
massive évoluant latéralement vers des coulées en pillow et recouvertes par des
hyaloclastites. De telles dispositions sont caractéristiques d'un épanchement sous-
aquatique. Le caractère peu vésiculaire de la roche et l'absence de zonage au sein des
coussins indiquent une mise en place à des profondeurs relativement modestes.
.
.
L'abondance des coulées sur les pyroclastites parfois comparables à des débris de coulées
témoigne du caractère effusif de ce volcanisme basique birimien.
La rareté des sédiments interpillow emballés entre les coussins ou interstratifiés
avec les assises volcaniques nous permet de considérer un ou plusieurs épisodes
volcaniques relativement continues dans un espace de temps très court.
Signalons enfin, l'abondance de matériel magmatique acide qui représente la
principale composante des agglomérats et les formations volcanodétritiques.

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43
2 - 2 - Le domaine Est
Ce domaine localisé à l'Est du précédent, regroupe les parties Est de la zone de
Sabodala-Kérékounda, de Mako-Kanéméré et la zone de Khossanto-Ouest. Il est
caractérisé par une sédimentation détritique qui prédomine nettement sur le magmatisme
représenté essentiellement par un volcanisme explosif.
2 - 2 - 1 - Le complexe volcanique intermédiaire à acide
Ce complexe correspond en partie à la bande cartographiée par Bassot, (1963)
comme des métaandésites. Il s'étend du Sud de Tomboronkoto (Bantakoukouta), à
Tinkoto jusqu'au Nord de Khossanto où il forme les sommets des collines de Sassamba
sur la piste Mamakono - Khossanto. Cet épisode volcanique formant l'essentiel du
magmatisme de la partie Est, est particulier par son caractère explosif qui dépasse
volumétriquement les termes laviques qui sont plus répandus dans les parties Sud - Ouest
du supergroupe de Mako (Bantakoukouta - Bagnomba).
En effet, dans ces parties Sud (environ Bantakoukouta sur la RN 7 menant vers
Kédougou) le caractére explosif du volcanisme se manifeste par des agglomérats
volcaniques largement dominants associés à de rares andésites. Les éléments sont de
nature généralement rhyodacitique et plus rarement microgrenue acide ou encore
andésitique comme le ciment. Ils sont en blocs mal triés et de dimension variable (l mm à
pluridécimétrique) rappelant la structure des brèches de projection ou des lahars
généralement associés au volcanisme andésitique.
Dans les parties médianes (piste Tinkoto-Kanéméré), les éléments sont de
dimension plus modeste et leur nature est plus variée. Ce sont des microgranites, des
microdiorites et plus rarement des basaltes, des andésites et des rhyodacites avec des
formes sub-anguleuses. Le ciment est de nature tuffacée acide et d'aspect grossier.
Plus au Nord vers Sélinkini, les agglomérats ont les mêmes aspects que ceux
décrits dans les parties Sud avec un ciment tuffacé relativement peu abondant (P1.4-C).
Ces deux dernières localités montrent des particularités différentes de la partie Sud à
savoir l'aspect tuffacé du ciment qui est constant et le caractére polygénique des éléments
confirmant d'une origine hybride de ces agglomérats.
Sur les flancs Est des collines de Sassamba, aux environs de Sélinkini, nous
retrouvons les basaltes en coulées massives semblables à ceux rencontrés dans le secteur
de Sabodala, le caractère limité et isolé de l'affleurement ne nous a pas permis de voir les
rapports avec les métabasaltes andésitiques.

44
2 - 2 - 2 - Le complexe détritique
Le complexe détritique est fonné de faciès gréso-pélitique à pélitique avec des
horizons conglomératiques ou grauwackeux fréquents à la base de la séquence.
2 - 2 - 2 - 1 - Les grauwackes litho-feldspathiques
Les grauwackes représentent une fraction relativement importante de la
sédimentation détritique du domaine oriental. Ils affleurent sur les flancs Est des collines
de Sassamba, aux environs de Makana et plus au Sud sur le gué de la rivière de Niokolo-
Koba.
La roche est de couleur généralement verdâtre, pouvant être sombre avec une
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granulométrie grossière à l'altération. Elle est constituée de quartz, de feldspath
discernable à l'oeil nu auquel s'ajoutent des lithoclastes relativement abondants de
microganites, de microdiorites, de basaltes, d'andésites et de quartzites. Le ciment peu
abondant est pélitique; il est partiellement silicifié et riche en minéraux phylliteux, en
chlorite et en épidote.
2 - 2 - 2 - 2 - Les formations gréso-pélitiques et conglomératiques
Elles représentent les faciès les plus répandus du domaine oriental des parties
centrales du supergroupe de Mako. Ce complexe est représenté par des métapélites
évoluant vers des niveaux gréso-pélitiques et des conglomérats intimement imbriqués aux
grauwackes. Il devient prépondérant aux environs de Khossanto et beaucoup plus à l'Est
avec des niveaux à galets intraformationnels disposés parallèlement à la schistosité.
Sur le lit du marigot de Garakho, affluent de la rivière de Dinguinkili affeurent des
métapélites blanchâtres d'aspect siltitique se débitant en bancs décimétriques sur une
surface relativement modeste. La roche est massive au toucher pulvérulent (PI.5-A).
Les métapélites passent latéralement vers l'Est à des faciès gréso-pélitiques plus
grossiers et de couleur sombre.
A Bafakhéto, apparaissent des conglomérats polygéniques, alternant avec des
schistes gréso-pélitiques. Les conglomérats sont pratiquement constitués d'épiclastes
avec très peu de ciment comme dans les grauwackes. Les éléments sont principalement
des microgranites, des microdiorites et des métabasaltes en forme de galets émoussés
dénotant d'un transport relatif entre leur source et leur milieu de dépôt. Le ciment est de
nature pélitique fine et peu abondant.
Cet ensemble gréso-pélitique et conglomératique montre un métamorphisme faible à
nul comparé aux métasédiments interstratifiés avec les coulées volcaniques du domaine
occidental.

4S
2 - 2 - 3 - Le plutonisme basique
Le plutonisme basique très faiblement représenté dans le secteur est constitué de
sills de gabbros de dimension hectométrique d'orientation conforme à la structure
régionale. La roche est un gabbro mélanocrate à grain moyen de composition
minéralogique homogène à l'échelle de l'affleurement; elle contient de rares "poches" de
gabbro pegmatitique. Le caractère peu ou pas différencié distingue ces roches des
gabbros différenciés de Ouassa ou de Mamakono du domaine Ouest du supergroupe de
Mako.
La séquence lithologique reconstituée du domaine oriental des parties centrales du
supergroupe de Mako est caractérisée de la base vers le sommet par la succession
suivante (fig. 17):
- à la base, nous avons un ensemble pélitique à grèso-pélitique relativement
épais avec quelques rares passées sporadiques de conglomérats dans la partie Nord;
- un volcanisme acide à intermédiaire de nature andésitique à caractére
. explosif composé presque essentiellement d'agglomérats et de brèches volcaniques à
ciment andésitique ou tuffacé peu abondant. Les éléments sont polygéniques. Il est
associé à des termes grauwackeux dans lesquels sont interstratifiés de petites "lames" de
basaltes;
- un complexe gréso-pélitique et conglomératique montrant des alternances de
métapélites siltitiques, de métapélites gréseuses et de conglomérats à la base, qui
s'estompent pour devenir largement pélitique vers le sommet avec des niveaux à galets
intraformationnels. Il est associé à des sills de gabbros peu ou pas différenciés.
Ce domaine se particularise par une sédimentation détritique dominante et un
volcanisme andésitique à caractére explosif bien localisé. Le caractère émoussé des
épiclas.tes rencontrés dans les volcanoclastites montre un transport relatif entre le milieu
de dépôt et la source constituée en partie par le magmatisme du domaine Ouest du
supergroupe de Mako.
Dans les parties situées plus au Sud-Est du domaine d'étude, les sédiments
détritiques matures riches en grains de quartz subarrondis et presque dépourvus de
fragments de roches, alternent avec des formations silico-carbonatées parfois
ferrugineuses (Bassot, 1963; Diallo, 1983; Wade, 1985; N'diaye, 1986) annonçant un
dépôt de plate-forme comme cela a été montré par les résultats de l'excursion du
Symposium sur le Protérozoïque inférieur du Sénégal oriental (Burg et al., 1993).
2 - 3 - Le magmatisme tardif
Le magmatisme tardif se manifeste par des plutonites ultrabasiques différenciées en

46
fonne de sills ou de dykes par rapport à l'encaissant volcanoplutonique basique ou açide
à intennédiaire.
Les ultrabasites anciennement décrites comme des péridotites (Bassot, 1963),
s'organisent en collines alignées suivànt l'axe Mako-Dioundioukonko sur plus d'une
quinzaine de kilomètres. Leur mise en place est subconcordantes avec les fonnations
volcano-sédimentaires (fig. 18).
Les dimensions importantes de ces massifs et leur mise en place intrusive et sub-
concordante avec l'encaissant volcanoclastique montrent des caractères de mise en place
comparables à des sills de dimension kilométrique d'où l'appellation de mégasills.
Les dykes basiques de dimension plurimètrique ont été décrits au NE de
Kérékounda. Ils recoupent l'ensemble volcano-sédimentaire et les filons de microgranite
calco - alcalin.
2 - 3 - 1 - Les massifs ultrabasiques de Mako
Dans cès localités, les massifs ultrabasiques différenciés ont une puissance
relativement élevée (plusieurs centaines de métres) et une zonation pétrographique qui
pennet de différencier des parties péridotitiques et gabbroïques avec des limites parallèles
à la direction générale du massif.
A l'Ouest de Mako, la partie basale est constituée de péridotite de composition
homogéne à l'échelle de l'affleurement et qui représente la partie la plus importante de
notre corps différencié. La roche est teintée par endroits de taches verdâtres en répon~e
aux phénomènes de serpentinisation. Elle est recouverte d'une patine grise qui tranch~e
nettement avec les parties fraîches de couleur noire.
Au-dessus des péridotites, nous avons une partie gabbroïque caractérisée par
un mégalitage magmatique; elle montre une alternance de gabbros et de pyroxènites de
puissance plurimétrique.
Les pyroxènites les plus externes, par augmentation de la composition modale des
plagioclases et de la taille des cristaux passent à des faciès pegmatitiques qui sont plus
grossiers vers la périphérie du massif. La partie inférieure de ces faciès pegmatitiques est
constituée d'amphiboles secondaires de fonne prismatique entre lesquels se détachent des
cristaux de plagioclase de taille plus réduite. Vers les parties extérieures, l'aspect
pegmatitique de la roche est plus grossier, les amphiboles secondaires de dimension~
pluricentimétriques
sont
groupées en gerbes entre lesquelles nous observons des
cristaux automorphes infra-centimétriques de quartz, de plagioclase et d'opaques. Une
telle texture est comparable aux "comb layered textures" décrites dans grand nombre de

47
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fig. 18 - Carte géologique des. massifs ultrabasiques différenciés de Mako.

48
massifs ultrabasiques différenciés (Taubeneck et al., 1960, Donaldson, 1974).
Associés à ces faciès pegmatitiques, nous avons des gabbros mésocrates d'aspect
tacheté qui affleurent sur la rive gauche de la Gambie. La roche contient des parties
sombres constituées d'amphiboles secondaires groupées en amas polycristallins et des
parties claires constituées de plagioclase, de quartz et d'oxydes relativement abondants.
A l'Est de Mako, nous retrouvons grossièrement les mêmes faciès
pétrographiques que ceux précédemment décrits; néanmoins, ils se particularisent par
l'absence d'un mégalitage magmatique dans la partie gabbroïque. La partie ba~ale est
constituée de péridotite comparable à celle précédemment décrite, la surface de cassure est
ondulée et écailleuse en réponse aux phénoménes de serpentinisation post-magmatique.
La péridotite représente la partie la plus importante du massif et sa puissance est beaucoup
plus élevée que celle décrite ci-dessus.
Au-dessus des péridotites, nous avons des gabbros d'une dizaine de métres de
puissance montrant un net enrichissement en oxydes ferro-titanés dans leur parties
supérieures.
Dans la partie supérieure du mégasill, les gabbros montrent un faciès pegmatitique
avec une texture moins grossière que celle précédemment observée dans le mégasill situé
à l'Ouest.de Mako.
A Koulountou, les massifs ultrabasiques différenciés se présentent en deux
lentilles pluri-hectométriques sub-parallèles et intensément diaclasées par la faille N-S qui
passe à l'Ouest du village. Ces fractures ont pour conséquence la serpentinisation presque
complète de la péridotite dûe en partie à l'altération météorique.
Au contact des péridotites, affleurent les gabbros de composition homogène
affleurent sur une trentaine de mètres de puissance environ. La roche mésocrate montre
une différenciation granulométrique de l'intérieur vers l'extérieur à l'échelle du massif.
Les rapports entre les massifs de gabbros et l'encaissant volcanique sont très nets,
les gabbros s'injectent dans les fractures pré-existantes dans les coulées de basaltes en
pillow témoignant de leur mise en place postérieure au volcanisme de Mako. Aucun faciès
pegmatitique n'a été observé à l'échelle du mégasill de Koulountou.
2 - 3 - 2 - Les dykes basiques
Les dykes basiques s'organisent en corps intrusifs concordants avec les structures
birimiennes. Dans le secteur de Kérékounda, les dykes de puissance métrique recoupent
les microgranites en filon plurimètrique qui sont affectés par les shear zones NE. Par
ailleurs, les dykes montrent des injections dans le microgranite et contiennent des
enclaves décimétriques de l'encaissant acide (fig. 19).
La roche est un basalte aphyrique riche en oxydes.

49
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fig. 19 - Relation entre le magmatisme calco - alcalin et les dykes basiques tardifs.
1 - volcanoclastites acides; 2 - microgranite en filon; 3 - dyke de basaltes montrant des
injections dans le microgranite; 4 - enclaves de microgranite.
2 - 3 - 2 - Conclusion
. Le fait remarquable dans ces massifs ultrabasiques différenciés de la partie
méridionale du supergroupe de Mako est l'association intime des péridotites et des
gabbros s.l. qui montre une évolution pétrographique nette d'un faciès à l'autre. Cette
évolution est marquée par la disparition de l'olivine et l'apparition de plagioclase et .
d'oxydes Fe-Ti et par l'augmentation de la taille des minéraux dans les faciès les plus
évolués. La disposition spatiale des différents faciès nous permet de reconstituer le
dispositif originel de ces massifs (fig. 20):
- une partie basale ultrabasique de nature péridotitique formant les sommets des
collines;
- une panie supérieure basique de nature gabbroïque dont le sommet est d'aspect
pegmatitique; elle constitue les flancs de la colline d'ultrabasite.
Ces différentes parties sont de puissance et de composition pétrographique variées
suivant les massifs concernés; dans le corps situé à l'Ouest de Mako, les dimensions sont
modestes et la partie basique montre une répétition cyclique de gabbros et de pyroxènites
alors que dans celui situé à l'Est de Mako et à Koulountou, les dimensions sont plus
importantes et la partie basique semble beaucoup plus homogéne.

50
A l'échelle des affleurements, les massifs montrent des variations pétrographiques
comparables aux massifs différenciés d'affinité tholéiitique décrits dans la région de
Munro Township au Canada (Arndt, 1977, Stone et al., 1987).
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fig. 20 - Disposition des faciès pétrographiques dans les mégasills différenciés de Maleo.
1 - Péridotires; 2 - Gabbros à orthopyroxène; 3 - Websrérires: 4 - Gabbros pegmatitiques.

51
2 - 4 - Conclusion générale
L'échelle lithostratigraphique schématique proposée dans les parties centrale et
méridionale du supergroupe de Mako comprend la succession suivante:
- de faibles coulées de basaltes en spinifex associées à d'importantes coulées de
basaltes en structure massive ou en pillow. La partie supérieure des coulées est recouverte
par des brèches hyaloclastiques ou des brèches de coulées au - dessus desquelles se sont
déposées des lentilles de calcaires dolonùtiques ou de quartzites,
- d'un volcanisme acide à intermédiaire à caractère explosif, les produits de nature
agglomératique ou brèchique, sont généralement acides. Il est interstratifié vers sa partie
supérieure avec des métasédiments volcanodétritiques ou grauwackeux,
- d'une assise détritique avec des passées volcanodétritiques fines qui représentent
la partie supérieure de la pile. Elle contient de rares niveaux à galets intraformationnels.
Le volcanisme basique est associé des termes hypabyssaux et plutoniques
différenciés, ils représentent l'équivalent cumulatif des basaltes en ~oulées dont il serait
co-magmatique.
Ce complexe volcanodétritique est recoupé par des filons de microgranite
généralement aux shear zones N - S à NE et un magmatisme basique à ultrabasique en
sills différenciés ou en dykes.
Ce séquence lithologique synthétique (fig. 21) se retrouve dans les parties nord du
supergroupe de Mako à quelques nuances prés (tableau 2). Il se singularise: - du secteur
de Laminia - Kaourou par l'absence de panneaux de roches amphibolito - gneissiques
interprétées comme la base de la croûte birimienne(Dia, 1988), la présence de basaltes à
spinifex et de métasédiments; - du secteur de Sonfara - Kaourou situé au voisinage du
secteur précité par l'absence de grès immatures d'aspect grauwackeux qui seraient à la
base du volcanisme birimien (Diallo, 1994, Dioh, à paraitre); - du secteur de Fouldé par
la prédominance du volcanisme calco - alcalin associé à des sédiments détritiques (Dioh, à
paraitre).
Cette lithologie se retrouve également dans d'autres sillons birimiens du domaine
Baoulé - Mossi. Elle se rapproche de celle du sillon de Niandian en Guinée par la
présence de calcaires et de basaltes komatiitiques à spinifex (Tegyey et Johan. 1989), de
celle des sillons de Toumodi (Mortimer, 1992) et de la Haute Comoé (Alric et Vidal.,
1991) en Côte d'Ivoire p,ar la présence de tholéiites magnésiennes. La succession obtenue
au Burkina Faso (Zonou, 1987) se rapproche beaucoup plus de celle du secteur de
Sonfara - Kaourou par la présence de grès immatures localisés à la base de la séquence
tholéiitique (Diallo, 1994, Dioh à paraitre).
La diversité lithologique du birimien au sein d'un même "sillon" ou entre
des "sillons" différents d'âge birimien du cration Ouest afric'ain ont amené à
plusieurs tentatives d'interprétation des contextes de mise en place (cf. tableau 2).

52
dykes basiques
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.' olcanodétritiques
métasédiments demuques a v
avec de rares passées grossières
gabbros différenciés
filon de microgranite
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fig. 21 - Coupe lithologique synthétique des parties centrale et méridionale
du supergroupe de Mako.

Tableau 2 - Etude comparative de la lithologie birimienne dans différents sillons du craton Ouest Africain.
Toumodi
Yaouré
Dabakala
Hte Comoé
Liptako
Bouroum
Larninia-
Soréto-
Sabodala-
(CIvoire)
(CIvoire)
(CIvoire)
(C. Ivoire. A/ric
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(H. Faso,
Sandi kounda
Saboussiré
Kérékounda
Mortimer (1992)
Fabre el al.
(Lemoine 1988)
àparaûre)
Sa/ah,1991)
Zonou, 1987)
(Sénégal Dia,
(Sénégal, DiaJlo,
(présente énxle)
(àparOÎJre)
1988)
1994)
Rhyolilcsdacilcs
Rhyolilcsdaciles
et
Rhyo1itesdaciles
Rhyo1ilesdaciles
el
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Acide
vo1canoc1astiles
et diorites
el
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Granitoïdes
Granitoïdes
calcoalcalines
calcoalcalines
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calcoalcalÎnes
Basaltes et
Ultrabasites
Basalles el
Ultrabasiles
Complexe
Ultrabasiles
Magmalisme
Basique
vo1canoc1astiles
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volcanoclastiles
Sédiments
Sédiments
dolériles cl
plutonique de
dolériles cl
basique el
à ultrabasique
tholéiitiques
Gabbros.
tho1éiiliques
Gabbros
Sandikounda
Gabbros
ultrabasique
Bas alles,
Sédiments
Sédiments
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!JI
tufs
Sédiments
Pyroc1 asti les
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Andésites.
Andésites,
Rhyolilesdaciles
Rhyolilesdacites
Andésites
Rhyolilesdacites
Rhyo1ilcsdacites
Volcanisme à
Rhyolilesdacites
Volcanisme
Acide
et
et
el
cl
acide
-
el
acide à
vo1canoc1astites
vo1canoc1astites
volcanoclasliles
vo1canoclasliles
Sédiments
vo1canoclaslites
Înlermédiare
calco alcalines
calcoalcalines
calcoalcal Înes
calcoalcalines
Sédiments+çarbo
Sédiments,
Basaltes
Basalles
Basaltes
Basalles
Basalles
Basalles
Pyroclasliles
nales
Basique
tholéiiliques à
tholéiitiques cl
tholéiiliques cl
lholéiiliques à
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lho1éi iliq ues,
Mélalonalile,
BasallCS
Pyrocl as ti les
tendance
brèches
brèches
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brèches
Pyroclasliles
Méladiorite
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Basalles
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basalliqucs
Sédimcnl~
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brèdlCS
ll1oléiili411CS à
Sédiments
lholéiiliques el
basalliques
tendance
pyroclas liles
Sédiments
komaliilique.
Birimien précoce
Amphibolito-
?
?
Dabakala
Dabakala
OU ante-birimien
gneiss de Sonfara
?
Contextes de
lnlraconlÎnenlal
IntraconlÎnental
Inlraconlinental
Bas .. A. Arc
Intraconlinenlal
Arc Insulaire
mise en vInce
Bas. A. Arc

54
Les environnements intracontinental ou de bassin arrière - arc sont les plus souvent
avancés, ceci en accord avec la lithologie qui débute par un birimien précoce représenté
par des panneaux d'amphibolites de Sonfara (Dia, 1988) ou par des grès immatures de
Sonfara - Kaourou (Diallo, 1944, Dioh à paraitre) au Sénégal oriental ou encore par des
formations d'âge Dabakalien au Burkina Faso (Zonou, 1987), au Liptako (Salah, 1991)
et dans le sillon de Fétékro (Lemoine, 1988).
Les résultats récents des travaux isotopiques ont amené Abouchami et al. (1990), à
interpréter l'environnement de mise en place du volcanisme du craton Ouest africain
comme celui des basaltes de plateaux océaniques qui n'ont subi aucune influence crustale.

PLANCHES

Volcanisme basique
Planche 1
A - Basaltes en pillow de Badjan (Ouest village de Mako).
Les coussins de dimensions variables ont une fonne elliptique avec le pédoncule
dirigé vers le bas et la partie concave vers le haut. Noter les différentes parties du
pillow; le cortex riche en quartz, chlorite et épidote, le pédoncule et la matrice avec des
anastomoses à remplissage de quartz, chlorite épidote liées à l'hydrothennalisme (en
ligne claire). Le matériel interpillow est presque inexistent.
B - Basaltes en pillow de Bambarandi (Nord village de Bambaraya).
Les coulées montrent des coussins de dimensions variables, les plus petits, de
diamétre décimétrique sont de fonne subarrondie, leur cortex de couleur vert-bouteille
plus claire est imprégné d'oxydes de fer. Les taches plus claires représentent
l'assemblage chlorite + épidote + quartz de type hydrothennal. Noter les individus de
plus grande taille (diamètre 30 à 40 cm ) et de forme elliptique en haut et à droite de la
photo.
C - Basaltes en pillow de Bambaraya (piste Bambaraya - Kounemba).
Les coussins de dimensions semblables ont un aspect rugueux dû à leur
caractère variolitique. La roche est recouverte par une pâtine rouge - brique riche en
oxydes de fer. Noter l'intrusion basaltique dans la partie supérieure gauche de
l'affleurement.
D - Basaltes en pillow(piste Sabodala - Kérékounda).
Le matériel interpillow est composé de chert de couleur claire à verdâtre. Noter
le remplissage de ce matériel associé à du quartz translucide dans les fractures.

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Volcanisme basique (suite)
Planche 2
E - Basaltes en pillow de Badjan (Ouest village Mako).
Hallow - layered pillow lavas. La matrice d'aspect caverneux sur quelques
coussins est marquée par des "barrettes" riches en silice et en chlorite. Le fond de la
cavité est hérissé de quartz pyramidal. Noter les fentes de retrait verticales remplies de
chlorite et d'épidote.
F - Basaltes en micro-pillow de Kounemba (Sud Sabodala).
Les micropillows qui forment la partie sommitale de la coulée sont représentés
par des coussins décimétriques de dimension homogène avec un cortex et un matériel
interpillow pratiquement inexistants.
G - Volcanoclastites basiques de Kounemba ( Sud village Sabodala).
Les volcanoclastes de nature tuffacée basique renferment des fragments
centimétriques de roches quartzitiques ou siliceuses en galets.
H - Volcanoclastites basiques de Kérékounda.
Les volcanoclastites de nature polygénique sont marquées par la prédominance
d'éléments de basaltes (taches sombres) sur les gabbros (taches sombres, en haut à
droite). Les quartzites de couleur grise(en-dessous de la piéce de monnaie au centre de
la photo) et les roches magmatiques acides de couleur claire (en bas, à droite de la
photo) sont peu abondants à l'affleurement.

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Volcanisme basique (tin)
Planche 3
1 - Agglomérats volcaniques de Mamakono.
L'affleurement est composé d'éléments de roches magmatiques à dominante
acides englobés dans du matériel basaltique. La roche est affectée par une schistosité
qui est parfois responsable de la faible rotation des éléments qui sont de dimension
centimètrique à décimètrique..
J - Volcanoclastites de Bassam (Ouassa).
Les volcanoclastites sont finement litées avec une nette séparation des parties
fine et grossiére soulignée par un lit pélitique plus clair. Dans la partie grossiére, on
note des volcanoclastes de roches magmatiques acides et des roches silceuses
essentiellement. La matrice est finement tuffacée basique.


Volcanisme acide
Planche 4
A - Volcanisme acide du village de Mako.
La roche de nature bréchique est d'aspect ignimbritique. Les éléments
agglomératiques sont de nature rhyodacitique et plus rarement microgranodioritique
englobés dans une matrice volcanique acide.
B - Volcanoclastites acides au Nord du village de Kérékounda.
La roche de texture grossiére est composée de fragments de roches magmatiques
acides (couleur claire) avec parfois de rares métasédiments. Noter l'orientation des
fragments dans le plan d'aplatissement de la roche. La matrice de couleur sombre, est
tuffacée.
C - Agglomérats volcaniques acides de Sélinkini (Ouest Khossanto).
Les éléments agglomératiques !ent des blocs de roches andésitiques à
microdioritiques parfois subarrondis cimentés par une matrice tuffacée acide. Noter
l'aspect anguleux des blocs et l'aspect chaotique de l'affleurement.

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~ ,',,
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i ·
... .

Métasédiments volcanodétritiques et détritiques
Planche 5
A - Schistes de Garakho (Ouest Khossanto).
Les schistes sont de nature siltitique d'aspect crayeux, ils se débitent en
plaquettes dans les plans de stratication de la roche. Ils sont surmontés par des
grauwacks remaniés de couleur plus sombre (bas de la photo). Noter l'aspect plissé de
l'affleurement.
B - Schistes pélitiques à galets (mi-chemin Sabodala - Kérékounda).
Les schistes de nature pélitique contiennent des galets intraformationnels de
quartzite ou de pélite indurée. La roche est riche en grain de pyrite oxydé.
C - Niveau de carbonates de Kounemba (Sabodala)
La roche est un calcaire dolomitique d'aspect caverneux, comparable aux
calcaires de Kérékounda. Le calcaire est fortement diaclasé avec des remplissages de
calcite associé à de la silice.
D - Niveau de quarzites de Koulountou (Mako - Kanéméré).
Les quartzites sont d'aspect orbiculaire avec des "ronds" de couleur claire qui
deviennent coalescents vers le sommet des quartzites. Les parties claires sont
constituées de silice faiblement associées à des carbonates.


PETROGRAPHIE

56
3 - ETUDE PETROGRAPHIQUE
Les formations birimiennes constituant l'encaissant des granitoïdes sont
représentées par un important ensemble volcanoplutonique et hypovolcanique recouvert
par des métasédiments chimiques et détritiques. Au-dessus de la séquence, nous
observons un volcanisme acide à intennédiaire de type explosif interstratifié avec des
métasédiments détritiques.
Le complexe volcanodétritique est recoupé par des massifs ultrabasiques et
basiques mis en place sous fonne de sills dans les parties méridionales du supergroupe
de Mako.
Les faciès magmatiques volumétriquement plus importants dans le domaine Ouest,
sont faiblement représentés dans le domaine Est où prédominent des épiclastites associées
au volcanisme andésitique.
Ces fonnations regroupées dans l'ensemble 1 sont plissées isoclinalement et
métamorphisées dans les faciès schistes verts (Ngom, 1985).
3 - 1 - Pétrographie de l'ensemble volcanoplutonique
L'ensemble volcanoplutonique comporte des tennes basiques de nature basaltique,
des métadolérites et des métagabbros associés à un volcanisme acide à intermédiaire
composé par des rhyodacites et d'andésites dans la partie supérieure de la pile. Il montre
des faciès variés reconnaissables de par leur texture bien conservée, leur composition
minéralogique commune est presque ou entièrement tranformée en actinote + albite +
chlorite + épidote + quartz + calcite + leucoxènes + oxydes caractéristique d'un
métamorphisme de basse température et basse pression (Bassot, 1963; Ngom, 1985,
1990; Dioh, 1986; Dia, 1988).
3 - 1 - 1 - Le complexe volcanique
Il comporte essentiellement des coulées de métabasaltes de métabasaltes
andésitiques et des métadolérites interstratifiées avec des volcanoc1astites très bien
représentées dans les parties Est des secteurs étudiés. Le volcanisme acide à caractère
explosif est presque entièrement agglomératique, il est localisé dans les parties
sonunitales de la séquence volcanosédimentaire.

57
3 - 1 - 1 - 1 - Le complexe volcanique basique
Il est formé d'importantes coulées de métabasaltes à structure massive, en pillow
ou à texture en spinifex. Ce volcanisme est associé à des métabasaltes andésitiques et à
des rhyodacites.
3 - 1 - 1 - 1 - 1 - Les métabasaltes en pillow
Ce sont des métabasaltes aphyriques trés peu vésiculaires résultant d'une mise en
place sous-aquatique relativement profonde.
Le cortex des pillows est constitué de granules d'épidote et de quartz groupés en
amas et tapissant toute la bordure du coussin. Cette "carapace" est recoupée par des
filonnets remplis de quartz parfois associé à des opaques.
En-dessous du cortex, l'épidote devient moins abondante dans le corps du pillow.
Elle est associée à de fines aiguilles d'actinote secondaire groupées en gerbes et de
leucoxène provenant de l'ouralitisation d'anciens clinopyroxènes. De rares microlites
squelettiques de plagioclase albitisé sont parfois visibles dans la roche. Le basalte est
faiblement vésiculaire et les vésicules de forme arrondie à sub-arrondie (diamétre < 2mm)
sont remplies de quartz et/ou d'épidote.
Le coeur des pillows a une texture microlitique porphyrique avec des microlites de
plagioclase ne montrant aucune orientation particulière. Les microlites de taille
millimétrique et d'aspect squelettique, sont complétement albitisés (Pl. 6 - B). Les
clinopyroxènes sont en fines aiguilles groupées en gerbes. Ils sont complétement.
ouralitisés en actinote, chlorite, leucoxène, épidote et opaques. De rares cristaux d'olivine
entièrement déstabilisés sont présents dans ce faciès.
La mésostase relativement abondante est entièrement dévitrifiée en quartz et en
chlorite; elle contient des granules d'épidote, du leucoxène et de fines aiguilles d'actinote
secondaire.
Le coeur de certains coussins présente une texture microlitique dendritique
constituée de clinopyroxène, de plagioclase et de minéraux opaques.
Les plagioclases albitisés sont en fins microlites épidotisés attestant d'une origine
plus calcique. Les microlites sont squelettiques et parfois tordus avec des macles d'albite
bien distinctes.
Les clinopyroxènes groupés en gerbe ou en éventail, montrent avec les plagioclases
une intercroissance radiale définie comme une "plumose texture" (Bryan 1972). Les
clinopyroxènes sont en voie d'ouralitisation, ce qui rend leur section chloritisée et leur
donne un aspect fibreux. Les minéraux opaques sont en fins cristaux « 0, 2mm)
disséminés sur le fond de la roche. De la chlorite brune associée à de l'épidote apparaît
par endroits en taches sur la lame (pl.6 - A).

58
3 - 1 - 1 - 1 - 2 - Les métabasaltes massifs,
La roche est un métabasalte porphyrique à texture intersertale montrant par endroits
une texture plus fine à l'échelle de l'échantillon.
Les plagioclases sont en phénocristaux ou en microlites millimétriques sans
orientation particulière. Ils sont albitisés, épidotisés et silicifiés en réponse aux
phénoménes d'albitisation. Certains individus ont leur coeur corrodé par la mésostase
(Pl.6C).
Les clinopyroxènes entièrement ouralitisés, ne subsistent que sous forme
d'amphibole secondaire et de chlorite associées à de l'épidote et des minéraux opaques.
Certains individus montrent un coeur corrodé par la mésostase volcanique.
D'autres phénocristaux ferromagnésiens (pyroxènes?) méconnaissables de par leur
degré d'altération très avancé sont d'aspect fibreux; leur section est fortement chloritisée.
La mésostase de nature hyaline contient des aiguilles de clinopyroxène
amphibolitisé, des rnicrolites de plagioclase albitisé et des granules d'épidote.
Les coulées basaltiques de Koulountou sont à texture microlitique porphyrique,
elles contiennent des enclaves de roches sédimentaires (?) ou magmatiques acides (?) (Pl.
6 D).
3 - 1 - 1 - 1 - 3 - Les métabasaltes à texture en spinifex
Ce sont des coulées différenciées, en affleurements discontinus du Sud du
gisement d'or de Sabodala jusqu'à Bransan.
Au Sud-Est de Falombo, la coulée présente successivement de la périphérie vers le
centre les variations texturales suivantes:
- une texture communémment appelée" randomly spinifex texture"; elle est
marquée par des aiguilles squelettiques d'actinote secondaire groupées en gerbes sans
orientation particulière (Pl.7 C). L'actinote qui provient de l' ouralitisation d'anciens
pyroxènes est chloritisée et parfois fibreuse. La mésostase peu abondante est
partiellement dévitrifiée. Elle contient des minéraux opaques parmi lesquels de la pyrite
cubique.
Cette texture peut apparaître plus grossière avec des aiguilles d'actinote secondaire
(> lcm) associées à des individus trapus de plus petite taille et pouvant présenter des
cavités dans leur partie centrale due à la corrosion par la mésostase (Pl.7A);
- une texture comparable à une "porphyritic spinifex texture", caractérisée par
de l'actinote secondaire infra-millimétrique, de forme trapue et à bordure effilochée ou en
fines aiguilles dans la mésostase qui est presque entièrement silicifiée. La pyrite en
cristaux automorphes et cubiques est peu abondante (Pl.7B).

59
Ces faciès décrits au niveau du gisement de Sabodala ont été regroupés dans les
basaltes de type 1 (N gom 1985); ils peuvent renfermer des "poches" à fortes
concentrations de sulfures.
3 - 1 - 1 - 1 - 4 - Les métabasaltes andésitiques
Les métabasaltes andésitiques sont en coulées d'extension modeste, ils affleurent
au NE de Mako et sur la piste Mamakono - Khossanto où, ils constituent la matrice des
agglomérats volcaniques.
Dans le secteur de Mako, les métabasaltes andésitiques ont une texture microlitique
porphyrique constituée presque essentiellement de plagioclase (Pl. 7-D).
Les plagioclases montrent différents habitus:
- en porphyroblastes tabulaires plurimillimétriques. Ils sont généralement
groupés en amas polycristallins. Les individus (oligoclase) avec des macles d'albite bien
distinctes, ont leur section tachetée de granules d'épidote parfois complétement
épidotisée. Leur bordure plus ou moins irrégulière est en partie corrodée par la
mésostase. Certains cristaux de taille plus modeste s'interpénétrent
ou même se
retrouvent en inclusion dans d'autres de plus grande taille;
- en microlites très abondants formant le fond de la roche. Leur composition
(oligoclase, andésine) semble être moins affectée par les phénoménes d'albitisation
secondaire. Les individus de dimension inframillimétrique ne montrent aucune orientation
magmatique. Ils ont un aspect squelettique parfois tordu et leur bordure est irréguliére.
Les minéraux ferromagnésiens ne subsistent que sous forme d'association de
phyllites chloritisée et épidotisée; ils sont peu abondants dans la roche.
Les minéraux opaques trés fins, sont abondants et disséminés dans toute la roche.
Dans le secteur de Sassamba, les faciès andésitiques appartiennent au complexe
andésitique explosif du domaine Est du supergroupe de Mako et constituent en partie le
ciment des agglomérats volcaniques (cf. infra.).
La roche aphyrique et de couleur vert-clair, montre au microscope une texture
microlitique porphyrique à tendance fluidale (pl. 8-E).
Les plagioclases (albite, oligiclase) constituent la fraction minérale la plus
importante dans ce type de faciès. Ils sont en microlites squelettiques de dimension infra-
millimétrique avec des individus à extrémité bifide rappelant une queue d'hirondelle. Les
sections généralement albitisées sont piquetées de grain de quartz et plus rarement
.d'épidote, comme cela a été observé dans les basaltes précités.
De la chlorite brune associée à de l'actinote et de l'épidote forment des amas
polycristallins issus· de l'ouralitisation des clinopyroxènes.
La mésostase peu abondante est recristallisée en fins cristaux de quartz et de
chlorite; elle contient des minéraux opaques (sulfures, hydroxyde de fer).

60
3 - 1 - 1 - 1 - 5 - Les volcanoclastites basiques
Elles correspondent aux volcanoclastites associées aux métabasaltes précédemment
décrits. Ce type de faciès est surtout représenté par des agglomérats volcaniques et des
hyaloclastites localisées à la partie sommitale des coulées volcaniques.
Les faciès décrits correspondent aux débris de coulées à éléments en majorité
basaltique.
Les éléments sont représentés essentiellement par des fragments de basaltes à
"plumose texture" à spinifex ou massifs comme ceux précedémment décrits (Pl. 8 F-G),
de clinopyroxénites, et plus rarement de quartzites, de microgranites et de rhyodacites.-
Les éléments recouverts par une mince pellicule d'hydroxyde de fer sont comparables
aux coulées de métabasaltes décrites dans la zone de Sabodala - Kérékounda.
La matrice complétement dévitrifiée, est silicifiée, chloritisée et épidotisée avec de
rares taches de calcite.
Les hyaloclastites sont représentées par des bréches autoclastiques formées de
fragments de pillow et/ou de pillows entiers réunis par un ciment hyaloclastique; elles
forment la partie sommitale de la coulée volcanique. A Bafoundou, les bréches sont
formées de fragments de basaltes de dimensions variables comparables aux basaltes en
pillow qui affleurent plus à l'Ouest (Badjan). Le ciment réunissant les fragments de
basaltes est de couleur vert-clair piqueté de taches d'hydroxyde de fer et sa nature est
hyaloclastique avec des fragments de sidéromélane.
3 - 1 - 1 - 2 - Les roches hypovolcaniques
Elles sont représentées par des métadolérites qui affleurent principalement aux
environs de Kounemba et de Fanoya. Leur caractéristique est la richesse relative en
oxydes de fer qui se traduit par des taches de rouille sur la roche à l'affleurement. Leur
minéralogie est composée essentiellement de pyroxènes, de plagioclase et de minéraux
opaques comme celle qui a été observée dans les basaltes porphyriques ou en pillow.
La roche montre au microscope une texture doléritique (Pl.9-D).
Les plagioclases (An 15-30%) sont en lattes plurimillimétriques avec des macles
d'albite bien nettes, à l'exception des individus en voie de saussuritisation qui sont
partiellement transformés en épidote, calcite et séricite disposés tout autour et au sein du
minéral. Certains individus sont microfracturés avec des fractures remplies de chlorite
verte. La composition calcique des minéraux secondaires montre l'origine calcique des
plagioclases.
Les pyroxènes sont presque totalement ouralitisés. Ce sont des ferroaugites
(Poldervaart et al., 1951) de composition Wo 27 - 30; En JO - 35, Fs 36 - 38. Certains

61
minéraux de grande taille· et à aspect poecilitique contiennent des inclusions de
plagioclase.
Les minéraux opaques sont relativement abondants dans la roche; ils ont une
texture en treillis et sont généralement associés aux clinopyroxènes.
3 - 1 - 1 - 3 - Les tennes felsitiques du volcanisme basique.
Ils sont représentés par de rares coulées de laves rhyodacitiques associées à des
pyroclastites relativement abondantes au Nord - Ouest du village de Mako et à Ouassa.
Leur caractère concordant et contemporain ont amené à les interpréter comme les tennes
felsitiques du volcanisme basique étudié.
La roche est en coulées massives à l'affleurement, partiellement d'aspect
pyroclastique aux environs du village de Mako. Par contre, elle est de composition plus
homogène et recoupée par le gabbro de Ouassa à Tandikounda.
A Ouassa, la roche est une rhyodacite à texture microlitique porphyrique en grande
partie oblitérée par une silicification intense.
Les feldspaths alcalins peu abondants, sont en cristaux pluri-millimétriques
montrant des macles de Carlsbad piquetées de perthites. Les plagioclases sont en cristaux
inframillimétriques, albitisés et séricitisées.
La biotite de dimension comparable à celle des plagioclases est complètement
chloritisée et ferralitisée. Les phénocristaux de quartz sont entourés de petits cristaux
jointifs de même nature fonnant un manchon tout autour du minéral; ils sont d'origine
secondaire. Le fond de la roche est finement recristallisé en quartz et en fines paillettes de
séricite (Pl. Il-B).
A Mako, la roche est une dacite à texture microlitique porphyrique marquée par des
phénocristaux et des microlites de plagioclase qui constituent la presque totalité de la
roche. Les microlites albitisés montrent une orientation magmatique fruste. Le quartz
automorphe est le plus souvent en amas polycristallins, certains individus montrent des
golfes de corrosion. Les plagioclases en phénocristaux sont associés à de l'épidote et de
la calcite provenant d'une saussuritisation assez avancée. Les minéraux ferromagnésiens
sont rares et ne subsistent que sous fonne d'amas chloritisés et ferralitisés (Pl. ll-A-C).
3 - 1 - 1 - 4 - Le volcanisme acide à intennédiaire
Cest un volcanisme à caractère presque essentiellement explosif est localisé dans la
partie intennédiaire de la séquence volcanosédimentaire. Il est représenté par des
agglomérats volcaniques d'aspect chaotique avec des éléments en blocs décimétrique à
centimétrique de nature acide à intennédiaire. Il affleure a Bafoundou au Sud du village

62
de Mako où, la roche montre des faciès ignimbritiques, à Ouassa sous forme
~t
volcanoclastique et forme les collines de Sassamba (Ouest - Khossanto).
3 - 1 - 1 - 4 - 1 - Les tufs vitroelastiques à galets
Ils sont comparables aux ignimbrites tuffacées décrites par Fabre (1984; 1985)
composées de fragments de roches magmatiques acides emballés dans une matrice
tuffacée.
La roche a une texture vitroclastique constituée de débris de minéraux peu
abondants, de fragments lithiques et d'échardes vitreuses emballés dans une matrice fine
de couleur violette (Pl. 11-D).
Le quartz est en cristaux millimétriques de forme sub-arrondie parfois esquilleuse.
." ~
."'1."..-
L'épidote se substituant à d'anciens minéraux ferro-magnésiens (amphiboles?)
automorphes est en cristaux plurimillimétriques généralement associés à des opaques.
Les fragments lithiques constituent plus de la moitié du volume de la roche; ils sont
représentés par des lithoclastes de nature, de forme et de dimensions variables. Ils
peuvent être allongés, esquilleux ou sub-arrondis et d'origine magmatique ou
sédimentaire. Les éléments magmatiques sont de type volcanique avec une texture
microlitique ou microgrenue généralement oblitérée par d'abondantes paillettes de séricite
néofonnée. Les éléments sédimentaires trés peu abondants, sont de nature pélitique.
Les ponces sont en fragments inframillimétriques allongés, parfois esquilleux, sans
orientation. Dans les faciès schistosés, elles dessinent une orientation nette en réponse à
l'aplatissement de la roche.
Les "flammes" relativement peu abondantes sont en échardes de forme variable;
elles sont généralement non déformées avec des allures excentriques.
La matrice peu abondante est finement recristallisée.
3 - 1 - 1 - 4 - 2 - Les volcanoclastites de Ouassa
Elles sont constituées de fragments de minéraux et de volcanoclastes représentant
60 à 70% du volume total de la roche, alors que la matrice peu abondante est de nature
basique.
La roche est de couleur vert à vert-clair et à granulométrie grossière.
Le quartz fréquent, a une fonne sub-arrondie à esquilleuse; sa dimension est
généralement infra-millimétrique.
Les plagioclases en cristaux supra-millimétriques parfois microfracturés, sont de
composition albitique à oligoclase. Leur section est tachetée de calcite, d'épidoteet de
fines paillettes de séricite attestant d'une origine plus basique.
Les volcanoclastes sont représentées par:

63
- des fragments pluri-millimétriques de roche de nature microgrenue acide; les
grains de quartz et de plagioclase sont corrodés par une matrice silicifiée contenant des
taches de calcite,
- des fragments de roches silicifiées (ou siliceux) très peu abondants.
La matrice relativement abondante correspond à un basalte microlitique avec une
mésostase complétement dévitrifiée en chlorite, en quartz et en minéraux opaques.
3 - 1 - 1 - 4 - 3 - Les cinérites
Les cinérites sont représentées par des tufs soudés à texture granoblastique fine.
Elles sont constituées:
- de fragments de quartz très fins « 0, 2mm) de fonne anguleuse ne
montrant aucun granoclassement à l'échelle de l'échantillon, ils sont abondants dans la
roche,
- de fragments lithiques inframillimétriques peu abondants, associés à des
opaques. Dans les faciès grossiers, les lithoclastes avec une texture microgrenue riche en
paillettes de séricite, sont très fréquents; elles sont anguleuses ou allongées et leur origine
est magmatique.
- de ciment très fin est en voie de silicification. Il renfenne de fines traînées
millimétriques riches en minéraux opaques.
Aux environs du village de Mako, les cinérites sont kaolinisées et ne renfennent
que des "fantômes" millimétriques de quartz en phénoclastes de fonne sub-arrondie à
anguleuse et
entourés par une mince couche d'opaques. Le ciment en voie de
silicification, contient des amas polycristallins de quartz associés à des phyllites et de
rares opaques. Ces figures fréquentes dans les pyroclastites acides sont interprétées
comme d'anciens sphérolites issues de l'oblitération des structures vitroclastiques
(Baouch, 1984; Zonou, 1987).
3 - 1 - 2 - Le complexe plutonique basique associé
Il est représenté par des métagabbros en massifs concordants et intrusifs avec les
coulées de basaltes. Leur relation assez imbriquée et leur passage latéral avec les coulées
basiques ont pennis de les considérer comme les équivalents plutoniques des basaltes.
Les gabbros sont des corps ubiquistes dans le supergroupe de Mako dont la mise
en place est contemporaine du volcanisme basique (Diallo, 1982, 1994 ; Debat et al.,
1984; Ngom, 1985; 1989; Dioh, 1986; Dia; 1988). Les métagabbros sont généralement
en massifs différenciés où le clinopyroxène constitue la presque totalité de la phase
ferromagnésienne.

64
Dans les faciès les plus évolués, les clinopyroxènes poecilitiques associés à des
plagioclases et des oxydes constituent la paragenése magmatique des stades ultimes de
cristallisation.
Par ailleurs, dans le domaine Est, les massifs de gabbros sont de forme lenticulaire,
de composition presque homogéne à l'échelle de l'affleurement. La roche est un gabbro à
olivine formée principalement de clinopyroxènes associés à des plagioclases et des
minéraux opaques relativement abondants.
3· 1 - 2 - 1 - Les massifs de gabbros différenciés.
Ils se présentent en massifs composite formés d'association de termes
ultrarnafiques à mafiques et felsitiques. Les termes ultrarnafiques sont représentés par des
gabbros à olivine et des clinopyroxénites, tandis que les termes mafiques à felsitiques
sont des gabbros et des diorites quartzifères.
3 • 1 - 2 - 1 - 1 - Les gabbros à olivine
lis sont représentés par des massifs en forme de lentille montrant une composition
minéralogique presque homogène à l'échelle de l'affleurement.
La roche a une texture grenue, constituée d'olivine (10-15%) en cristaux de forme
hexagonale entièrement serpentinisés. Les c1inopyroxènes (40-45%) sont en cristaux
automorphes de taille infra-millimétrique inclus dans d'autres phénocristaux poecilitiques
en voie d'ouralitisation. Les plagioclases (35-40%) en lattes infra-centimétriques sont
entièrement saussuritisés; ils sont en inclusion dans les clinopyroxènes poecilitiques dont
le contact est marqué par une bordure réactionnelle. Les minéraux opaques relativement
abondants (5-10%) sont tardifs; ils sont associés aux clinopyroxènes poecilitiques (PIs.
9A-B).
3 - 1 - 2 - 1 - 2 - Les clinopyroxènites
Les clinopyroxènites affleurent dans les massifs de Ouassa et de Mamakono. Elles
sont essentiellement constituées de clinopyroxènes en cristaux automorphes le plus
souvent transformés en un assemblage d'actinote, épidote, chlorite et leucoxène.
La bordure du minéral d'aspect effiloché, est soulignée par des minéraux opaques
et les espaces intercristallins sont finement recristallisés en quartz. Ces faciès holo à
mélanocrates souvent très localisés sont considérés comme les termes précoces du
massif.
Les clinopyroxénites des massifs de Mamakono et de Ouassa montrent au
microscope une texture grenue. Les clinopyroxènes en cristaux porphyriques et

65
automorphes sont des endiopsides calciques (Poldervaart et al., 1951) de composition
Wo 41 - 44 ; En 45 - 50, Fs 7 - 10 dans le massif de Ouassa, alors qu'ils sont à la limite
diopside - salite (Wo 43 - 44; En 45, Fs 10) dans celui de Mamakono.
3 - 1 - 2 - 1 - 3 -Les gabbros mésocrates
Ils constituent les faciès les plus représentatifs des massifs de gabbros étudiés. La
roche est mésocrate et présente parlois des litages magmatiques plus ou moins nets avec
des niveaux riches en pyroxène et des niveaux plus leucocrates de nature feldspathique.
Les termes les plus évolués sont pegmatitiques; ils sont de composition quartzo-
feldspathique riches en oxydes avec de rares cristaux prismatiques de clinopyroxènes.
Signalons que ces gabbros peuvent montrer des différenciats granophyriques
(Tambanoumaya) ou bien évoluer jusqu'à des diorites quartziques (Ouassa).
Les gabbros mésocrates du massif de Mamakono sont constitués:
- de clinopyroxène inframillimétrique peu abondant en cristaux automorphes
généralement
en inclusion dans d'autres individus en phénocristaux parfois
poecilitiques. Ces derniers sont des augites de composition Wo 41; En 42 - 47, Fs II -
15. Ces porphyroblastes sont sévèrement ouralitisés en amphiboles secondaires d'aspect
fibreux et en opaques,
- de plagioclase presque entièrement saussuritisé en cristaux tabulaires
millimétriques inclus dans les clinopyroxènes poecilitiques;
- de minéraux opaques peu abondants, sont en cristaux automorphes ou en
fines trainées dans les espaces intercristallins.
Les lits leucocrates contiennent de rares cristaux de clinopyroxène prismatiques
associés à des plagioclases saussuritisés eux-même définissant une texture granophyrique
avec le quartz.
Les gabbros mésocrates du massif de Ouassa sont en phénocristaux tabulaires
parfois en lattes avec des sections intensément ouralitisées:
- de clinopyroxènes montrant une grande variété compositionnelle allant des
Mg-augites aux augites riches en fer de composition Wo 25 - 35; En 43 - 45, Fs 16 - 30.
Les individus les plus ferriféres sont ceux qui sont en lattes;
- de plagioclase (oligoclase, andésine) relativement plus abondant que les
clinopyroxènes presques entiérement albitisés ; ils sont groupés en amas et semblent être
englobés par les clinopyroxènes.
Les faciès pegmatitiques sont constitués de phénocristaux de clinopyroxène en voie
d'ouralitisation. Les clinopyroxènes peuvent contenir des inclusions de plagioclases
tabulaires presque entièrement saussuritisés. Le quartz xénomorphe tapisse le fond de la
roche ou est en association granophyrique avec les plagioclases. Les minéraux opaques

66
relativement abondants sont associés aux clinopyroxènes poecilitiques. D'abondants
granules d'épidote secondaire occupent les espaces intercristallins (Pl. 9-C).
Le massif de gabbro de Ouassa est un peu différent de celui de Mamakono décrit ci-
dessus de par son caractère plus différencié jusqu'à des termes dioritiques. Ce sont des
diorites quanziques à texture granophyrique constituées d'abondants cristaux
millimétriques de plagioclase généralement zonés avec un coeur saussuritisé et une
bordure albitique fine. Les plagioclases montrent par endroits des associations
granophyriques avec le quanz. La roche contient des cristaux de clinopyroxène
ouralitisés et d'abondantes paillettes de séricite.
Le gabbro de Tambanoumaya montre des faciès de différenciation granophyriques.
Les faciès leucocrates d'aspect pegmatitique sont caractérisés par un assemblage quartzo-
feldspathique en texture granophyrique associés à du sphéne et d'épidote. Les minéraux
opaques en treillis sont en excroissance sur les clinopyroxènes déstabilisés des faciès
granophyriques.
Le gabbro de Soukounou se singularise par la présence de microcline interstitiel
(20 % de la composition modale) d'aspect poecilitique et renfermant de petits cristaux de
plagioclase prismatique et de la hornblende comme minéral ferromagnésien.
3 - 1 - 3 • Conclusion
Le complexe volcanoplutonique des parties centrale et méridionale du supergroupe
de Mako représente une série magmatique basique caractèrisée par un fractionnement de
type gabbroïque : ± olivine + cpx + plag. + oxydes (tableau n03).
Le volcanisme basique comprend des termes peu évolués (basaltes en spinifex) à
clinopyroxène et oxydes et des termes plus différenciés à clinopyroxène, plagioclase et
oxydes.
Une telle variation minéralogique se retrouve dans les gabbros différenciés associés
faciès
ultrabasiques
faciès basiques
Ouest
Gabbros à olivine
Khossanto
olivine + cpx 1 + plag. + cpx 2
Ouassa
CliMpyroxènites
Gabbros cpx 1 + plag + cpx 2 + oxy.
cpx ± oxy.
Diorites cpx + plag. + quartz ± oxy.
CliMpyroxènites
Mamakono
Gabbros tpx 1 + plag + cpx 2 + oxy.
cpx ± oxy.
Volcanisme
Basaltes à texture de spinifex
Basaltes massifs ou pillow
basique
cpx + oxy.
cpx + plag + oxy.
tableau nO 3 - Ordre de cristallisation des paragenèses magmatiques dans le complexe
volcanoplutonique de Mako.(OI. olivine, Cpx. clinopyroxène, Opx. orthopyroxène,
Pl. plagioclases, , Oxy. oxydes de fer).

67
au voicanislllè. Les faci~s ks plus primitifs de ces massifs sont repr~sent~s par des
clinopyroxènitès. alors 4ue. dans ILs terllles les plus évollJ~s, nous avons dèS
clinopyroxènes associés à des plagioclases et des oxydes. Les c1inopyroxènes montrent
deux génùations de cristaux: la première est automorphe et de petite taille et la seconde
poçciliti4ue. est de grande taille généralement associ~e à des oxydes.
Cet ordre de cristallisation est différent de celui observé dans le sillon de Bouroum -
Yalogo au Burkina Faso, qui est caractèrisé par la cristallisation de l'olivine et de
plagioclase avan t celle des pyroxènes (Zonou, 1987). U ne telle para genèse magmatiq ue
est caract~risti4ue des basaltes tholéiiti4ues des planchers océaniques où, la cristallisation
des olivines, des spinelles ou des plagioclases est suivie par celle dèS augites et des
oxydes krrotitan~s typi4ue d'un fractionnement sous de faible pression (Wilkinson,
1982. Bryan, 1983).
3 - 2 - Pétrographie des \\'olcanosédirncnts et roches associées
Les métasédiments du domaine Ouest sont représentés par des associations de
métasédiments détriti4ues fins à grossiers de nature pélitique (PI. 12A-B-C), de rares
niveaux 4uartzitique et carbonatés locali~s à la partie sommitale des coulées.
Ici nous ne retiendrons que les épiclastites du domaine Est des panies centrale et
méridionale du supergroupe de Mako. Elles sont caractérisées par une importante
accumulation de lithoclastes et de phénoclastes provenant du démantellement de certains
niveaux de la séquence lithologique du supergroupe de Mako.
3 • 2 - 1 - Les métagrauwackes
t -
La roche a une structure hétérogranulaire généralement grossière (Pl.I OE - 12.0).
Les lithoclastes généralement acides constituent la fraction la plus imponante dans
la composition de la roche. Ils sont représentés par:
- des fragments de roches gréso-pélitiques fonnés de fins cristaux de quartz
arrondis à sub-arrondis moulés dans un ciment pélitique riche en séricite. Les élémentS de
dimension comprise entre 0,2 à 2,5 mm sont peu abondants. Certains individus peuvent
montrer une structure interne;
- des fragments de basaltes à texture de "porphyritic spinifex" où ne
subsistent que des pyroxènes ouralitisés associés à de la chlonte et de l'épidote. Ils sont
fusifonnes et leur taille est plurimillimétrique. La matrice est entiérement silicifiée;
- des fragmems de basaltes à texture microlitique avec une mésostase hyaline;
- des fragments de basaltes à texture microlitique fluidale. Les microlites de
plagioclase sont d'aspect squelettique avec des individus à extrémité bifide. D'autres sont

68
en lattes avec leur section partiellement corrodée. Les minéraux ferro-magnésiens sont
automorphes presque enùèrement serpenùnisés. La mésostase est hyaline;
- des fragments de basaltes andésitiques;
- des fragments de rhyodacite à texnrre microlitique porphyrique;
- des fragments de roche dioritique affectés par une silicification secondaire;
- des fragments de microgranite leucocrate avec des lattes de plagioclase dans
une matrice quartzofeldspathique microcristalline.
Les minéraux relativement peu abondants. sont représentés par des phénoclastes:
- de plagioclases saussuritisés avec parfois des taches de quartz épitaxique;
- de feldspaths alcalins peu abondants avec leur macle de Carsbad bien nette
ou bien de nature penhitique;
- du quartz à extinction roulante associé à des individus à texture
sphérolitique; .
- de rares minéraux ferromagnésiens (biotite?) transfonnés en chlorite et en
opaques.
Le ciment d'aspect granoblastique. est en voie de silicification; il est riche en
minéraux phylliteux avec de rares taches de calcite.
De par sa composition. la roche est un grauwack litho-feldspathique.
Dans les faciès remaniés. la roche a une structure hétérogranulaire; elle se présente
en lits centimétriques qui alternent avec les métasédiments pélitiques fins. Ces faciès se
distinguent des grauwackes litho-feldspathiques par le caractére sub-arrondi à émoussé
des lithoclastes. témoignant d'un transport relatif entre leur source et leur milieu de dépôt
Les lithoclastes sont:
- des microgranites constitués de lattes de plagioclase albitisé. de la
hornblende verte de fonne allongée ou losangique montrant des clivages caractéristiques
et des micas complétement déstabilisés. La matrice quartzo-feldspathique et finement
cristallisée est imprégnée d'hydroxyde de fer et riche en minéraux phylliteux;
- des basaltes à texture microlitique avec une mésostase hyaline;
- des basaltes à texture microlitique porphyrique. Ils sont constitués de
microlites de plagioclase albitisé et de pyroxène ouralitisé en amphibole secondaire et en
opaques. La mésostase est parsemée de fines aiguilles d'actinote.
Le ciment grauwackeux est riche en chlorite et en minéraux micacés.
De par la nature de leur composition. nous pouvons considérer ce faciès comme
des grauwackes remaniés.
3 - 2 - 2 - Conclusion
Les métasédiments détritiques montrent un caractère immature trés peu évolué. Ils
contiennent des lithoclastes à débris de roches magmatiques et de fragments de minéraux

69
emballés dans un ciment quartzofeldspathique. Leur origine résulterait en majorité des
i
produils de démantellement des édifices magmatiques de mise en place synchrone de
Sabodala - Kérékounda.
Le fait remarquable est la représentativité des éléments acides dans les clastes au
détriment du magmatisme basique qui est faiblement représenté dans la partie supérieure
de la pile voicanosédimentaire.
L'absence de granoclassement et d'ahemances rythmiques dans les métasédiments
s.l. associée à leur caractére immature indiquerait une sédimentation rapide dans un
bassin agité dont le matériel provient en partie du démantellement des édifices
magmatiques du domaine Ouest
3 - 3 - Pétrographie du magmatisme tardif de Mako
Le magmalÏsme tardif affleure en massifs lenticulaires anciennement cartographiés
comme des péridotites aux environs de Mako-village. à Koulountou et à Dioundioukonko
(Bassot, 1963) ,ou en dykes basiques généralement riches en fer.
Le caractère différencié de ces massifs déjà évoqué par Arnould (1959), se traduit
par la reconnaissance de deux zones bien séparées (figs. 22 - 23):
- une zone basale péridotitique, volumétriquement plus épaisse, formant les
sommets des colline~~
- une zone supérieure gabbroïque, relativement moins importante et localisée
sur les flancs des collines~ elle est surmontée par des faciès pegmatitiques.
La transition entre ces deux zones est progressive, elle se marque par la disparition
de l'olivine et l'apparition de plagioclase et d'oxydes dans la partie basique de ces
massifs.
Le caractère différencié et la disposition spatiale entre les différents faciès de ces
massifs de dimension plurikilométrique d'une part, leur rapport intrusif et subconcordant
avec l'ensemble vokan.osédimentaire d'autre part, nous ont amené à envisager un mode
de mise en place comparable à ce1ui des sills différenciés.
3 - 3 - 1 - La zone péridotitique
Elle est marquée par un important fractionnement de l'olivine. Les différents faciès
varient des wehrlites aux Iherzolites d'aprés la nomenclature de Streckeisen (1976).
3 - 3 - 1 - 1 - Les wehrlites
Les wehrlites forment la partie basale du massif situé à l'Ouest du village de Mako~
elles montrent au microscope une texture d'hétéradcumulat (Wager, 1968).

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fig. 23 - Variations minéralogiques dans les différents faciès du sill situé à l'Est de Maleo.

72
L'olivine en proponions variables (55 - 65%) est en phase cumulus avec des
cristaux de forme rectangulaire à hexagonale. Les cristaux (0,5 - 2 mm) sont
partiellement ou entièrement tranformés en serpentine qui forment un manchon tout
autour du minéral et envahit les microfractures pré-existantes. La serpentine néoformée a
une texture amorphe rarement maillée, elle est associée à de la magnétite en cristaux
automorphes ou à de fines traînées d'hématite sur la section du minéral (Pl. 13 - A).
Les clinopyroxènes (30-45%) intercumulus sont en cristaux poecilitiques
ouralitisés en amphibole secondaire, en chlorite, en leucoxène et en opaques.
Les minéraux opaques « 3%) sont en fines aiguilles tardives associées aux
clinopyroxènes ou sont des produits d'altération de l'olivine.
3 - 3 - 1 - 2 - Les Iherzolites
Elles forment les panies basales des massifs situés à l'Est du village de Mako et de
Koulountou.
Dans le massif situé à l'Est de Mako, les Iherzolites montrent une texture
d'hétéradcumulat (Pl. 13 C)
L'olivine (57%) cumulus est en cristaux automorphes de forme sub-arrondie à
hexagonale généralement inframillimétrique à l'exception de rares individus supra-
millimétriques. Les cristaux de plus petite taille sont souvent en inclusion dans les
pyroxènes intercumulus. L'olivine est presque entièrement serpentinisée chez les
individus de grande taille, alors que ceux de petite taille sont frais et montrent une
bordure réactionnelle avec le pyroxène hôte.
Les clinopyroxènes (33%) sont en cristaux poecilitiques avec des teintes de
polarisation dans les jaune-oranger, bleu" brunâtre généralement oblitérées par les
phénomènes d'ouralitisation qui donnent à leur section amphibolitisée et chloritisée un
aspect fibreux. Cenains individus exhibent à leur bordure des franges d'amphibole
secondaire avec des plans de clivage caractéristiques, qui par endroits, peuvent envahir
toute la section du minéral.. ' '
Les orthopyroxènes (,l 0%) sont en cristaux poecilitiques le plus souvent associés
aux clinopyroxènes; ils s'en distinguent de par leur teinte de polarisation dans les gris et
leur e~tinction droite..
Les minéraux opaques sont peu abondants, il s'agit de la magnétite automorphe ou
des produits résultant de la serpentinisation des olivines.
A Koulountou, les.Iherzolites sont fonement serpentinisées par l'action des failles
NS. La roche a une texture d'adcumulat (Pl. 13-D).
L'olivine (40~5%) en phase cumulus, est en cristaux millimétriques de section
hexagonale à sub-arrondie. Les individus en phénocristaux sont plus affectés par la

73
serpentinisation que ceux de plus petite taille. La serpentine rarement maillée est associée
à des minéraux opaques.
Les clinopyroxènes (30-40%) sont en cristaux automorphes de même taille que
celle des cristaux d'olivine ou xénomorphes à tendance poecilitique. Les individus
xénomorphes sont les plus affectés par les phénoménes d'ouralitisation qui les
transforment en amphiboles secondaires et en chlorite localisées en bordure ou sur les
clivages du minéral.
Les orthopyroxènes (20-30%) ont un caractère nettement poecilitique et sont le plus
souvent en bordure des clinopyroxènes, ils contiennent des inclusions d'olivine. Les
opaques (<5%) sont xénomorphes en fines trainées associés aux pyroxènes ouralitisés.
3 - 3 - 2 - La zone gabbroïque
Elle est caractérisée par différents faciès composés de gabbros à orthopyroxène
et/ou de webstérites (d'après la nomenclature de Streckeisen, 1976) surmontés par des
gabbros pegmatitiques.
Plus à l'Ouest de Mako, la zone gabbroïque se singularise par un mégalitage
marqué par une alternance de gabbros à orthopyroxène et de webstérites, alors qu'à l'Est
de Mako et à Koulountou, elle est de composition plus homogène.
3 - 3 - 2 - 1 - Les webstérites
Les webstérites ne sont présentes que dans la zone gabbroïque du massif situé à
l'Ouest de Mako où, elles apparaissent à deux niveaux différents (inférieur et supérieur)
et en alternance avec des gabbros à orthopyroxène. Elles montrent les mêmes phases
minéralogiques que les gabbros à orthopyroxène associés, mais se distinguent de par la
quasi-absence de plagioclase dans leur composition modale.
La roche a une texture grenue (Pl. 13-B) constituée de clinopyroxènes (>80%) en
cristaux automorphes généralement ouralitisés en amphibole secondaire, chlorite et
épidote; certains individus montrent une auréole d'amphibole de couleur verte tout autour
du minéral.
Les orthopyroxènes (15-20%) sont généralement en cristaux de plus grande taille
(>2 mm) que les clinopyroxènes; ils contiennent de petits cristaux de clinopyroxènes en
inclusion. Les plagioclases (>5%) sont en cristaux allongés ou trapus parfois groupés
en amas au sein des minéraux ferro-magnésiens. Les minéraux opaques sont très peu
abondants.

74
3 - 3 - 2 - 2 - Les gabbros à onhopyroxène
Honnis dans le massif situé à l'Ouest de Mako où ils alternent avec les webstérites,
les gabbros à orthopyroxène représentent le faciès commun des zones gabbroïques des
massifs situés à l'Est de Mako et à Koulountou.
A l'Ouest de Mako, les gabbros à onhopyroxène sont constitués de (Pl. 10-1):
- plagioclase (50-55%) en lattes de quelques dixièmes de millimètre. Les
individus sont groupés en amas polycristallins et leur section, entièrement saussuritisée,
est entourée d'un liséré albitique. De l'albite fraîche est interstitielle entre les cristaux d~
plagioclases;
- clinopyroxène (55-60%) en cristaux automorphes et trapus; leur taille est
voisine de celle des plagioclases. Les individus ont leur bordure effilochée et irrégulière
en réponse aux phénoménes d'ouralitisation qui les transforment en amphibole
secondaire, chlorite, épidote et minéraux opaques. Ils contiennent parlois des inclusions
de plagioclase déstabilisé;
- orthopyroxènes (5-10%) sont en section rectangulaire presque entièrement
ouralitisés; ils sont de plus grande taille (2-3mm) que les cristaux co-existants. Les
onhopyroxènes ont des teintes de polarisation dans les jaunes et une extinction droite qui
les distinguent des clinopyroxènes;
- oxydes de fer (1-5%) sont peu abondants, les leucoxènes résultant de leur
produit d'altération indique un cenain pourcentage en ilménite dans leur composition.
Vers le sommet de la zone gabbroïque, la roche montre des compositions modales
plus faibles en plagioclase (40-45%) et plus élevées en orthopyroxène (10%) et en
opaques (5%). Les pyroxènes sont partiellement interstitiels et semblent englober les
plagioclases en amas polycristallins.
A l'Est de Mako, la zone gabbroïque est composée essentiellement de gabbros à
orthopyroxène qui évoluent vers des ferrogabbros à leur partie supérieure.
La partie inférieure est constituée:
- de plagioclase (55-60%) en lattes millimétriques groupées en amas avec des
individus saussuritisés; de l'albite remplit les espaces intercristallins,
- de clinopyroxène (30-35%) en cristaux xénomorphes; ils englobent ou
contiennent des inclusions de plagioclases et leur taille est supérieure à celle des
plagioclases;
- d'orthopyroxènes (10%) en cristaux automorphesparlois isolés contenant
parlois des inclusions de clinopyroxène. Les pyroxènes ouralitisés ont un aspect fibreux
le plus souvent souligné par des fines trainées d'hydroxyde de fer marquant les lignes de
clivage;
- de minéraux opaques peu abondants, sont associés aux clinopyroxènes.

75
La partie médiane a la même minéralogie que la partie sous-jacente mais de
granulométrie plus grossière.
- Les plagioclases (35-40%) saussuritisés ont le même habitus que dans le
faciès précédemment cité,
- Les clinopyroxènes (40%) sont xénomorphes et plus rarement
automorphes,
- Les orthopyroxènes (20%) sont en cristaux automorphes isolés et d'aspect
fibreux,
- Les minéraux opaques relativement abondants, sont interstitiels entre les
plagioclases.
La partie supérieure est un ferrogabbro marqué par l'absence d'orthopyroxène et
l'abondance de minéraux opaques en cristaux automorphes tardifs dans la composition
modale de la roche. Ils peuvent atteindre plus de 20% du volume total de la roche.
- Les plagioclases (albite, oligoclase) sont fracturés avec des macles encore
bien distinctes; ils sont parfois en association granophyrique avec du quartz peu
abondant,
- Les clinopyroxènes sont automorphes et contiennent parfois des
plagioclases en inclusion. Ils sont généralement associés à des opaques.
A Koulountou, les gabbros à orthopyroxène ont la même minéralogie que ceux
précédemment décrits.
- Les plagioclases en lattes millimétriques, sont groupés en amas
polycristallins et leur section albitisée contient des granules d'épidote et de quartz,
- Les clinopyroxènes en cristaux xénomorphes occupent les espaces
interstiels entre les plagioclases et certains individus automorphes montrent des macles
bien distinctes. Ils sont affectés par les phénoménes d'ouralitisation qui sont plus
effectifs chez les individus xénomorphes,
- Les orthopyroxènes
souvent associés aux clinopyroxènes, sont
automorphes et d'aspect fibreux; leur section est entiérement ouralitisée,
- Les minéraux opaques sont partiellement transformés en leucoxène et ont
une textUre en treillis.
3 - 3 - 2 - 3 - Les gabbros pegmatitiques
Les gabbros pegmatitiques ont été identifiés dans les parties périphériques des
massifs de Mako. Leur composition modale est marquée par l'absence d'orthopyroxène.
A l'Ouest de Mako, le passage continu et progressif des webstérites les plus
.externes aux gabbros pegmatitiques est marqué par l'augmentation de la composition
modale des oxydes et de l'accroissement de la taille des minéraux dans la roche. La
disposition texturale de ces ininérauxest comparable au "comb layered texture" fréquente

76
dans les parties périphériques des intrusions différenciées (Lofgren et Donaldson. 1975;
.. ,.
Taubeneck et Poldervaart. 1960).
Par ailleurs, les gabbros en "comb layered texture" contiennent des "poches" de
gabbros pegmatitiques de couleur sombre à aspect tacheté riches en oxydes.
Dans la partie inférieure de ce niveau nous avons:
- des clinopyroxènes automorphes plurimillimétriques, certains individus
montrant des macles parfois tordues, leur section est presque entièrement ouralitisée en
amphiboles secondaires;
- des plagioclases automorphes de grande taille (> 4mm) entièrement
saussuritisés séricitisés et épidotisés attestant d'une composition originelle plus calcique.
D'autres individus déstabilisés de dimension plus modeste (1-2 mm) sont entourés d'un
liséré albitique qui montre des figures branchues très fines et d'aspect squelettique
c.;..
pouvant être attribuées à une cristallisation rapide à partir d'un nucleus (Baker, 1979).
Par ailleurs, certains montrent des intercroissances granophyriques avec le quartz
traduisant ainsi une possible cristallisation du magma à la composition cotectique (Pl.
14-E);
- des minéraux opaques partiellement transformés en leucoxène, sont en
treillis fins ou parfois en excroissance sur les clinopyroxènes;
- de rares cristaux automorphes d'apatite sont parfois associés aux amas
quartzofeldspathiques.
Le fond de la roche est constitué d'une matrice recristallisée en épidote, quartz et
oxydes.
Vers la partie sommitale, le caractère pegmatitique devient plus prononcé. Il est
marqué par de grands cristaux prismatiques de clinopyroxène disposés en gerbes entre
lesquelles se détachent des cristaux de quartz et de plagioclase de dimension plus modeste
(Pl., 14-F).
- Les clinopyroxènes transformés en amphiboles secondaires sont de teinte
rouge à brunâtre avec des macles bien distinctes. Leur bordure irrégulière est corrodée
par la matrice dévitrifiée.
- Les plagioclases peu abondants sont en lattes albitisées ou en association
granophyrique avec le quartz. Ce dernier peut également se présenter en cristaux
globuleux pluricentimétriques.
- Le fond de la roche est riche en fines aiguilles d'amphibole secondaire, en
chlorite verte parfois brune d'aspect fibroradié, en minéraux phylliteux et en granules
d'épidote. Il contient des oxydes peu abondants (Pl. 14-G).
Les faciès gabbroïques associés aux gabbros pegmatitiques sont constitués de
plagioclase (oligoclase) en amas polycristallins avec des individus automorphes en voie
d'albitisation. Ils sont parfois microfracturés et les microfractures sont colmatées par de
la prehnite. Les sections albitisées sont piquetées d'épidote et de quartz. Les

77
clinopyroxènes en phénocristaux sont presque entiérement transformés en amphiboles
secondaires et les minéraux opaques sont abondants.
Dans le massif situé à l'Est de Mako, la roche a une "comb layered texture"
constituée de clinopyroxène en cristaux allongés, groupés en gerbes entre lesquels nous
avons de petits cristaux de quartz et de plagioclase (pl. 14-H).
Les clinopyroxènes sont, soit en aiguilles pluricentimétriques avec des macles bien
nette, ils polarisent dans les jaune-oranger, soit en phénocristaux de section rectangulaire
plus ou moins ouralitisée entourés d'un manchon de chlorite verte. Les individus les plus
affectés par les phénoménes d'ouralitisation sont d'aspect fibreux et leur section est
entièrement amphibolitisée, chloritisée et épidotisée.
Les plagioclases sont en cristaux automorphes de section allongée dépassant
rarement le double millimètre. Ils sont affectés par une saussuritisation intense qui
oblitère leur macle polysy.nthétique. De l'albite interstitielle remplit les espaces
intercristallins.
Le quartz peu abondant est automorphe, il est en cristaux millimétriques ou en
plages granophyriques associées aux plagioclases.
Les minéraux opaques montrent une texture en treillis comme celle observée dans
les gabbros à orthopyroxène sous-jacents.
La matrice peu abondante, est constituée d'aiguilles d'amphibole secondaire, de
chlorite, de leucoxènes et d'opaques.
3 - 3 - 3 - Conclusion
La disposition spatiale des différents faciès pétrographiques et les variations dans
les différentes paragenéses nous ont permis de donner l'ordre de cristallisation suivant:
L'olivine cumulus est précoce dans toutes les séquences de cristallisation.
Les clinopyroxènes intercumulus parfois poecilitiques dans la zone péridotitique
persistent jusqu'aux termes ultimes de la différenciation, alors que les orthopyroxènes
beaucoup moins abondants ont un champ de cristallisation plus restreint. Les
clinopyroxènes montrent deux générations de cristaux: la première discrète, est
généralement en inclusion dans une deuxième à caractère poecilitique. L'absence
d'exsolutions montre que les pyroxènes étaient en équilibre avec le liquide lors de leur
cristallisation.
Les plagioclases absents dans la zone péridotitique, sont présents dans toute la zone
gabbroïque. Ils sont groupés en amas polycristallins et semblent être englobés par les
pyroxènes dans les gabbros à orthopyroxène. Par ailleurs, dans les faciès pegmatitiques,
ils sont entourés d'un liséré albitique montrant des figures branchues et squelettiques
témoignant d'une cristallisation rapide de jus albitique résiduel.

78
Les minéraux opaques sont relativement abondants dans la zone gabbroïque. Ils
sont interstitiels à la base et deviennent automorphes et tardifs dans les ferrogabbros.
Dans les faciès pegmatitiques, ils sont généralement en treillis associés aux
clinopyroxènes poecilitiques.
Le quartz généralement en association granophyrique avec le plagioclase, est
beaucoup plus rarement en cristaux isolés dans les faciès de fin de cristallisation.
L'apatite très peu abondante, est associée aux faciès granophyriques.
Le litage magmatique et les variations cryptiques observés laissent supposer que la
mise en place de ces massifs s'est faite par simple sédimentation des minéraux sous
l'effet de la gravité (Wagner et Brown. 1968; Mc Birney et Noyes. 1979).
- Les wehrlhites et les Iherzolites sont donc des produits d'accumulation
massive de minéraux basiques tels que l'olivine au fond de l'intrusion.
- La zone basique de nature gabbroïque résulte en partie de la flottation des
plagioclases et de la cristallisation du liquide résiduel entièrement dépourvu d'olivine, ce
qui explique le passage brutal de la zone ultrabasique à la zone basique. Une telle
disposition des termes pétrographiques et leur caractère relativement pauvre en
onhopyroxène les rapprochent des massifs tholéiitiques différenciés de Munro Township
au Canada (Arndt, 1977; Stone et al. 1987). Par contre, ils se distinguent des autres
massifs ultrabasiques tholéiitiques de par la composition modale relativement élevée en
onhopyroxène; exemples: Stillwater, Bushveld et Skaergaard (Wager et Brown. 1968;
Page 1977; Ouedraogo 1982), qui dénote d'un caractère plus siliceux du magma.
Si les résultats lithostructuraux montrent le caractère tardif des mégasills
ultrabasiques différenciés de Mako, leur évolution pétrographique est comparable à celle
du complexe volcanoplutonique basique. En effet, cette évolution est caractèrisée par des
processus de cristallisation fractionnée typique d'un fractionnement gabbroïque à basse
température. Ce qui laisse prévoir une source commune et le magmatisme tardif aurait
évolué dans des conditions hypabyssales.
OuestMako
EstMako
Koulountou
Zone ultra
Lherwlites
Wehrlites
Lherzolites
basique
01.+ Opx+ Cpx.
01.+ Cpx.+ Oxy.
01.+ Opx+ Cpx.+ Oxy
Péridotitique
+Oxy.
Gabbros à oPX
Gabbros à 0px
Gabbros à opx
Zone
+ Opx ± Cpx1 + Pl. +
+ Opx ± CpXI. + Pl.
+ Opx ± CPXI + Pl.
Basique
CpX2.+ Oxy.+ Q + Ap.
+ CpX2.+ Oxy.+ Q.
+ CpX2.+ Oxy.+ Q.
Gabbroïque
Webstérites
+ Opx + Cpx.+ Pl.
±Oxy.
tableau nO 4 - Ordre de cristallisation des paragenèses magmatiques des mégasills de Mako.
(01. olivine, Cpx. c1inopyroxène, Opx. onhopyroxène, Pl. plagioclases,
Q. quartz, Ap. apatite, Oxy. oxydes Fe).

PLANCHES

Pétrographie du volcanise basique .
Planche 6
A - Basaltes en "plumose texture" de Sabodala
La roche en "plumose texture" est composée de clinopyroxène en gerbes associé
à des microlites de plagioclase squelettiques. La mésostase est riche en granules
d'épidote de couleur rouge-oranger.
B - Basaltes microlitiques de Sabodala
La roche montre une texture microlitique avec les clinopyroxènes jaunâtre est en
voie d'ouralitisation, les plagioclases en microlites albitisés sont de couleur plus claire.
La mésostase peu abondante est déstabilisée en épidote et chorite .
C - Basaltes massifs de Ouassa
La roche a une texture microlitique porphyrique. Les clinopyroxènes
entièrement ouralitisés sont de section hexagonale à sub-arrondie, certains individus
présentent un coeur corrodé (taches sombres) par la mésostase volcanique. Les
plagioclases de couleur plus sombre sont maclés. La mésostase est hyaline
D - Basaltes massifs de Koulountou (Ouest Mako)
La roche a une texture microlitique porphyrique. Les clinopyroxènes abondants
sont en microlites, certains individus sont entourés d'une frange d'amphibole
secondaire. Les plagioclases sont en microlites albitisés. La mésostase en voie de
dévitrification est en partie silicifiée. Noter la présence d'une claste sub-anguleuse de
nature pélitique ou magmatique acide (?), largement silicifiée dans le basalte.


Pétrographie du volcanise basique (suite)
Planche 7
A - Basaltes en spinifex (Sabodala)
La roche en "randomly spinifex texture" est constituée d'aiguilles de
clinopyroxène transformé en actinote secondaire. Les aiguilles sont disposées en gerbes
et leur bordure parfois irrégulière est corrodée par une mésostase peu abondante en voie
de dévitrification.
B - Basaltes en spinifex (Sabodala)
La roche a une "porphyritic spinifex texture". Les clinopyroxènes complétement
déstabilisés en actinote secondaire sont soit automorphes avec des bordures effilochées,
soit en fines aiguilles inframillimétriques entre les cristaux porphyriques. La mésostase
peu abondante est en voie de silicification (taches claires). Noter la présence de pyrite
dans ce type de faciès.
C - Basaltes en spinifex (Sabodala)
Les basaltes présentent la même texture que la photo 7A, mais avec des aiguilles
d'actinotes secondaires squelettiques et trés fines. Noter l'abondance des cristaux sur la
mésostase.
D - Basaltes andésitiques de Sassamba
La roche montre une texture microlitique porphyrique fluidale. Les plagioclases
en microlite squelettique sont orientés. Les pyroxènes complétement ouralitisés ne
subsistent que sous forme de chlorite riche et en hydroxydes de fer (taches sombres).
Noter le minéral de pyrite de forme cubique au bas à gauche de la photo.


Pétrographie du volcanisme basique (suite et fin)
Planche 8
E - Basaltes andésitiques de Mako
La roche montre une texture microlitique porphyrique. Les plagiooclases sont
soit en lattes de grande taille regroupées en amas polycristallins, soit en microlites trés
abondants et ne montrant aucune orientation. Les minéraux ferromagnésiens sont
pratiquement inexistants dans ce type de fae-iès.
F- Volcanoclastites basiques de Kérékounda.
Les éléments sub-arrondis et de taille variable sont de nature basaltique et riches
en oxydes de fer (milieu de la photo). La matrice tuffacée contient de l'épidote.avec de
rares amas de calcite.
G - Volcanoclastites basiques de Kérékounda.
Photo de détail des volcanoclastites de Kérékounda, on voit un élément de
basalte andésitique avec une texture microlitique fluidale (droite de la photo) dans une
matrice en voie de silicification (à gauche en bas de la photo).


Pétrographie des roches hypovolcaniques et plutoniques
Planche 9
A - Les gabbros de Khossanto
La roche présente une texture de cumulat. L'olivine peu abondante est
entiérement déstabilisée en serpentine (taches claires). Les plagioclases saussuritisés
montrent des sections "sales" (taches sombres), et certains individus présentent un liséré
albitique. Les clinopyroxènes poecilitiques (bleu ,mauve) sont en voie d'ouralitisation,
ils montrent une réaction de bordure avec les plagioclases.
B- Les gabbros de Khossanto
Photo de détail montrant les deux générations de clinopyroxènes, les premiers
clinopyroxènes de couleur mauve sont inclus dans les les clinopyroxènes poecilitiques
de couleur bleue plus franches.
C - Les gabbros de Tabanoumaya (Ouest Mako)
Les faciès évolués du gabbro présentent une texture pegmauuque. Les
plagioclases complétement saussuritisés sont entoutés d'une frange albitique à texture
granophyrique bien nette. Les clinopyroxènes automorphes et de grande taille sont
amphibolitisés. Les minéraux opaques sont fréquents dans ce type de faciès.
D - Métadolérites (Sabodala)
La roche a une texture doléritique avec des lattes de plagioclase faiblement
albitisé (andésine). Les clinopyroxènes avec des macles nettes montent parfois des
individus tordus. Les opaques relativement abondants sont de grande taille


Pétrographie des roches hypovo1caniques et plutoniques (suite et fin)
Planche 10
F - Les gabbros de Tabanoumaya (Ouest Mako)
Noter la présence d'épidote (couleur irisée) entre les plagioclases et le quartz en
association granophyrique. Les plagioclases (An 25) montrent des macles
polysynthétiques bien nettes.
1 - Gabbros à opx (Ouest Mako)
La roche a ne texture grenue. Les plagioclases complétement saussuritisés sont
en lattes de couleur sombre groupés en amas. Les clinopyroxènes de couleur jaunâtre
sont transfonnés en actinote secondaire. Les onhopyroxènes en cristaux automorphes et
de grande taille (centre de la photo) sont ouralitisés et leur bordure est marquée par une
frange de chlorite.
E - Les grauwacks remaniés (Ouest Mako)
La roche montre une texture plus fine avec des éléments de forme plus arrondie
et une matrice relativement plus abondante. Les fragmen ts de plagioclase sont
nombreux et de grande taille dans la roche, leur section a un aspect sale et les macles
sont encore visibles (milieu de la photo). Le quartz est de taille plus modeste.

Pétrogr=!phie du volcanisme acide


Métasédiments volcanodétritiques et détritiques
Planche 12
A - Schistes pélitiques de Sabodala
La roche de nature détritique est constituée de fins cristaux de quartz dans une
matrice pélitique fine riche en oxydes de fer.
B - Schistes pélitiques de Sabodala
La roche de nature détritique est constituée de deux parties de granulométrie
différente. La partie supérieure montre une texture fine semblable à la photo
précédente, le bas de la photo plus grossière est composée de quartz millimétrique. La
roche est soulignée par des niveaux millimétriques riches en opaques.
C - Schistes pélitiques mylonitisés de Sabodala
La roche est composée de cristaux de quartz dans une matrice pélitique riche en
oxydes de fer et en séricite. La texture de type granoblastique montre des clastes
cataclastiques avec parfois de queues de recristallisation à chlorite, quartz, oxydes et
phyllites Les éléments cataclastitiques sont aplatis dans le plan de la schistosité de la
roche.
D - Les grauwacks (Ouest Khossanto)
La roche de texture grossière et de nature polygénique est composée de
fragments de roche ou de minéraux dans une matrice pélitique tres peu abondante.
Noter les fragments de quartz qui peuvent être de grande taille (centre de la photo) avec
une texture sphérolitique parfois soulignée avec de fins minéraux sombres ou en plus
petits fragments anguleux (clairs) abondants. Les plagioclases de forme anguleuse sont
maclés et de couleur claire. Les lithoclastes sont de nature magmatique acide ou
pélitique riches en quartz (éléments de couleur sombre).


Pétrographie du magmatisme tardif
Planche 13
A - Les Wehrlites (Mako)
La roche a une texture de cumulat. Les olivines en voie de serpentinisation sont
en phase cumulus (couleur claire), les bordures de certains individus sont soulignées par
des oxydes de fer. Les clinopyroxènes en phase intercumulus sont poecilitiques (bleu).
B - Les Webstérites (Mako)
La roche a une texture grenue avec des clinopyroxènes automorphes et de
couleur de polarisation variable. Les othopyroxènes moins abondants, sont de couleur
plus claire, leur section est chloritisée.
C - Les Lherzolites (Mako)
La roche a une texture de cumulat. Les olivines en petits cristaux automorphes
sont de couleur rouge à jaune, elles sont partiellement serpentinisées. Les
clinopyroxènes poecilitiques sont en phase intercumulus avec leur clivage bien net. Les
bordures claires du minéral sont représentées par des othopyroxènes.
D - Les Lherzolites de Koulountou (Mako)
La roche a une texture de cumulat. Les olivines en phase cumulus sont incluses
dans des clinopyroxènes et des othopyroxènes poecilitiques en voie d'ouralitisation.


Pétrographie du magmatisme tardif (suite)
Planche 14
E - Les Gabbros pegmatitiques (Est Mako)
La roche montre une texture pegmatitique avec des clinopyroxènes
complétement ouralitisés qui sont entourés d'une frange d'amphibole. La matrice est en
voie de silicification.
F - Les Gabbros pegmatitiques (Ouest Mako)
La roche présente une texture pegmatitique marquée par des aiguilles
d'amphibole secondaire avec des macles distinctes. Leur bordure irrégulière est
corrodée par la matrice qui est déstabilisée en épidote, en chlorite et en quartz. Les
minéraux opaques sont abondants dans ce type d faciès.
G - Les Gabbros pegmatitiques (Ouest Mako)
Photo de détail des gabbros pegmatitiques (Ouest Mako). Les plagioclases
complétement saussuritisés sont entourés d'un liséré albitique montrant des figures
branchues. Les clinopyroxènes déstabilisés sont de couleur jaune ou bleue et sont
associés des opaques en treillis.
H -. Les Gabbros pegmatitiques (Est Mako)
Photo de détail des gabbros pegmatitiques (Ouest Mako). Le quartz xénomorphe
montre une texture granophyrique, la matrice est recristallisée en épidote et en chlorite
fibro-radiée (à gauche et en bas de la photo). Les minéraux opaques sont xénomorphes.


MINERALOGIE
&
METAMORPHISME

80
4 - ETUDE DES MINERAUX MAGMATIQUES
Les assemblages minéralogiques des roches de l'ensemble volcanoplutonique sont
presque entièrement déstabilisés en paragenèse secondaire en réponse aux phénoménes
post-magmatiques tels que l'hydrothermalisme et le métamorphisme.
Les minéraux traités dans ce chapitre ne concernent que ceux des gabbros
différenciés de l'ensemble volcanoplutonique et des mégasills différenciés de la partie
méridionale du supergroupe de Mako qui appartient au magmatisme tardi-birimien (cf.
supra.).
4 - 1 - Minéralogie de l'ensemble volcanoplutonique
L'ensemble volcanoplutonique est constitué de métabasaltes, de métadolérites et de
métarhyolites associés à des métagabbros différenciés. Les structures magmatiques sont
bien conservées, alors que les paragenèses magmatiques sont plus ou moins transformées
par les phénoménes post-magmatiques.
Les minéraux analysés sont principalement les pyroxènes et les plagioclases qui
constituent la phase majeure primaire commune de ces roches. Les pyroxènes et les
plagioclases subsistent sous forme relictuelle dans les métagabbros et les métadolérites,
alors que, dans les basaltes, ils sont complétement déstabilisés en un assemblage
secondaire (cf. métamorphisme).
4 - 1 - 1 - Les pyroxènes
Ils sont représentés par des clinopyroxènes d'habitus variables dans les différents
massifs.
Dans les métagabbros différenciés, ils sont automorphes et constituent la presque
totalité des clinopyroxénites. Dans les faciès les plus évolués, ils sont de plus petite taille
(clinopyroxènes 1) et inclus dans des individus xénomorphes parfois poecilitiques
(clinopyroxènes 2).
Dans les métadolérites, les clinopyroxènes sont xénomorphes et montrent un
caractére interstitiel.
4 - 1 - 1 - 1 - Composition chimique et nomenclature,
Le tableau 5 donne la composition chimique et les formules structurales des
pyroxènes étudiés.
Dans les clinopyroxènites des formations gabbroïques de Mamakono, les
clinopyroxénes sont étalés à la limite des champs des endiopsides et des augites calciques

TABLEAU n° 5
ANALYSES DES PYROXENES DANS L'ENSEMBLE VOLCANOPLUTONIQUE
N°Ech
9O-12c
90-20
90-63B
Points
14
34
35
36
37
44
45
. 70
72
77
80
83
35
41
Si02
51,12
52,18
52,52
51,37
51,33
49,28
51,78
51,22
52,45
51,31
52,29
50,30
52,09
51,19
A1203
2,51
2,74
1,58
2,95
2,89
2,45
2,12
1,96
1,01
2,56
1,70
2,85
1,98
3,39
Ti02
0,15
0,24
0,54
0,92
0,70
1,14
1,04
1,09
0,57
1,18
0,94
1,81
0,68
3,16
FeO
6,39
6,09
4,33
4,12
4,79
6,22
5,85
15,30
18,44
10,02
13,67
10,69
20,77
20,45
MnO
0,20
0,29
0,14
0,14
0,21
0,23
0,31
0,36
0,51
0,19
0,44
0,08
0,38
0,27
MgO
16,04
15,95
17,77
16,49
16,58
16,35
16,17
14,91
15,68
15,77
16,26
15,06
11,34
9,34
CaO
21,67
21,23
20,37
20,91
21,08
22,17
21,76
14,83
12,38
18,32
15,68
18,55
12,41
12,86
Cr203
0,05
0,24 .
0,60
0,86
0,96
0,00
0,00
0,07
0,00
0,15
0,00
0,04
0,00
0,00
NiO
0,11
0,00
D,DO
D,DO
0,00
0,00
0,00
0,16
0,00
0,22
0,03
0,06
0,00
0,00
ZnO
0,00
D,DO
0,00
D,DO
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
D,DO
D,DO
0,00
0,00
0,00
Na20
0,10
0,29
0,23
0,28
0,41
0,21
0,24
0,25
0,17
0,28
0,21
0,23
0,41
0,38
K20
D,DI
0,00
D,DO
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,11
0,18
TOTAL
98,35
99,25
98,08
98,04
98,95
98,05
99,27
100,15
101,21
100,00
101,22
99,67
100,17
101,22
FORMULES STRUCTURALES (6 oxygéne)
Si
1,91
1,93
1,95
1,91
1.90
1,84
1,92
1,93
1,96
1,91
1,93
1,88
2,01
1,98
AIlV
0,09
0,07
D,OS
0,09
0,10
0,11
0,08
0,07
0,04
0,09
0,07
0,12
0,00
0,02
T
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
1,95
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,01
2,00
A/VI
0,02
0,05
0,02
0,0<1
0,Q2
0,00
D,DI
0,02
D,al
0,02
0,01
0,01
0,09
0,13
00
TI
0,00
D,Dl
0,Q2
0,03
0,02
0,03
0,03
0,03
0,02
0,Q3
0,03
0,05
0,02
0,09
'"""
Cr
0,00
0,01
0,02
0,00
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
D,DO
D,DO
0,00
0,01
Dm
Fe3+
0,07
0,02
0,00
0,00
0,04
0,16
0,03
D,al
0,01
0,03
0,03
0,02
0,00
0,00
Mg
0,89
0,88
0,95
0,92
0,89
0,81
0,89
0,84
0,87
0,87
0,90
0,84
0,65
0,54
Fe2+
D,Dl
0,04
0,00
0,01
0,00
0,00
0,04
0,10
0,09
0,05
0,05
0,08
0,23
0,23
Mn
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
D,DO
D,aD
0,00
0,00
0,00
0,00
Ml
1,00
0,99
0,98
l,DO
0,97
1,00
1,00
1,00
1,00
l,DO
l,DO
1,00
0,99
0,99
Mg
0,00
D,aD
0,04
D,DO
0,03
D,la
0,00
0,00
D,DO
D,DO
0,00
0,00
0,00
0,00
Fe
0,12
0,13
0,13
0,12
0,10
0,0<1
0,11
0,37
0,48
0,24
0,35
0,24
0,44
0,43
Mn
0,01
0,01
0,00
D,DO
D,DI
D,Dl
0,01
0,01
0,02
D,Dl
0,01
0,00
0,01
D,DI
Ca
0,87
0,84
0,81
0,84
0,83
0,89
0,86
0,60
0,50
0,73
0,62
0,74
D,51
D,53
Na
0,01
0,02
0,02
0,02
0,Q3
0,02
0,02
0,02
om
0,02
0,Q2
0,02
0,Q3
0,Q3
K
0,00
D,DO
D,DO
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
D,DO
0,00
0,00
D,al
D,Dl
NI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
D,DO
D,DI
D,DO
0,00
0,00
0,00
M2
1,00
l,DO
l,DO
0,98
1,00
l,OS
1,00
1,00
1,00
l,aD
1,00
1.00
1,00
l,al
Fe2+cal.
4,11
5,35
4,31
4,12
3,34
1,20
4,73
14,98
18,12
9,14
12,85
9,96
20,77
20,45
Fe3+cal.
2,54
0,83
0,02
0,00
1.62
S,58
1,25
0,36
0,36
0,98
0,91
0,81
0,00
0,00
%En
45,42
45,84
50,89
48,63
48,00
45,53
45,85
43,39
44,53
45,49
45,87
43,73
35,29
30.92
%Fs
19,47
10,29
7,18
7,05
8,13
10,08
9,81
25,58
30,20
16,53
22,34
17,55
36,94
38,49
%Wo
44,11,
43,~6
41,93
44,3,7.
43,87
44,38
44,35
31,03
25,27
37,98
31,79
38,72
27,76
30,60
.~
.'
90 - 12 C =Gabbros différenciés de Mamakono
90 - 20 =Gabbros différenciés de Ouassa
90 • 63 B = Mélado1ériles

82
(Wo 43 - 44, En 45, Fs 10), alors que les clinopyroxènes des gabbros de Ouassa
montrent une plus grande variété compositionnelle. Ainsi, les clinopyroxènes des faciés
les moins différenciés sont des endiopsides calciques (Wo 41 - 44, En 45 - 50, Fs 7 -10)
et ceux des faciès mésocrates sont des augites de composition Wo 25 - 38, En 43 - 45, Fs
16 - 30. Par ailleurs, les clinopyroxènes des métadolérites sont des augites ferriféres de
composition Wo 27 - 30, En 30 - 35, Fs 36 - 38 (fig.24).
%Wo
%En
%Fs
fig. 24 - Nomenclature des clinopyroxènes dans
le diagramme de Poldervaart et Hess (1951)
1 - Diopside, 2 - Salite, 3 - Ferrosalite, 4 - Hedenbergite, 5 - Endiopside,
6 - Augite,7 - Ferroaugite, 8 - Ferrohedenbergite, 9 - Augite subcalcique,
10 - Ferroaugite subcalcique.
Les courbes d'évolution des clinopyroxènes dans les termes pétrographiques des
massifs de gabbros différenciés montrent une diminution très nene en Ca des gabbros aux
métadolérites qui s'accompagne d'une augmentation en fer.
Les clinopyroxènes des gabbros différenciés ont des teneurs relativement élevées en
Si (1,84 à 1,95) et faibles en aluminium «0,15), alors que ceux des métadolérites sont
relativement plus élevées en silicium (1,98 - 2,01). ils s'apparentent aux clinopyroxènes
d'affinité tholéiitique (Kushiro, 1962).
Le caractère siliceux des clinopyroxénes de tous les gabbros différenciés de
l'ensemble volcanoplutonique est mis en évidence dans le diagramme AIt / Si (fig. 25).
En effet, les points représentatifs des clinopyroxénes des massifs étudiés se placent
presque tous au - dessus de la droite Ait + Si = 2 témoignant d'une saturation du site
tétraédrique par le silicium dont les valeurs sont en moyenne supérieures à 1,90.
Ce site est en grande partie rempli par le silicium et à un degré moindre par
l'aluminium. Par contre, ni le fer ferrique, ni le titane n'ont joué un rôle dans le maintien
de l'équilibre électrostatique du site tétraédrique.

83
0,20 ""1'C""-------------------,
~
-
0,15

••

o
0,10
0,05
o Gabbros Mamakono

Gabbros Ouassa

Métadolérites
D,DO +=======:;::::====::...,------.-----=~
1,8
1 ,9
Si
2,0
fig. 25 - Diagramme de variations AIt - Si des c1inopyroxènes dans les métadolérites
et les gabbros associés de l'ensemble volcanoplutonique.
0,4
;;:.
0
Gabbros de Mamakono
.....
• GabbrosdeOuassa
-< 0,3
• Méladolérites
+
eu
Z
0,2
0,1
0


0,0 +---r---r---r---r----r---r---r---1
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
AlVI+2Ti+Cr
fig. 26 - Estimation de la fugacité d'oxygéne dans les c1inopyroxènes des gabbros
différenciés.
4 - 1 - 1 - 2 - Estimation de la fugacité d'oxygéne
Si le calcul de la fonnule structurale proposée pour les c1inopyroxènes nous donne
des valeurs nulles en fer ferrique pour les métadolérites, celles obtenues pour les gabbros
différenciés sont significatives (cf. tabl. d'analyses). Le Fe203 varie de 0,83 à 2,54 dans

84
°
les clinopyroxènes du gabbro de Mamakono et de
à 5,58 dans le gabbro de Ouassa.
Ceci montre une influence de la pression partielle d'oxygéne relativement plus imponante
dans ces massifs gabbroïques que dans les métadolérites.
Sur le diagramme Na + A14+ / A16+ + 2 Ti + Cr proposé par Papike (1982), les
points représentatifs des clinopyroxènes des gabbros différenciés sont attirés vers l'axe
des ordonnées montrant un degré d'oxydation relativement élevé, alors que ceux
représentatifs des clinopyroxènes des métadolérites sont plutôt attirés vers l'axe des
abcisses témoignant d'une fugacité d'oxygène plus faible (fig.26).
4 - 2 - Minéralogie du magmatisme tardif
Le magmatisme tardif est représenté par des massifs ultrabasiques différenciés
composés d'une partie péridotitique de nature lherzolitique ou wehrlitique et d'une panie
gabbroïque constituée de gabbros à onhopyroxène, de webstérites, de ferrogabbros et de
faciès pegmatitiques (cf. pétrographie). Leur minéralogie et leur texture magmatique sont
très bien conervées comparée à celles des formations de l'ensemble volcanoplutonique.
Les minéraux étudiés sont les olivines, les pyroxénes et les opaques qui constituent
les paragenéses primaires faiblement déstabilisées dans les différents faciès des
ultrabasites de Mako. Leur évolution chimique au cours de la différenciation magmatique
est donnée sur les tableaux 6 et 7.
4 - 2 - 1 - Les olivines
L'olivine est un minéral dont le champ de cristallisation est limité à la partie
ultrabasique des corps différenciés.
Dans les wehrlites, l'olivine cumulus est en petits cristaux automorphes inclus dans
les clinopyroxènes intercumulus à tendance poecilitique. Dans les lherzolites, l'olivine de
dimension variable coexiste avec des clinopyroxènes et des onhopyroxénes poecilitiques
en phase intercumulus ou bien, elle est automorphe et associée à des clinopyroxènes et
des orthopyroxènes xénomorphes intercumulus.
L'olivine est partiellement ou entièrement transformée en serpentine et en
hydroxyde de fer. La serpentine rarement maillée constitue un manchon tout autour du
minéral et remplit les microfractures.
Du point de vue chimique (tableau 8), les olivines des wehrlites sont plus
magnésiennes (forstérite, 85%), plus nickéliféres (NiO, 0,30 - 0,41 %) et moins ferriféres
(FeO, 13 - 14%) que celles des lherzolites du massif situé à l'Est de Mako (forstérite, 80-
82%; NiO, 0,17 - 0,35%; FeO, 16 - 17%) et de Koulountou (forstérite, 81 %; NiO,
0,02%; FeO, 17%).

85
Minéraux
Lhcrzoliles
Gabbros à
Fcrrogabbros
Gabbros
MagmaliQues
orthoovroxène
DCl!malitiaues
Olivine
Fo - 80-82%
Orthopyroxène
En 79-81, Wo 3,
Fs 15-16
C1inopyroxène
En 48-49,
En 39-42, Wo 39-43,
En 36-42,
En 43-46,
Wo 41-42, Fs 8-9
Fs 15-21
Wo 37-39,
Wo 38-40,
Fs 16-23
Fs 13-17
Plagioclase
albilisé
a1bilisé
albilisé
Oxydes
Mgn 93% Usp 7%
non analysés
Mgn 65%,
non analysés
Usp 35%
Tableau n °6 - Composition et évolution minéralogiques dans
le massif situé à l'Est de Mako.
Minéraux
WehrlilCs
Gabbros à
WcbslérilC
Gabbros à
WcbSlérite
Gabbros
MagmaliQues
()px
Opx
DCl!malitiq ucs
Olivine
Fo - 85%
ûrthopyroxènc
En 46-55,
Wo 35-44,
Fs 6-9
C1inopyroxène
En 48-49,
En 47-48,
En 47-55,
En 53-54,
Wo41-42,
Wo 29, Fs
Wo 28-29,
Wo28-29,
Fs 8-9
20-22
Fs 16-24
Fs 15-17
Plagioclase
a1bitisé
albitisé
albitisé
al bitisé
albitisé
Oxydes
Mgn98%
-
non analysés
Usp2%
Quartz
+
Apatile
+
Tableau n °7 - Composition et évolution minéralogiques dans
le massif situé à l'Ouest de Mako.

TABLEAU nO 8
ANALYSES CHIMIQUES DES OLIVINES
N° Ech.
MIA
MIA
MIA
Il
Il
77
77
77
77
77
77
77
778
77A
778
77A
77A
77A
36
36
PoInts
49
54
55
10
14
63
64
68
69
70
72
74
37
55
24
49
52
55
1
8
SI02
40,97
40,75
40,19
41,08
40,55
39,54
40,09
39,78
40,32
39,98
40,37
40,21
40,85
40,44
39,84
38,41
40,32
40,44
39,56
39,45
AI203
0,04
0,05
0,00
0,00
0,02
0,00
0,08
0,06
0,Q7
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Cr203
0,00
0,00
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
FeO
13,53
13,53
13,21
14,08
13,61
17,27
17,09
17,05
17,07
16, Il
16,88
17,02
16,52
17,42
16,72
17,54
17,55
17,42
17,12
17,41
NIO
0,31
0,41
0,30
D,3D
0,36
0,25
0,29
0,25
0,31
0,28
0,17
0,29
0,35
0,22
0,32
0,43
0,25
0,22
0,02
0,24
MgO
45,67
45,06
45,36
45,32
45,25
42,47
41,99
41,91
41,51
42,75
42,02
41,97
43,93
43,08
44,09
41,43
43,51
43,08
42,58
41,67
MnO
0,16
0,29
0,25
0,17
0,09
0,33
0,28
0,28
0,21
0,30
0,29
0,31
0,19
0,12
0,23
0,20
0,06
0,12
0,23
0,20
TI02
0.00
0,00
0,04
0,00
0,00
D,DI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
CaO
D,ID
0,05
D,Il
0,00
0,00
0,05
0,12
0,08
0,06
0,08
D,II
0,09
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01l
0,00
TOTAL
100,78
100,14
99,49
100,95
99,88
99,92
99.94
99,41
99,55
99,50
99,84
99,89
101,84
101,28
101,20
98,01
101,69
101,28
99,59
98,97
SI
1,01
1,01
l,DI
1,02
1,01
1,01
1,02
1,01
1,03
l,DI
1,02
1,02
1,01
l,DI
1.00
1,00
l,DI
1,01
1,01
1,01
AI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Cr
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Fe2+
0,27
0,28
0,28
0,29
0,28
0,37
0,36
0,36
0,36
0,34
0,36
0,36
0,34
0,36
0,35
0,38
0,37
0,36
0,36
0,37
NI
D,DI
0,01
D,Dl
D,DI
D,DI
D,DI
0,00
D,DI
D,DI
D,DI
0,00
D,DI
0,01
0,00
D,DI
0,01
D,DI
0,00
0,00
D,DI
oc
Mg
1,68
1,67
1,69
1,67
1,68
1,61
1,59
l,59
1,57
1,61
1,59
1,59
1,62
1,61
1,65
1,61
1,62
1,61
1,62
1,59
c.n
Mn
0,00
D,Dl
D,Dl
0,00
0,00
0,01
0,01
0,01
D,DI
D,DI
D,DI
D,DI
0,00
0,00
D,DI
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
TI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
. Ca
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
0.00
0,00
0,00
Z
l,DI
l,DI
1,01
0,00
0,00
1,01
1,02
1,01
1,03
1,01
1,02
1,02
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
X
1,98
1,97
1,99
0,00
0,00
1,99
1,97
1,97
1,95
1,98
1,96
1,96
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Somme
2,99
2,99
2,99
2,99
2,99
3,00
2,98
2,99
2,97
3,00
2,98
2,98
2.99
2,99
3,00
3,00
2,99
2,99
2,99
2,99
Fayal.
14,21
14,37
13,99
14,84
14,43
18,50
18.51
18,51
18,69
17,38
18,31
18,45
17,41
18,47
17,54
19,21
18,45
18,47
18,39
18,97
Forst.
85,35
85,19
85,44
85,15
85.56
81,00
80,85
80,96
80,91
82,07
81,07
80,96
82,58
81,52
82,45
80,78
81.54
81.52
81,60
81,02
Téphr.
0,17
0,31
0,27
0,36
0,31
0,31
0,23
0,33
0,32
0,34
Mont.
0,13
0,07
0,15
0,07
0,17
D,II
0,08
0, Il
0,15
0,13
XMg
O,Il6
0,86
O,Il6
0,1l5
0,1l6
D,Ill
D,Ill
D,Ill
0,81
O,Il3
0,1l2
D,Ill
0,1l3
0,1l2
0,1l2
D,Ill
0,82
O,Il2
O,Il2
D,Ill
MIA ct Il = Wehrlites de Mako Ouest
77, 77 A, 778 =Lherzolites de Mako Est
36 = Lhcrzoliles de Koulountou
d~

86
L'évolution des teneurs en forstérite et en nickel dans les faciès ultrabasiques des
différents massifs peut s'expliquer par le fait que le nickel ayant un fort coefficient de
partage entre l'olivine et le liquide voit ses concentrations décroître lorsque les teneurs en
forstérite de l'olivine diminuent généralement. Ce qui indique que les wehrlites ont
cristallisé à partir d'un liquide plus magnésien que les lherzolites comme le démontre leur
composition minéralogique.
Sur le diagramme MnO % - forstérite% (fig.27), les points représentatifs des
olivines étudiées se placent dans le champ des olivines magmatiques (Simkin et Smith.
1970). En effet, les teneurs en MnO augmentent lorsque celles de la forstérite diminuent.
Cette corrélation positive bien évidente sur le diagramme est caractéristique des olivines
d'origine magmatique. Les faibles teneurs cationiques en Mn (0 - 0,01) dans toutes les
olivines confondues écartent l'hypothése d'une source magmatique sous-saturée où les
olivines sont généralement plus riches en manganèse (Simkin et Smith. 1970).
0,4 .........- - - - - - - - - - r - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
B
VthrliltS
~

Lhtrzolilts E. M.ko
A
~
a
LhtrzoliltS Koulountou
:E:. 03
,
0,2
D
D
0,1

0,0 -+------.-----~----
.........---~-------1
90
88
86
84
82
80
for:nérite ~
fig. 27 - Disposition des olivines dans le diagramme % MnO en fonction de % Fo
A - champ des olivines des wehrlites, B - champ des olivines des lherzolites.
1 - domaine des olivines magmatiques.
Les teneurs en forstérite des olivines (80 - 86%) des cumu1ats ultrabasiques de
Mako sont inférieures à celles des olivines cumulatives du complexe du Bushweld qui
sont à 88% de forstérite ( Wager et Brown, 1968) et à celles des olivines des wehrlites
des massifs ophiolitiques de Limasol Forest à Chypre qui contiennent 89 à 82% de
forstérite (Rémond, 1986). Comparées aux massifs ultrabasiques différenciés du Burkina
Faso, les olivines des cumulats de Mako sont plus magnésiennes que celles du sillon de
Bouroum-Yalago qui sont de composition 81 à 75% en forstérite (Ouedraogo, 1985).

87
4 - 2 - 2 - Les pyroxènes
Les pyroxènes sont les seules espéces minérales présentes en des proponions
variables dans tous les faciès pétrographiques des ultrabasites différenciées de Mako.
Les clinopyroxènes sont poecilitiques ou xénomorphes dans les termes
péridotitiques alors qu'ils deviennent automorphes et semblent englober les plagioclases
dans les faciès gabbroïques. Ils constituent généralement plus de la moitié de la
composition modale de la roche.
Les onhopyroxènes sont faiblement représentés dans les zones pé.ridotitique et
gabbroïque et deviennent inexistants vers les faciès les plus évolués des massifs. Ils sont
poecilitiques ou automorphes, subordonnés aux clinopyroxènes dans les lherzolites et les
wehrlites, alors que dans les faciès gabbroïques, ils sont automorphes en cristaux isolés.
Leur transformation la plus fréquente est une ouralitisation marquée par la
pseudomorphisation en amphibole secondaire associée à de la chlorite, de l'épidote et de
l'hydroxyde de fer.
4 - 2 - 2 - 1 - Les clinopyroxènes
4 - 2 - 2 - 1 - 1 - Compositions chimiques et nomenclature
La composition chimique et les formules structurales des clinopyroxènes sont
données sur le tableau 9.
D'après la nomenclature de Poldervaart et Hess (1951), les clinopyroxènes étudiés
ont des compositions chimiques différentes selon le type de faciès pétrographiques. Ils se
répartissent de la manière suivante:
- Dans le massif situé à l'Est de Mako, les clinopyroxènes des lherzolites sont des
endiopsides calciques de composition Wo 39 - 42, En 48 - 50, Fs 8 - 10, ceux de la
partie basique sont des augites avec des compositions variables: Wo 40 - 43, En 39 - 41,
Fs 15 - 20 à la base et Wo 39 - 41, En 39 - 42, Fs 16 - 21 au sommet des gabbros à
onhopyroxène. Dans les ferrogabbros leur composition est Wo 37 - 39, En 36 - 42, Fs
19 - 23. Les c1inopyroxènes des termes pegmatitiques sont de composition Wo 38 - 40,
En43-46,Fs 13-17.
- Dans les lherzolites de Koulountou, les clinopyroxènes sont de composition Wo
39 - 40, En 50~ Fs 8 - 10 comparable à ceux précédemment cités Wo 39 - 40, En 50, Fs 8
- 10 (fig.28 ).
- Dans lé massif situé à l'Ouest de Mako, les clinopyroxènes des wehrlites sont
des endiopsides avec de rares individus diopsidiques de composition variable Wo 35 -
45, En 46 - 55, Fs 6 - 9. Nous remarquons que les individus faiblement calciques sont
représentés par les clinopyroxènes poecilitiques qui sont également moins magnésiens

TABLEAU n° 9
ANALYSES CIIIMIQUF~" DES PYROXENF~" DES ULTRABASITES DE MAKO
N°Ech
77
78 A
78B
78C
79
Points
60
38
33
35
25
27
8
9
Il
39
40
42
43
44
45
46
45
46
43
63
64
66
70
71
1
7
Si02
55,51
55,90
56,12
56,03
55,41
55,86
51,02
50,60
50,28
52,53
52,35
52,73
52,38
53,06
51,41
50,96
51,93
52,30
52,17
50,48
53,10
52,04
51,56
51,79
52,22
52,80
AIlO3
1,89
1,99
1,38
1,48
1,68
1,92
2,90
3,10
3,01
2,92
2,29
1,30
1,34
1,93
2,00
2,47
1,50
1,74
2,26
2,84
0,78
2,23
2,44
1,87
2,41
2,25
TI02
0,26
0,00
D,Dl
0,38
0,10
0,04
0,48
0,42
0,13
0,69
0,25
0,28
0,54
0,00
0,42
0,26
0,49
0,47
D,58
0,34
0,19
0,28
0,28
0,20
0,39
0,32
FeO
10,44
10,74
10,30
10,29
10,09
10,68
5,52
5,51
5,11
9,22
9,76
Il,64
12,25
9,98
9,69
9,87
12,85
12,35
9,71
Il,73
13,95
12,34
Il,67
13,40
10,98
8,82
MnO
0,27
0,27
0,17
0,22
0,16
0,25
0,37
0,00
0,14
0,06
0,34
0,22
0,24
0,51
0,35
0,31
0,37
0,20
0,22
0,25
0,33
0, Il
0,20
0,37
0,23
0,24
MgO
29,72
29,69
30,09
30,03
30,12
29,70
17,50
17,24
17,37
14,32
13,92
13,75
13,69
14,39
13,62
13,52
13,77
13,54
14,81
14,10
12,25
14,56
14,08
14,35
15,26
16,04
CaO
1,81
1,79
1,68
1,58
1,83
1,76
21,29
20,53
20,26
21,06
21,33
19,31
19,22
20,44
20,60
20,45
18,94
19,25
19,76
17,88
18,66
17,63
19,00
18,19
19,08
20,10
Cr203
0,09
Dm
0,12
0,03
0,20
0,10
0,79
0,88
0,65
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,07
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,03
NiO
0,00
0,01
0,18
0,00
0,05
0,00
0,00
0,02
0,00
0,03
0,00
0,00
0,04
0,14
0,00
0,00
0,09
0,05
0,01
0,00
0,00
D,DI
0,13
0,00
0,05
0,08
ZnO
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
NalO
0,04
D,Dl
0,74
0,00
0,00
0,00
0,22
0,21
0,20
0,44
0,21
0,17
0,23
0,22
0,26
0,18
0,29
0,26
0,18
0,14
0,31
0,21
0,33
0,08
0,21
0,18
K20
0,00
0,00
1,10
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
TOTAL 100,03 100,47 101,89 100,04 99,64
100,31 100,09 98,52
97,15
101,27 100,45 99,40
99,93
100,67 98,35
98,02
100,23 100,23 99,70
97,76
99,57
99,41
99,69
100,25 100,83 100,86
FORMULES STRUCTURALES ( 6 oxygéne )
Si
1,96
1,97
1,93
1,98
1,96
1,97
1,86
1,87
1,88
1,93
1,94
1,99
1,97
1,97
1,95
1,94
1,95
1,96
1,95
1,93
2,02
1,96
1,93
1,94
1,93
1,93
AIlV
0,04
0,03
0,06
0,02
0,04
0,03
0,12
0,13
0,12
Dm
0,06
0,01
0,03
0,03
0,05
0,06
0,05
0,04
0,05
0,07
0,00
0,04
Dm
0,06
Dm
Dm
00
T
2,00
2,00
1,99
2,00
2,00
2,00
1,99
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,02
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
00
AIVI
0,04
0,05
0,00
0,04
0,03
0,05
0,00
0,01
0,02
0,05
0,04
0,05
0,03
0,05
0,04
0,05
0,02
0,04
0,05
0,06
0,04
0,06
0,04
0,02
0,03
0,03
Ti
D,Dl
0,00
0,00
D,Dl
0,00
0,00
0,01
D,DI
0,00
0,02
0,01
Dm
0,02
0,00
Dm
D,DI
D,DI
0,01
0,02
0,01
0,01
D,DI
D,DI
D,DI
D,DI
D,DI
Cr
0,01
D,DI
0,00
Dm
0,00
Dm
0,02
0,03
0,02
0,00
0,00
0,01
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,01
0,00
D,Dl
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
FeJ+
0,00
0,00
0,18
0,00
0,00
0,00
0,12
0,08
0,09
D,Dl
D,Dl
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,03
0,03
0,03
0,03
Mg
0,95
0,94
0,82
0,94
0,96
0,94
0,84
0,87
0,87
0,78
0,77
0,77
0,77
0,79
0,77
0,77
0,77
0,76
0,82
0,80
0,70
0,82
0,79
0,80
0,84
0,88
Fel+
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,13
0,17
0,16
0,18
0,15
0,17
0,17
0,17
0,18
D,lI
0,13
0,25
0, Il
0,13
0,14
0,08
0,05
Mn
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
MI
0,99
0,99
1,00
0,99
1,00
0,99
0,98
0,97
0,98
1,00
1,00
0,99
0,99
1,00
1,00
1,00
1,00
0,99
0,99
1,00
0,99
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
Mg
0,62
0,61
0,72
0,64
0,63
0,62
0,11
0,08
0,10
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Fe
0,31
0,32
0,12
D,3D
D,3D
0,31
0,05
0,09
0,07
0,14
0,13
0,21
0,21
0,15
0,13
0,14
0,20
0,20
0,20
0,25
0,19
0,27
0,20
0,25
0,22
0,19
Mn
D,Dl
0,01
0,00
D,Dl
0,00
0,01
D,Dl
0,00
0,00
0,00
D,Dl
0,01
0,01
0,02
0,01
D,Dl
0,01
0,01
D,Dl
0,01
D,Dl
0,00
0,01
0,01
0,01
0,01
Ca
Dm
Dm
0,06
0,06
Dm
om
0,83
0,81
0,81
0,83
0,85
0,78
0,77
0,81
0,84
0,83
0,76
0,77
0,79
0,73
0,76
0,71
0,76
0,73
0,75
0,79
Na
0,00
0,00
0,05
D,DO
0,00
0,00
0,02
0,02
D,DI
0,03
0,02
0,01
0,02
0,02
0,02
D,Dl
0,02
0,02
D,DI
0,01
0,02
0,02
0,02
D,Dl
0,02
D,DI
K
0,00
0,00
0,05
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
NI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Ml
l,Dl
l,Dl
1,01
l,Dl
1,00
1,00
l,Dl
1,00
1,00
1,00
1,00
1,01
1,01
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
l,Dl
1,00
0,99
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
Fel+cal. 10,44
10,74
4,20
10,29
10,09
10,68
1,58
2,83
2,26
8,80
9,37
Il,64
12,25
9,94
9,62
9,72
Il,92
12,35
9,71
Il,73
13,95
12,34
10,61
12,48
9,90
7,93
Fe3+cal.
0,00
0,00
6,78
0,00
0,00
0,00
4,38
2,98
3,17
0,47
0,44
0,00
0,00
0,04
0,07
0,16
1,03
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,)8
1,02
1,20
0,99
%En
80,25
79,91
80,95
81,02
80,99
80,05
48,46
49,13
49,80
41,31
39,86
40,10
39,66
41,15
39,98
39,84
39,56
39,34
42,82
41,87
36,37
42,55
40,93
40,82
43,27
45,09
%Fs
16,23
16,63
15,81
15,91
15,47
16,53
9,16
8,81
8,45
15,02
16,23
19,41
20,31
16,84
16,54
16,84
21,32
20,46
16,11
19,97
23,80
20,42
19,37
21,99
17,84
14,29
%Wo
3,51~~ 3,46
3,25
3,06
13,54
3,41
42,38
42,06 • 41,75
43,67
43,91'
40,48> 40,03
42,01
43,47
43,32
39,12
40,20;
4g07
38,17
39,83
37,03
39,70
37,19
38,89,
40,62
77 =Lherzolites Est Mako
78 A =Gabbros à opx inf.
78 B =Gabbros à opx Sup.
78 C =Ferrogabbros
79 =Gabbros pegmatitiques

ANALYSES CHIMIQUES DES PYROXENES DES ULTRAUASITES DE MAKO
N°Ech
36
Il
M1A
M2A
M2C
M2D
Points
8
9
2
4
6
51
9
Il
12
15
21
22
23
47
48
73
74
75
78
85
87
88
81
82
84
SI02
52,30
52,07
55,56
53,00
54,14
53,86
52,86
53,91
53,70
53,01
52,54
52,33
51,53
53,94
53,65
54,38
52,83
56,23
50,97
55,34
54,62
53,12
54,95
54,53
56,81
A1203
2,34
2,13
1,92
1,87
1,64
2,30
1,96
1,88
1,93
2,68
2,47
2,63
3,54
2,27
2,16
3,87
4,35
0,97
3,06
2,95
3,92
4,14
2,96
3,16
1,18
Ti02
0,50
0,30
0,18
0,03
0,28
0,33
0,00
0,06
0,00
0,00
0,06
0,12
0,13
0,20
0,18
0,00
0,00
0,00
0,17
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
FcO
9,44
8,47
10,49
5,43
10,14
6,18
3,96
4,86
6,14
4,30
3,94
4,05
4,45
4,18
5,03
11,30
12,04
12,62
9,03
8,94
10,42
14,01
9,46
8,86
9,34
MnO
0,24
0,28
0,11
0,15
0,22
0,10
0,12
0,00
0,06
0,22
0,07
0,14
0,14
0,15
0,09
0,12
0,18
0,31
0,24
0,25
0,08
0,18
0,13
0,10
0,25
MgO
15,23
16,23
29,28
17,82
29,76
17,61
17,~
20,70
19,80
17,03
17,00
17,66
15,80
17,46
18,15
15,57
15,10
45,20
14,23
17,64
16,24
15,35
16,87
17,53
17,67
CaO
19,39
19,54
1,97
19,68
1,60
19,46
21,45
19,25
17,57
21,53
21,51
20,51
21,76
20,87
19,36
12,54
12,60
13,05
20,23
12,62
12,63
12,67
12,52
13,12
13,50
Cr203
0,04
0,04
0,32
0,62
0,06
0,33
0,73
0,71
0,85
0,60
0,87
0,95
0,47
0,91
1,00
0,00
0,14
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,06
0,00
NIO
0,00
0,00
0,00
0,05
0,00
0,14
0,06
0,00
0,12
0,15
0,11
0,03
0,08
0,02
0,10
0,02
0,00
0,03
0,11
0,00
0,00
0,16
0,00
0,00
0,10
ZnO
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Na20
0,22
0,11
0,04
0,27
0,01
0,24
0,13
0,21
0,12
0,25
0,29
0,23
0,36
0,17
0,21
0,30
0,36
0,06
0,35
0,26
0,27
0,26
0,23
0,28
0,16
K20
0,04
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
O,DO
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,12
O,DO
O,DO
0,00
0,00
0,00
O,DO
O,DO
0,00
TOTAL
99,74
99,17
99,87
98,92
97,85
100,55 98,52
101,58 100,29 99,77
98,86
98,65
98,26
100,17 99,94
98,10
97,72
98,47
98,39
98,00
98,18
99,89
97,12
97,64
99,01
FORMULES STRUCTURALES ( 6 oxygéne )
SI
1,95
1,94
1,97
1,95
1,95
1,96
1,95
1,91
1,94
1,94
1,94
1,93
1,91
1,96
1,96
2,06
2,01
2,14
1,92
2,07
2,06
1,99
2,08
2.05
2,12
AIIV
0,05
0,06
0,03
0,05
0,05
0,04
0,05
0,08
0,06
0,06
0,06
Om
0,09
0,04
0,04
0,00
0,00
0,00
0,08
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
00
\\,f)
T
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
1,99
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,06
2,01
2.14
2.00
2,07
2,06
2,00
2,08
2,05
2,12
AIVI
0,05
om 0,05
0,03
0,Q2
0,06
0,04
0,00
0,03
0,05
0,04
0.04
om
0,06
0.05
0,17
0,20
0,04
0,06
0,13
0,17·
0,17
0,13
0,14
0.05
TI
O,QI
0,01
0,00
0,00
0,01
0,01
0,00
0,00
0,00
0.00
0.00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
0,00
0.00
0,00
Cr
0,01
0,00
0,00
0,02
0,00
0,00
0,00
0,02
0,Q2
0.02
0,03
0,03
0,01
0.00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,01
0,00
0.00
0.00
0,00
0,00
Fc3+
0,00
om 0,00 0,01
0,Q2
0,00
0,00
0,09
0.01
0,01
0,01
0,01
0.02
0.00
0,00
0,00
0.00
0,00
0,04
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Mg
0,84
0,90
0,94
0,93
0,96
0,93
0,95
0,89
0,94
0,92
0,92
0,92
0,88
0,93
0.94
0,82
0,80
0,86
0,80
0.86
0,83
0,83
0,86
0,86
0,95
Fc2+
0,09
0,04
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0.02
0,00
0,00
0,00
0,00
0,09
0.10
0.00
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
Mn
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Ml
0,99
1,00
1,00
0,98
1,00
1,00
1,00
0,98
0,98
0,98
0,97
0,97
0,99
1,00
1,00
1,00
0,99
1,00
1,00
0,99
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
Mg
0,00
0,00
0,60
0,04
0,64
0,02
0,00
0,20
0,13
0,01
0,02
0.05
0,00
0,02
0,04
0,05
0,06
0.00
0,00
0,12
0,08
0,02
0,09
0.12
0,03
Fe
0,21
0,20
0,31
0, i5
0,29
0,19
0,12
0.06
0.17
0,12
0.11
0.11
0.10
0.13
0,15
0,36
0,38
0.31
0.15
0.28
0,33
0,44
0,30
0,28
0,29
Mn
0.01
0,01
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0.00
0,00
0,00
0.00
0,00
0,01
0,01
0,01
0,01
0,00
0,01
0,00
0,00
0,01
Ca
0,77
0,78
om 0,78 0,06 0,76 0,85
0,73
0,68
0,84
0.85
0,81
0,87
0,81
0,76
0,51
0,51
0,53
0,82
0.51
0,51
0.51
0,51
0.53
0.54
Na
0,02
0,01
0,00
0,02
0,00
0,02
0,01
0,01
0.01
Om
0,02
0,02
0,03
om
O,QI
0,02
0,03
0,00
0,03
0,02
0,Q2
0,Q2
0,02
0,02
0,01
K
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
O,QI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0.00
NI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
M2
1,01
1,00
0,99
1,00
1,00
0,99
0,98
1,01
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
0.98
0,97
0,95
0,99
0,86
1,00
0,94
0,94
1,00
0,92
0,95
0,88
Fe2+cal.
9,44
7,78
10,49
4,98
9,63
6,18
3,96
1,99
5.68
3,92
3,50
3,69
3.81
4,18
5,03
11,30
12,04
12,,62
7,85
8,94
10,42
14,01
9,46
8.86
9,34
Fc3+c:aI.
0,00
0,77
0,00
0,50
0,57
0,00
0,00
3,19
0,51
0,42
0,49
0,39
0,71
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,31
0,00
0,00
0,00
0.00
0,00
0,00
%En
44,02
46,12
79,90
50,77
81,04
50,14
49,34
55,55
55,14
48,60
48,97
50,81
46,45
50,04
51,95
50,24
48,69
47,74
41,88
55.35
52,03
47,35
53,98
54,80
53.94
%Fs
15,70
13,96
16,23
8,92
15,83
10,03
6,55
7,32
9,69
7,24
6,48
6,77
7,57
6,97
8,22
20,68
22.11
22,79
15,31
16,18
18.88
24,56
17,22
15,72
16,43
%Wo
40,28
39,92
3,86
40,31
3,13
39,83
44,11
37,13
35,17
44,16
44,54
42,42
45.98
42.99
39.83
29.08
29,20
29,46
42.80
28,46
29,09
28,09
28,80
29,48
29,62
36 =Lherzolites de Kou1ounlOu
Il =MI A =Wehrlites Ouest Mako
M2 A =M2 C = Gabbros à opx
M2 D =Webstérites

90
&1
Lherz. Koulountou
0
Lherz. E. Mako
• Gabbros opx inf
%Wo
6-
Gabbros opx sup
2
3
• Ferrogabbros
c
Gabbros pegmat.
7
10
11
15
16
%En
%Fs
fig. 28 - Nomenclature des pyroxèn'es dans les faciès du massif situé à l'Est de Mako
(Poldervaart et Hess 1951).
1 - Diopside, 2 - Salite, 3 - Ferrosalite, 4 - Hedenbergite, 5 - Endiopside, 6 - Augite,
7 - Ferroaugite, 8 - Ferrohedenbergite, 9 - Augite subcalcique, la - Feroaugite
subcalcique, Il - série des pigeonites, 12 - Enstatite, 13 - Bronzite, 14 - Hypersthène,
15 - Ferrhypersthène, 16 - Eulite, 17 - orthoferrosilite.
que les individus automorphes. Ceux de la partie basique sont des augites de composition
variant de Wo 29 -, En 48 - 50, Fs 20 - 22 dans les gabbros à orthopyroxènes situés à la
base et Wo 28 - 29, En 47 - 55, Fs 18 - 24 dans ceux de la partie sommitale de la zone
gabbroïque. Les augites des webstérites les plus externes sont de composition Wo 28 ~
29, En 53 - 54, Fs 15 - 17 (fig. 29).
Les clinopyroxènes montrent un net enrichissement en fer avec des chutes relatives
en Ca au cours de la différenciation magmatique. Dans les détails, nous remarquons les
variations suivantes:
- dans le massif situé à l'Est de Mako, l'enrichissement en fer s'accompagne
de faibles variations en Ca avec des valeurs plus élevées dans les clinopyroxènes de la
partie basale des gabbros à orthopyroxène; par contre, les valeurs les plus faibles sont
observées dans les clinopyroxènes des ferrogabbros qui sont plus ferriféres. En outre, les
clinopyroxènes des gabbros pegmatitiques montrent grossiérement des valeurs
comparables en fer à ceux des gabbros à orthopyroxène localisés à la base de la zone
gabbroïque;

91
- dans le massif situé à l'Ouest de Mako, l'enrichissement en fer
s'accompagne de variations plus importantes en Ca avec des valeurs presque constantes
dans toute la zone gabbroïque (gabbros à orthopyroxènes et webstérite). Les
clinopyroxènes situés à la base de la zone gabbroïque sont plus riches en fer que ceux des
parties supérieures pour les mêmes valeurs en Ca.
Wo%
o
En%
Fs %
o Gabbros à opx inf.
~ Gabbros à opx SUp.
li
Wl'bstéritl'
fig. 29 - Nomenclature des clinopyroxènes du massif situé à l'Ouest de Mako
(Poldervaart et Hess 1951). (légende de figure cf. fig. 28).
Les tendances générales observées consistent à un enrichissement en fer et une
chute des teneurs en Ca suivie d'une hausse en ce dernier élément dans les faciés les plus
évolués. Une telle évolution est comparable à celle observée dans les clinopyroxènes du
massif différencié de Skaergaard d'affinité tholéiitique (Brown et Vincent, 1963).
L'enrichissement limité en fer des clinopyroxènes et la présence d'oxydes
ferrotitanés dans les parties basiques peuvent s'expliquer par l'état hydraté et la fugacité
d'oxygène élevée du magma. En effet, Osborn (1959,1962) a montré qu'une fugacité
..•
d'oxygène élevée et constante, dans les systémes MgO-FeO-Fe203-Si02 et Mg2Si04-
CaSi03-FeO-Si02 se traduit par la cristallisation de la magnétite limitant aussi
l'enrichissement en fer dans les liquides silicatés.

92
4 - 2 - 2 - 1 - 2 - Variations chimiques dans les clinopyroxénes;
Pour une meilleure caractérisation des variations chimiques et de l'évolution
compositionnelle des c1inopyroxènes au cours de la différenciation magmatique, nous
avons testé plusieurs diagrammes faisant apparaître les comportements des divers cations
dans les types pétrographiques des corps concernés.
Dans le massif situé à l'Est de Mako, les cations Ca2+, Mg2+, Fe3+, A14+ ont des
valeurs élevées dans les clinopyroxènes des lherzolites et faibles dans les parties basiques
(fig.30). Le magnèsium et le calcium montrent une hausse notable dans les parties les
plus évoluées du massif. Par contre, les cations Fe2+ et AI6+, de valeurs faibles dans les
c1inopyroxènes des lherzolites, augmentent rapidement dans les gabbros à
orthopyroxènes pour diminuer à nouveau dans les gabbros pegmalitiques. La silice et le
titane montrent grossièrement des valeurs presques constantes dans tous les faciès du
massif, les teneurs de la silice sont un peu plus élevées dans la partie basique, alors que le
titane est pratiquement invariable au cours de la différenciation magmatique.
Dans le massif situé à l'Ouest de Mako (fig.31), les variations chimiques des
clinopyroxènes sont beaucoup moins nettes à cause du caractére lité de la partie basique
du massif (cf. supra.). Malgré cela, les comportements des cations Ca2+, Mg2+, Fe3+,
A14+ sont comparables à ceux observés dans le massif situé à l'Est de Mako. Signalons
que les valeurs en AI4+, en Fe3+ sont plus faibles dans les c1inopyroxènes des wehrlites
que dans ceux des lherzoliteset leurs valeurs sont nulles dans la partie basique du massif
situé à l'Ouest de Mako. Par aï'Illeurs, l'aluminium octaèdrique et le silicium montrent des
valeurs plus élevées dans les clinopyroxènes du massif situé à l'Ouest de Mako, alors que
le titane est de valeurs nulles dans tous les faciès du massif.
Les comportements du fer et du magnésium peuvent s'expliquer à partir de la
pétrographie. En effet, l'augmentation du Mg et la diminution du fer dans les
clinopyroxènes des gabbros pegmatitiques s'expliquent par la cristallisation massive
d'oxydes de fer qui appauvrit le liquide résiduel en cet élément. Ainsi, les clinopyroxènes
cristallisant à partir de ce liquide, montrent des caractéres plus magnésiens et moins
ferrifères comme cela a été mis en évidence dans le diagramme de classification (cf.
supra.). Un tel caractère est typique d'une évolution tholéiitique.
Les clinopyroxènes des massifs étudiés sont riches en Si (1,86 - 2,14) et pauvres
en aluminium ( < 0,15); ils s'apparentent aux clinopyroxènes- des basaltes tholéiitiques
(Kushiro, 1962). Soulignons que les valeurs les plus élevées en Si se retrouvent dans les
clinopyroxènes du massif situé à l'Ouest de Mako (1,91~ Si ::; 2,15) et que ces
clinopyroxénes montrent un degré d'ouralitisation assez avancé.

"'J, ;'.
93
:! 0,' ~ El El El "" El
2
3[
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1
1
1
41
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B
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1
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<'::,~ J Joo"1" 601"
0 0
0 0 "
DO
DO "
1
fig. 30 - Variation des cations dans les clinopyroxènes du massif situé à l'Est de Mako.
1 = Lherzolites; 2 = Gabbros à orthopyroxènes inf.; 3 = Gabbros à orthopyroxènes
sup.; 4 = Ferrogabbros ;
5 = Gabbros pegmatitiques

94
fig. 31 - Variation des cations dans les clinopyroxènes du massif situé à l'Ouest de Mako.
1- Wehrlites; 2 = Gabbros à orthopyroxènes inf.; 3 - Gabbros à orthopyroxènes sup.;
4 - Webstérites.

95
Sur la figure 32, les points représentatifs des clinopyroxènes de tous les faciès
confondus du mégasill situé à l'Est de Mako se placent au-dessus de la droite Ait + Si = 2
montrant un site tétraédrique pratiquement saturé en silicium et à un degré moindre en
aluminium. En effet, l'aluminium tétraédrique des clinopyroxènes a des valeurs plus
élevées et celles de l'aluminium octaédrique sont plus faibles dans la partie ultrabasique
que dans la partie basique du massif.
0,20 ~------------------,
0,15

--<
....
0,10
â.D ...
â .
"'+0.
mo .0.
0,05
0,00 +-------.-----r------.----..........
1,8
1.9
Si
2,0
o Lherzolites

Gabbros à opx inf.
o Gabbros à opx sup.
...
Ferrogabbros
â
Gabbros pegmaLiLiques
+
Lherzolites Koul.
fig. 32 - Disposition des clinopyroxènes du massif situé à l'Est de Mako
dans le diagramme Ait / Si
Nous retrouvons ces mêmes caractéristiques dans le mégasill situé à l'Ouest de
Mako. Les clinopyroxènes montrent des valeurs en silicium élevées et plus
particuliérement dans ceux des faciès gabbroïques où elles sont parfois supérieures à 2.
Les teneurs en Allv sont pratiquement nulles alors que celles de AIVI sont relativement
plus importantes témoignant de leur caractére actinolitique. La presque totalité des
clinopyroxénes se localise au-dessus de la
droite Ait + Si = 2 montrant un site
tétraédrique saturé. Le remplissage du site octaédrique s'est fait pratiquement par le
silicium et à un moindre mesure par l'aluminium excédentaire (fig. 33).

96
Les rôles du Ti et du fer ferrique dans l'équilibre électrostatique du site tétraédrique
en cas de déficit de charge ont été discutés par Kuno (1955), Lebas (1962). Les valeurs
faibles et constantes en Ti (0 - 0,01) dans les clinopyroxénes de tous les faciès confondus
confirment le rôle quasi-inexistant du Ti dans le maintien de cet équilibre qui est
pratiquement assuré par le Si.
Les clinopyroxènes du massif situé à l'Est de Mako ont des teneurs en A14+ plus
élevées que ceux du massif situé à l'Ouest de Mako. Les premiers relativement siliceux
ont des valeurs plus significatives en fer ferrique et en titane que les derniers précités qui
montrent des valeurs faibles à nulles en Ti et en fer ferrique.
0,2 ~-----------------,

B
--

<
0,1
El
Wehrlites

Gabbros à opx inf.

Gabbros à opx sup.
0,0 +----"'"T"'""---..,-------r------>j
1 ,8
1 ,9
2,0
Si
fig. 33 - Disposition des clinopyroxénes du massif situé à l'Ouest de Mako
dans le diagramme AIt / Si
4 - 2 - 2 - 1 - 3 - Estimation de la fugacité d'oxygène.
L'étude de la distribution des molécules polaires a été établie par plusieurs auteurs
(Yoder et Tilley., 1962; Kushiro, 1962; Cawthorn et al., 1974; Papike et al., 1974;
Morimoto, 1988). Certaines molécules polaires telles que l'acmite (NaFe3+SÏ206) et la
Ca-Ferri-Tschermakite (CaFe3+SÏ206) renferment du fer ferrique indétenninable à la
sonde et les méthodes de calculs proposées par les auteurs (op. cit.) présentent des
insuffisances pour leur estimation quantitative.
Les valeurs du fer ferrique obtenues à partir de la méthode proposée par Papike et
al., (1982) sont faibles «2%). Les teneurs les plus élevées se rencontrent dans les
ferrogabbros du massif situé à l'Est de Mako où le fer ferrique peut atteindre des valeurs
comprises entre 1,18 à 1,54% traduisant un état d'oxydation plus élevé et une
cristallisation massive d'oxydes de fer.
Par ailleurs, le diagramme Na + A14+ / AI6++ 2 Ti + Cr proposé par Papike (1982)
met bien en évidence l'état d'oxydation du liquide dans lequel ont cristallisé les

97
clinopyroxènes étudiés. Si tout le fer contenu dans ces minéraux est à l'état ferreux, le
titane et le chrome respectivement tri et divalent, la droite de pente 45° nous pennet
d'estimer qualitativement la fugacité d'oxygéne du magma.
Les clinopyroxènes des parties ultrabasiques des mégasills de Mako montrent un
degré d'oxydation plus élevé que ceux de la partie basique. Le calcul du fer ferrique par la
méthode de Papike et al ( 1974) donne des valeurs relativement plus élevées dans les
wehrlites que dans les lherzolites (cf. tabl. d'analyses).
0,25 1-;::::============:;----71
III
Wehrlites

Gabbros à opx inL
a
0,20
;>
..
Gabbros à opx Sup.
-- o Webstériles
<+L....---------v
0,15
~
Z
0,10
0,05
Il
I l .
.
..
o
0,00 +-----4....,...--~-----,----r__-___l
0,00
0,05
0,10
0,15
0,20
0,25
AIVI+ 2Ti + Cr
0,25
;>
b
0,20
=
<
+
~
Z
0,15
00
0
0,10
Uterrolites
Gabbros à opx inf.
Gabbros à opx sup.
0,05
Ferrogabbros
Gabbros pegmatitiques
••
+ Lherzolites de Kou!.
0,00 ~--.-----.,....--===:;:::====;:::==:::=..j
O,pO
0,05
0,10
0,15
0,20
0,25
AIVI+ 2 Ti + Cr
fig. 34 - Estimation ~e la fugacité d'oxygéne dans les clinopyroxènes
des massifs situés à l'Ouest (a) et à l'Est (b) de Mako

98
Sur les diagrammes figs.34 (a, b), les nuages de points représentatifs des
clinopyroxènes des faciès lherzolitiques se placent nettement au-dessus de la droite de
pente 45°; ils sont attirés vers l'axe des ordonnées montrant un degré d'oxydation plus
élevé que ceux des wehrlites qui sont plutôt proches de la pente de 45°. Par contre, ceux
représentatifs des clinopyroxènes des parties basiques se partagent de part et d'autre de la
droite de séparation dans le cas du mégasill situé à l'Est de Mako, alors qu'ils sont tous
attirés vers l'axe des abcisses pour les clinopyroxénes de la p~rtie basique du mégasill
situé à l'Ouest de Mako. Cette position résulte des valeurs élevées en AlvI observées
attestant d'une ouralitisation assez marquée.
Ceci est confonne aux résultats obtenus sur le calcul du fer ferrique par la méthode
de Papike et al., (1974).
4 - 2 - 2 - 2 - Les orthopyroxènes
Les orthopyroxénes sont des minéraux très peu représelltés dans la composition
modale des massifs ultrabasiques de Mako. Ils apparaissent dans les lherzolites et dans
les premiers tennes pétrographiques des zones basiques, alors qu'ils sont absents dans
les faciès pegmatitiques. Dans le diagramme de nomenclature (cf. fig.28), les
orthopyroxènes des lherzolites du massif situé à l'Est de Mako et de Koulountou sont des
bronzites (En 79 - 81, Wo 3, Fs 15 - 16), ils sont plus magnésiens et plus ferrifères que
les clinopyroxènes avec lesquels ils sont en équilibre.
4 - 2 - 2 - 3 - Etude des couples clinopyroxène / orthopyroxène,
Les températures de cristallisation des massifs de Mako peuvent être estimées à
partir des pyroxènes qui représentent la seule phase ferromagnésienne persistante dans
toutes les séquences de cristallisation. L'orthopyroxène faiblement représenté n'a été
analysé que dans les lherzolites de Mako et de Koulountou.
Il a été reconnu que le couple Enstatite / Diopside peut être utilisé pour calculer la
température de cristallisation du magma. Plusieurs calibrations sont basées sur des
modèles thennodynamiques des pyroxènes, elles se refèrent soit aux échanges Fe2+ =
Mg2+ soit à la teneur en Ca dans les pyroxènes co-existants (Kretz, 1963,1982; Wood et
Banno, 1973; Wells, 1977; Lindsley, 1983).
En étudiant la partition du Fe2+ et de Mg2+ dans les clinopyroxènes et les
orthopyroxènes, Kretz (1963) a montré que les valeurs des KD des pyroxènes varient de
0,51 à 0,65 avec une fréquence maximale de 0,54 dans les roches métamorphiques de
faciès granulitiques, alors que dans les magmas gabbroïques, les valeurs sont plus
élevées (0,65 à 0,86) avec une fréquence maximale de 0,73 .

:~' ,
99
l,a
//)
El
Lherzolites E. Mako
/
/
0,8
• Lherzolites KoulounlOu
. /
/ /
/
/ /
0,6 -
/ /
Ko-o.e ,
>(
/
~,54 o-
C.
/
0,4
0
/ /
en
/ /
~
0,2
><
/ //
/
~
XMg cpx
v~
0,0
1
1
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
fig. 35 - Position des c1inopyroxènes des lherzolites dans le diagramme KD
orthopyroxènes Iclinopyroxènes
Di
Hd
,ZOO
1100
1000
En
fig. 36 - Géothermométrie des pyroxènes des lherzolites (Lindsley, 1983)
Di - diopside, Hd - hédenbergite, En - enstatite, Fs - ferrosilite
Le report des KD Mg-Fe obtenus sur les couples orthopyroxènes Iclinopyroxènes
des lherzolites donne un nuage de points situé sur la courbe des valeurs généralement
rencontrées dans les magmas gabbroïques (fig.35). Les valeurs des KD sont plus élevées
que celles fréquemment observées dans les pyroxénes des granulites dont les
températures d'équilibre sont fixées à 8000 ± 500 C (Hewins 1975). Ce qui confmne le
caractére magmatique des olivines comme cela a été précédemment démontré (cf. supra).

100
En projetant les pyroxénes des faciés péridotitiques dans le diagramme Di-Hd-En-
Fs proposé par Lindsley (1983), le nuage de points représentatif desendiopsides est situé
entre les isothermes 1000 et ll00°C, alors que celui des bronzites se situe entre 1100 et
12000C (fig.36) comparable aux températures de cristallisation des magmas basaltiques.
Par ailleurs, ces résultats sont comparables à ceux rencontrés dans les massifs
tholéiitiques de Skaergaard et du Bushveld (Wells, 1977; Lindsley, 1983).
4 - 2 - 3 - Les minéraux opaques
Les minéraux opaques sont relativementlbondanls dans les tennes pétrographiques
des massifs ultrabasiques de la partie méri ionale du supergroupe de Mako. Ils sont
accessoires et trés peu représentés dans le
arties péridotitiques, alors qu'ils sont plus
abondants dans la partie basique où il cristallisent massivement dans les ferrogabbros et
les faciès pegmatitiques. Ceci témoigne d'une variation de la fugacité d'oxygéne dans le
magma au cours des processus magmatiques (cf. supra.).
Les opaques se présentent en baguettes millimétriques associées avec les pyroxènes
intercumulus dans les péridotites. Dans les parties gabbroïques, les opaques sont d'abord
interstitiels à la base et deviennent automorphes et de dimension millimétrique dans les
ferrogabbros. Dans les gabbros pegmatitiques, ils ont un habitus en treillis avec parfois
des exsolutions d'ilménite transformées en leucoxène.
4 - 2 - 3 - 1 _. Caractères chimiques et nomenclature.
Les minéraux opaques ont été analysés dans les wehrlites et les lherzolites de la
partie péridotitique et dans les ferrogabbros des massifs de Mako (tableau 10).
Dans le diagramme de nomenclature Fe203, A1203, Cf203, les opaques étudiés
sont des chromites alumineuses dans les wehrlites, alors qu'ils sont des chromites
ferrifères dans les lherzolites (fig.37).
Les chromites des wehrlites sont plus chromifères et plus magnésiennes que celles
des lherzolites qui sont plus nickelifères et plus titanifères.
Pour des valeurs comparables en Cr203 (40 - 41 %), les chromites des wehrlites
sont plus magnésiennes, plus titanifères et moins zincifères que celles observées dans les
basaltes à olivine de Bouroum qui sont de composition Mg < 0,5%, Ti : °à 0,72% et Zn :
1 à 7% (Zonou, 1987).
Les opaques des ferrogabbros sont de la magnétite titanifère de composition F~Û3 :
44,97%; FeO: 41,66% et TiÜ1: 12,21 % avec des valeurs significatives en MnO (0,75%)
.et nulles en Cr2Û3.

101
TABLEAU nO 10 ANALYSES DES OXYDES
N°Ech
11
11
77A
77A
78C
N°Anal.
16
19
61
62
67
AI203
15,57
16,66
15,04
14,01
0,32
Cr203
41,37
40,8
33,49
34,17
0
V203
0
0
0
0
0
Fe203
10,87
10,53
16,31
16,68
44,97
FeO
19,63
19,23
23,14
23,16
41,66
NiO
0,02
0,18
0,16
0,29
0
CaO
0
0
0
0
0
MgO
9,47
9,72
8,54
8,23
0
MnO
0,27
0,47
0,32
0,24
0,75
ZnO
0
0
0
0
0
Ti02
0,77
0,8
2,82
2,74
12,21
TOTAL
97,97
98,39
99,82
99,62
99,91
FORMULES STRUCTURALES (/32 ox. - Th 24 caL):
AI
4,861
5,149
4,671
4,389
0,115
Ti
0,153
0,158
0,559
0,548
2,794
Fe3+
2,167
2,077
3,234
3,335
10,297
Cr
8,665
8,459
6,978
7,181
0
V
0
0
0
0
0
Fe2+
4,349
4,216
5,099
5,171
10,601
Mg
3,739
3,799
3,354
3,26
0
Mn
0,061
0,104
0,071
0,054
0,193
Zn
0
0
0
0
0
Ni
0,004
0,038
0,034
0,062
0
Co
0
0
0
0
0
TOTAL
23,999
24
24
24
24
% Ulvospinelle. % Magnétite:
Ulvo.
1,91
1,97
6,99 '
6,85
34,93
Magn.
98,08
98,03
93,01
93,15
65,07
Il = Wehrlites
78C = Ferrogabbros
77A = Lherzolites

102
Pe203
Ferrogabbros
Lherz:olites
'vr'ehrlites
Al203
ca03
fig. 37 - Distribution des compositions des opaques dans
le diagramme Al2Û3 -Fe2Û3 - Cr2Û3.
1 - Chromites alumineuses, 2 - Chromites fenifères, 3 - Magnétites ferrifères,
4 - Magnétites alumineuses, 5 - Spinelles fenifères, 6 - Spinelles chromifères.
4 - 2 - 3 - 2 - Caractéres pétrogénétiques
Le chimisme des chromites donne des infonnations intéressantes sur les caractères
.
pétrogénétiques du magma source. Les rapports XCr = Cr / Cr + Al et XFe3+ =Fe3+ /
Fe3++ Al + Cr ont été souvent utilisés pour proposer un environnement géotectonique de
mise en place.
Les chromites des péridotites de Mako ont des valeurs en XCr comprises entre 0,59
et 0,64 comparables à celles des basaltes à olivine de Bouroum montrant des caractères
transitionels entre les MORB et les roches d'arcs insulaires (Dick et Bullen. 1984) . Par
contre, les valeurs des rapports XFe3+ compris entre 0,132 et 0,138 et les valeurs en
titane (0,77 - 0,80%) observés dans les chromites des wehrlites sont plus faibles que
dans celles des lherzolites qui ont des valeurs plus élevées en XFe3+ (0,217 - 0,223) et en
titane (2,74% - 2,82%). Ces caractères chimiques rapprochent les chromites des
lherzolites de celles des basaltes à olivine de Bouroum comparables aux basaltes ferrifères
des domaines intraplaques (Zonou, 1987).
Par ailleurs, le diagramme f02 en fonction de XFe3+ de Murck et Campbell.,
(1986) et repris par Zonou, (1987) pennet de donner une estimation empirique de la
fugacité d'oxygène du milieu de cristallisation du magma (fig.38). Cette estimation est

103
basée sur l'étude expérimentale réalisée à partir des chromites d'origine diverse à des
températures constantes de 1400 oC et 1250 oc.
Pour des températures de l'ordre de 1250°C assez proches de celles déjà estimées
par la géothermométrie des clinopyroxènes et des orthopyroxènes (cf. supra.), les valeurs
de XFe3+ des wehrlites sont comprises entre 0,132 et 0,134 correspondant à des f02 de
10-7 atm.
16
16
E
o
-

'"......
1-
.q,
+
6
-
.......
..'"..
....
g 4
_5
- 6
-7
-8
-10
Log foz
fig. 38 - Estimation de la fugacité d'oxygène dans les chromites des wehrlites
(Murck et Campbell. 1986).

104
5 - ETUDE DES MINERAUX METAMORPHIQUES
Les données géochronologiques obtenues sur l'évolution tectonométamorphique
des fonnations du protérozoïque inférieur du craton Ouest africain ont mis en évidence
deux cycles suivants :
- le cycle burkinien d'âge compris entre 2,4 et 2,15 Ga, affectant les terrains
dabakaliens;
- le cycle éburnéen d'âge compris entre 2,15 et 1,8 Ga, affectant les terrains
. birimiens (Lemoine et al., 1988, Boher et' al., 1992).
Ces deux événements qui ont modelé les terrains birimiens de l'Afrique de l'Ouest
se retrouvent dans la fenêtre de Kédougou - Kéniéba
Les panneaux d'amphibolo - gneiss de Sonfara d'âge Dabakalien (2,19 Ga, Dia,
1988) ont été décrits dans la partie nord du supergroupe de Mako (secteur de Laminia -
Kaourou). Ils sont marqués par un métamorphisme de faciès amphibolitique à hornblenbe
+ plagioclase (oligoclase andésine) + clinopyroxène (diopside) + curnmingtonite + biotite
+ épidote + chlorite. Ces fonnations très métamorphisées représenteraient la base de la
croûte birimienne (Dia, 1988).
L'ensemble volcanoplutonique étudié représente les fonnations birimiennes s. s., il
est affecté par un métamorphisme de faciès schistes verts à amphibolites au voisinage des
granitoïdes (Bassot, 1963, Ngom, 1985, Dioh,1986, Dia, 1988 N'diaye, 1989, Diallo,
1982,1994).
Si la zonéographie du métamorphisme thermique est bien circonscrite au voisinage
des granitoïdes syn-tectoniques de Kakadian (Dia, 1988, Dioh à paraître) et de Saraya
(N'diaye, 1989, 1994), celle de l'encaissant volcanosédimentaire paraît plus complexe~
En effet, à l'échelle cartographique, l'empreinte du métamorphisme n'est pas homogène,
les terrains nettement métamorphisés sont localisés au voisinage des granitoïdes syn
(batholite de Badon - Kakadian) ou tardi tectoniques (massif de Tinkoto, de
Bouroubourou) ou des shear zones d'extension régionale (Sabodala, Kérékounda). En
dehors de ces endroits, le métamorphisme est très faible et de nature statique en
conséquence à l'hydrothennalisme intense et aux phénomènes post - magmatiques
Les fonnations birimiennes encaissantes des granitoïdes sont affectées par des
phénoménes post-magmatiques qui, à des degrés variables, ont déstabilisé la minéralogie·
magmatique alors que, la texture est bien conservée.
Ces phénoménes sont les suivants :
- un métamorphisme océanique lié au contexte de mise en place de l'ensemble
volcanoplutonique auquel s'est surimposé un hydrothennalisme intense. Celui-ci se
traduit par une circulation de fluides riches en C(h, en H20, en silice, en fer et en

... , ,
105
magnésium qui se manifeste par une paragenèse à épidote + chlorite + quartz + calcite +
opaques qui percole les microfractures et les rares vacuoles dans les coulées de basaltes;
- un métamorphisme régional de faciès schites verts caractérisé par une
foliation rhéologiquement plus marquée dans les métasédiments s.l. que dans les
formations magmatiques avoisinnantes. Localement s'est surimposé un métamorphisme
de contact dû à la mise en place des granitoïdes.
Les paragenèses reconnues sont les suivantes :
- dans l'ensemble volcanoplutonique
albite + actinote + chlorite + épidote + quartz + leucoxène ±calcite ±opaques,
- dans les métasédiments
albite + quartz + séricite ± pyrophyllite.(Ngom, 1985).
5 - 1 - Composition des minéraux métamorphiques
Cette étude est basée sur les amphiboles qui sont des silicates ferromagnésiens
hydratés issus de l'ouralitisation partielle ou totale des clinopyroxènes magmatiques. Les
amphiboles ont été analysées dans l'ensemble volcanoplutonique et dans les mégasills
ultrabasiques différenciés de la partie méridionale du supergroupe de Mako.
5 - 1 - 1 - Les amphiboles de l'ensemble volcanoplutonique
Les formations volcanoplutoniques regroupées dans l'ensemble 1 ont été affectées
par le métamorphisme océanique et l'hydrothermalisme auquel s'est surimposé le
métamorphisme régional de faciès schistes verts d'intensité relativement faible (Ngom,
1985).
Les amphiboles ont été étudiées et analysées:
- dans les basaltes en spinifex et les basaltes en pillow où, elles se sont
substituées complètement aux clinopyroxènes magmatiques. Les amphiboles forment des
amas associés à de la chlorite, de l'épidote, des minéraux opaques et parfois du
leucoxène;
- dans les métadolérites et les métagabbros, où les phénoménes
d'ouralitisation attaquent la périphérie des ciinopyroxènes qui ne subsistent que sous
forme relictuelle. Dans certains métagabbros, ces processus sont effectifs dans les
clinopyroxènes II poecilitiques; il en résulte des amphiboles chloritisées à aspect fibreux
ponctué de fins opaques.
Les formules structurales des amphiboles ont été calculées selon la méthode de
Leake (1978) sur la base de 23 0 et en prenant tout le fer sous forme de FeO (tableau Il).
Ceci conduit à minimiser le rôle du Fe 3+ et surestimer les teneurs en Si et l'occupation du
site A de la molécule.

TABLEAU n° 11
ANALYSES CHIMIQUES DES AMPHIBOLES
NCEch
90-9
90-43
9O-6Ob 90-59a
63
90-63 90-12c
M2D
M2C
79
M3B
71
71
77
Points
2
6
Il
16
18
22
30
97
40
20
21
79
86
3
16
23
25
26
32
33
34
35
36
37
1
2
6
7
13
SI02
48,55
47,93
46,33
46,42 48,76 50,38
41,08
48,98
47,55
52,73
45,30
53,57
54,22
53,83
53,73
53,52
53,19
52,71
52,53
54,33
55,19 53,85 53,48
52,88
45,77
45,77 51,48 47,83 48,91
AI203
7,57
8,55
9,43
8,79
7,27
6,65
13,64
7,45
5,94
3,61
12,61
3,98
3,95
1,60
2,92
2,74
3,63
4,17
2,45
2,38
2,08
3,54
3,47
3,96
10,31
10,68
4,99
7,62
7,67
1102
0,19
0,28
D,52
0,46
0,20
0,19
1,20
0,15
0,10
0,00
D,52
0,00
0,00
0,24
0,06
0,00
D,OS
0,06
0,00
0,00
0,12
0,02
D,OS
0,09
1,96
1,95
0,63
2,64
0,93
FeO
13,82
14,50
13,91
14,03
11,93
Il,78
10,90
15,10
20,84
Il,26
14,01
9,39
8,95
17,01
12,52
13,22
Il,44
Il,85
12,25
Il,17
10,65
Il,57
10,77
Il,51
6,20
6,27
4,59
7,16
5,20
MnO
0,00
0,22
0,23
0,19
0,06
D,3D
0,33
0,32
D,57
0,34
0,32
0,24
0,36
0,24
0,23
0,27
0,29
0,34
0,25
0,23
0,31
0,15
0,43
0,26
D,ID
0,00
0,00
0,00
0,01
MgO
13,04
12,62
12,47
12,07
13,96
13,84
13,72
12,47
8,60
15,03
10,69
16,05
14,97
13,24
14,51
15,15
15,52
15,07
16,06
16,30
16,57
15,56
15,85
15,51
17,55
17,58 21,63
19,05 19,36
CaO
Il,66
10,92
Il,55
Il,61
Il,82
12,36
Il,59
10,99
Il,91
12,92
12,20
12,66
13,24
12,06
13,12
12,50
12,78
12,52
13,29
12,94
13,06
12,93
13,35
12,65
11,60
Il,91
12,12 10,69 12,33
Cr203
0,06
0,17
0,23
0,25
0,59
0,20
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,12
0,00
0,00
0,02
0,12
0,00
0,03
0,00
0,00
0,00
0,03
0,00
0,79
0,56
0,47
0,74
0,65
NIO
0,00
D,DO
0,08
0,82
0,05
0,00
0,13
0,08
0,04
0,00
0,04
D,DI
0,16
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,02
0,00
D,OS
0,20
Na20
l,ID
1,27
1,56
1,44
1,18
D,52
2,30
0,80
D,51
D,3D
0,95
0,00
0,20
0,33
0,27
0,20
0,33
0,35
0,31
0,24
0,14
0,29
0,35
0,45
2,74
2,38
1,18
2,11
1,74
K20
0,21
0,19
0,28
0,20
0,22
0,20
1,25
0,00
0,18
0,07
0,15
0,41
0,00
0,05
0,13
0,06
0,04
0,14
0,15
D,DI
0,07
0,00
0,04
0,13
0,15
0,18
0,04
0,18
0,08
TOTAL
96,20
96,65
96,59
96,28 96,04
96,42
96,14
96,34
96,24
96,26
96,79
96,31
96,17
98,60
97,49
97,68
97,39
97,21
97,32 97,60 98,19 97,91
97,82 97,44
97,17
97,30 97,13 98,07 97,08
FORMULE STRUCTURALE (23 Oxygènes eU3 calions)
SI
7,12
6,96
6,81
6,92
7,14
7,34
6,08
7,13
7,24
6,62
6,66
6,67
6,79
7,77
6,70
7,68
7,64
7,59
7,60
7,76
6,77
6,64
6,58
7,59
6,51
6,49
7,10
6,63
6,88
AIIV
0,88
1,04
1,19
1,08
0,86
0,66
1,92
0,87
0,76
D,53
1,34
D,58
D,58
0,23
0,43
0,32
0,36
0,41
0,40
0,24
D,3D
D,51
D,50
0,41
1,49
l,51
0,81
1,25
1,12
T
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
7,15
8,00
7,26
7,38
8,00
7,13
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
7,07
7,15
7,08
8,00
8,00
8,00
7,91
7,88
8,00
AIVI
0,43
0,43
0,44
0,46
0,39
0,48
0,45
0,40
0,31
0,00
0,84
0,00
0,00
0,04
0,00
0,14
0,25
0,29
0,02
0,17
0,00
0,00
0,00
0,26
0,23
0,27
0,00
0,00
0,16
,..<;>
Fe3+
0,39
0,73
0,45
0,12
0,26
0,08
0,61
0,77
0,34
0,00
0,24
0,00
0,00
D,3D
0,00
0,27
0,06
0,12
0,14
0,04
0,00
0,00
0,00
0,09
0,44
0,45
D,53
0,83
0,44
Q
~
TI
0,02
0,03
0,06
D,OS
0,02
0,02
0,13
0,02
D,DI
0,00
0,06
0,00
0,00
0,03
D,DI
0,00
0,01
0,01
0,00
0,00
D,DI
0,00
0,00
D,DI
0,21
0,21
0,07
0,28
D,ID
Cr
D,DI
0,02
0,03
0,03
0,07
0,02
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
D,DI
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,09
0,06
0,05
0,08
0,07
NI
0,00
0,00
D,DI
D,ID
D,DI
0,00
0,02
D,DI
0,00
0,00
0,00
0,00
0,02
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
D,Dl
0,02
Mg
2,85
2,73
2,73
2,68
3,05
3,00
3,02
2,70
1,95
2,81
2,34
2,98
2,80
2,85
2,70
3,24
3,32
3,23
3,46
3,47
3,03
2,86
2,91
3,32
3,72
3,71
4,45
3,94
4,06
Fe2+
1,31
1,03
1,26
1,63
1,20
1,36
0,74
1,07
2,31
1,37
1,48
1,13
1,09
1,75
l,52
1,31
1,32
1,30
1,34
\\,30
1,26
1,38
1,29
1,29
D,3D
0,29
0,00
0,00
0,17
Mn
0,00
0,03
0,03
0,02
D,DI
0,04
0,04
0,04
0,07
0,04
0,04
0,03
0,04
0,03
0,02
0,03
0,04
0,04
0,03
0,03
0,03
0,02
0,04
0,03
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
C
5,00
5,00
S,DI
S,ID
S,DI
5,00
5,02
5,01
5,00
4,22
5,00
4,14
3,95
5,00
4,25
5,00
5,00
5,00
5,00
5,00
4,34
4,26
4,25
5,00
5,00
5,00
5,09
5,13
5,02
Ca
1,83
1,70
1,82
1,85
1,85
1,93
1,84
1,71
1,94
1,74
1,92
1,69
1,78
1,87
1,75
1,92
1,97
1,93
2,06
1,98
1,72
1,71
1,76
1,95
1,77
1,81
1,79
l,59
1,86
Na(M4)
0,17
0,30
0,18
0,15
0,15
0,07
0,16
0,23
0,06
0,07
0,08
0,00
D,OS
0,09
Dm
0,06
0,03
0,07
0,00
0,02
0,03
0,07
0,08
D,OS
0,23
0,19
0,21
0,41
0,14
B
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
1,94
2,00
1,81
2,00
1,69
1,83
1,96
1,82
1,98
2,00
2,00
2,06
2,00
1,75
1,78
1,84
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
Na (A)
0,14
0,06
0,26
0,27
0,19
0,08
D,50
0,00
0,09
0,00
0,19
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,06
0,03
0,09
0,05
0,00
0,00
0,00
0,07
D,52
0,46
D,II
0,16
0,33
K
0,04
0,04
D,OS
0,04
0,04
0,04
0,24
0,00
0,03
D,DI
0,03
0,07
0,00
D,DI
0,02
D,DI
D,DI
0,03
0,03
0,00
D,DI
0,00
D,DI
0,02
0,03
0,03
D,DI
0,03
D,DI
A
0,18
0,09
0,32
0,31
0,23
D,II
0,73
0,00
0,13
D,DI
0,22
0,07
0,00
D,DI
0,02
Dm
0,07
D,OS
D,II
0,05
D,DI
0,00
D,DI
0,09
D,55
D,50
D,II
0,19
0,35
Fe2+(cal)
10,65
8,45
10,26
13,04
9,83
Il,16
6,00
8,79
18,14
Il,26
12,06
9,39
8,95
14,50
12,52
10,95
10,96
10,82
Il,09
10,84
10,65
Il,57
10,77
10,74
2,54
2,45
0,00
0,00
1,46
Fe3+(cal)
3,53
6,72
4,05
l,II
2,33
0,69
5,44
7,02
3,00
0,00
2,17
0,00
0,00
2,79
0,00
2,52
D,53
1,14
1,28
0,37
0,00
0,00
0,00
0,86
4,07
4,25
5,10
7,96
4,15
XMg
0,69
0,73
0,68
0,62
0,72
0,69
0,80
0,72
0,46
0,67
0,61
0,72
0,72
0,62
0,64
0,71
0,72
0,71
0,72
0,73
0,71
0,67
0,69
0,72
0,93
0,93
1,00
1,00
0,96
90 - 9, 90- 43, 90 - 60b =Basaltes komatül63 =Basaltes en pil10w de la panie SU( 90 - 63 =Métado1érite! 90 - 12 c = Métagabbros de Mamakono
77 =l1Jerzolites
79 =Gabbros pegmatit M2C =Gabbros à opx M2D =Pyroxénites
M3B et 71 =Gabbros pegmatit (Magrnatisme tardif)

. i
. ' ,
107
Toutes les amphiboles étudiées sont des amphiboles calciques caractérisées par :
(Ca + Na)B ~ 1,34 et NaB < 0,67.
Dans le diagramme de nomenclature (fig. 39), les amphiboles de basaltes en pillow
sont de compositions variables avec des valeurs en Si comprises entre 6,81 et 7,34. Elles
s'étalent dans le domaine des hornblendes magnésiennes à l'exception d'un échantillon
qui est une hornblende actinolitique (fig. 38). Leur composition est: (Na+K)A < 0,50,
Ti < 0,50.
Par ailleurs, les amphiboles des basaltes en spinifex schistosés (non représentées)
sont de composition (Na+K)A ~ 0,50, Ti < 0,50 et Fe 3+ ~ AIVI pour des teneurs en Si
faibles (6,08). C'est une hastingsite magnésienne avec des valeurs plus élevées en
(Na+K)A (0,73) et en alumine (13,64) que celles des hornblendes sus-citées.
Les amphiboles des gabbros différenciés sont des hornblendes magnésiennes avec
des teneurs en Si comprises entre 6,62 et 6,66, alors que celles des métado1érites sont des
ferro- hornblendes pour des valeurs en Si de l'ordre de 7,24.
De telles compositions sont comparables à celles qui ont été observées dans les
amphiboles des métabasites du métamorphisme schiste vert du Birimien du Sénégal
oriental (Ngom, 1985, Dioh, 1986, Dia, 1988, Diallo, 1994), du Burkina Faso (Zonou,
1987) et du Niger Occidental (Salah, 1991).
Dans le diagramme Allv 1 (Na+K)A (fig. 40), les points représentatifs des
amphiboles secondaires de l'ensemble volcanoplutonique s'étalent en majorité dans le
domaine des hornblendes montrant un site A faiblement occupé par les alcalins et une
substitution tsehermak:itique marquée par des valeurs élevée en Allv.
(CI. + HI.)B ~ 1.34; Hal < 0.67
(Ha.+K)A < 050; Ti < 0.50
1,0
1
4
l
2
5
7
9
11
~
I:J
ltJ
I:J
I:J
I:J


0,5

3
6
8
10
12
I:J
Ba.saJlu lD. piJbw
• Gilbros
0,0
8
Si
/0
7 /5
7 /0
6/5
6/0
5,5
fig. 39 - Répartition des amphiboles secondaires dans le diagramme X Mg 1Si.
légendes - 1 - Trémolite; 2 - Actinote; 3 - Ferro-actinote; 4 - Hornblende trémolite;
5 - Hornblende actinolitique; 6 - Hornblende ferro-actinolitique; 7 - Magnésio - hornblende;
8 - ferrohornblende; 9 - Hornblende ISChennakitique; 10 - Hornblende ferro ISChennakitique;'
Il - Tschennakite; 12 - Ferro - ISChennakite.

108
2,0
Tseh.
1:1
Parg.
2
;,
-
3 4
-
1,5
~
5 6

1:1
El
1:1
1,0
1:11:1
1:1
0,5
1 a 9
(Na+K)A
Act.
0,0 +-.....---r-.......-.--+-...----..,.---"""T"-.......---i
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1:1
Basaltes en pillow

Gabbros
fig 40 - Diagramme AllY / (Na + K)A
légendes - 1 - Tsehermakite, 2 - Pargasite, 3 - Hornblcnte tschermakite, 4 - Horblende pargasite,
5 - Hornblende, 7 - Hornblende édénitique, 8 - Hornblende actinolitique, 10 - Actinote.
L'état de vacuité du site A confirme le caractère secondaire de ces amphiboles. Par
contre, les amphiboles des basaltes à spinifex schistosés ont une composition pargasitique
traduisant une substitution édénitique caractéristique d'une élevation de températ~;~'
(Fabriès et al. 1984).
5 - 1 - 2 - Les amphiboles des mégasills ultrabasiques de Mako
Les massifs ultrabasiques de Mako représentent une série éruptive non déformée et
peu ou pas métamorphique de mise en place contemporaine à l'acquisition des structures
majeures éburnéennes.
Les amphiboles secondaires issues de l'ouralitisation des clinopyroxènes ont été
analysées dansJes 1herzo1ites et les faciès pegmatitiques du massif situé à l'Est de Mako,
alors que, dans les webstérites et les gabbros à orthopyroxènes de la partie gabbroïque'du
massif situé à l'Ouest de Mako, les amphiboles se substituent presque totalement 'aüx-
clinopyroxènes qui ne subsistent que sous forme rélictuelle.
Toutes les amphiboles sont de composition calcique caractérisée par : (Ca + Na)B ~
1,34 et NaB < 0,67.

109
1,0

~
1:]
!:pa
ll:J 1:]1:]1:]

1:]
0,5
,
1:]
O\\Ltst ~o
• Est~o
0,0
8,0
7,5
7,0
6,5
6,0
s,s
Si
fig. 41 - Nomenclature des amphiboles secondaires des mégasills
différenciés de Mako (Leake, 1978).
2,0
Tseh.
, g .
;>
1-04
-
<:
1,5
v
/
0
/
0
1,0
V
/
0
1] 0
0,5
/
D~
~~
0
Lheaolites

• Gabbrospegmatitiques
0
Gabbros
Act
à opx
0,0
.
1
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
(Na + K) A
fig.42 - Diagramme AlIV 1(Na + K)A.
Dans le massif situé à l'Ouest de Mako, les amphiboles des webstérites et des
gabbros à orthopyroxènes sont des hornblendes magnésiennes, alors· que celles des
gabbros pegmatitiques varient des hornblendes magnésiennes aux actinotes. Leur teneur
en Si varie de 6,58 à 7,76 pour des valeurs en (Na+K)A< 0,50 et Ti < 0,50.
Dans le massif situé à l'Est de Mako, les amphiboles des gabbros pegmatitiques
sont des actinotes et celles des lherzolites des hornblendes magnésiennes avec des teneurs

110
en Si comprises entre 6,63 et 7,77 pour des valeurs en (Na+K)A < 0,50 et Ti < 0,50.
Signalons qu'une amphibole poecilitique dans ces lherzolites montre des valeurs en
(Na+K)A ~ 0,50 , Ti < 0,50 et Fe 3+ ~ AIVI , c'est une hornblende édénitique vers la
périphérie, alors que, vers le centre du minéral, c'est une hornblende magnésienne
hastingsitique (fig. 41).
Dans le diagramme AIIv 1 (Na+K)A, les amphiboles secondaires de la partie
gabbroïque du massif situé à l'Ouest de Mako (clinopyroxènes des gabbros à
onhopyroxènes et des gabbros pegmatitiq ues) s'étalent en majorité dans le champ des
actinotes avec un léger empiétement dans celui des hornblendes. Celles des lherzolites du
massif situé à l'Est de Mako s'étendent entre les domaines des hornblendes et des
hornblendes pargasitiques dénotant d'une substitution tschermakitique et d'un état
d'occupation du site A plus important que les premières précitées (fig.42).
5 - 2 - Estimation des conditions thermodynamiques du métamorphisme régional
Les conditions thermodynamiques du métamorphisme régional peuvent être
estimées à partir des paragenèses observées dans l'ensemble volcanoplutonique et
métasédimentaire. Par ailleurs, les paragenèses secondaires du magmatisme tardif
permettront d'évaluer le degré de ces tranformations tardi à post-éburnéennes.
O,S
TI
1:::1
Basilles
/
0,4

/
Ga.hbros
/
a
Est }hko
/
. /
0
O'Uest M1Ico
0,3
0,2
l
0,1
:Ir.
o,0 +---Q---<>'I-O'--.-------"'-----.---<;L-::l<>Oo~_r_-----_r_----__l
8,0
fig. 43 - Répartition des amphiboles secondaires dans le diagramme de Leake (l965b).
1 - domaine des amphiboles magmatiques; II - domaine des amphiboles métamorphiques.
Les caractères métamorphiques des amphiboles sont mis en évidence par le
diagramme proposé par Leake (1965 b) et Vejnar (1975). Ce diagramme sépare les
amphiboles magmatiques ou ignées des amphiboles métamorphiques, les premières étant
plus riches en titane et plus pauvres en silice que les dernières. Les amphiboles

111
secondaires de l'ensemble volcanoplutonique se placent toutes dans le domaine des
amphiboles métamorphiques avec des valeurs faibles à nulles en Ti (fig. 43)
Les auteurs Shido et al., (1959), Leake, (1965b), Bard (1977), Liou et al., (1974),
Raase, (1974), Brown, (1977); Holloway et Burnham (1972), Hynes, (1982), Laird et
Albee., (1981), ont constaté une variation des teneurs en alcalins, en titane et en .
aluminiun dans les amphiboles au cours du métamorphisme. Certains auteurs (op. cil.)
ont proposé des diagrammes pennettant d'estimer les conditions thennobarométriques du
métamorphisme.
Les amphiboles de l'ensemble volcanoplutonique et des lherzolites reportées sur le
diagramme AIVI + Fe 3+ + Ti 1Allv de Laird et Albee (1981) se placent dans le domaine
des amphiboles de moyenne à basse pression (figs. 44, 45), alors que celles des gabbros
à onhopyroxènes du mégasill situé à l'Ouest de Mako ont plutôt une position excentrée
due à leur nature actinolitique et à leur faible teneur en AlVI et en titane.
Dans le diagramme AIVI 1 Si proposé par Raase (1974) le nuage de points
représentatif des amphiboles de l'ensemble volcanoplutonique est localisé tout juste en-
dessous de la limite des 5 Kb (fig. 46). Dans le diagramme (fig. 47), les amphiboles des
lherzolites sont localisés en - dessous de la limite des 5 kb, alors que celles des gabbros
pegmatitiques du mégasill situé à l'Ouest de Mako sont au-dessus de la droite des 5 Kb
dénotant leur caractère actinolitique.
2,0
....
....
,-
-
...
I:J
Basaltes
• Gabbros
,;t'. '"
. 'MP
, '"
1,5
.-
,;t'
E--
,
+
,
~
QJ
,'HP
~
,
+
~
1,0
>
"
-
'"
<
\\ ,
0,5
AIIV
0,0 +-----.-----,~--r-----r-.........,~-,----r-___t
0,0
0,5
l,a
1,5
2,0
.fig. 44 - Disposition des amphiboles du complexe volcanoplutonique
dans le diagramme de Laird et Albee (1981).
BP =basse pression, MP =moyenne pression, HP = haute pression

112
2,0 ....,....-------------,./~-....-------.
E-o
+
. '.
\\
('f")
~
MP
~
1,5
+
./
.-
. /
;;>
./
~ ./HP
/
/
1,0
"-
"
0,5
AIIV
0,0 +------,A----U'J.-L}-------r-----r-------I
0,0
0,5
1, a
1,5
2,0
o Lhcrzolites

Gabbros pegmatitiqucs (O. Mako)
D
Gabbros à oPX (O. Mako)
fig. 45 - Disposition des amphiboles secondaires des mégasills de dans le diagramme
de Laird et Albee. (1981). (même légende fig. 44).
1,40
ax. possible AlIV (Leake,1965)
AIVI
~
~
;>
1,20
-
<
1,60
Pargasite
0,80
0,60
El
0,40
0,20
I:J
Basaltes
• Gabbros
Edenite
Actinote
0,00
5,5
6,0
6,5
7,0
7,5
8,0
Si
fig.46- Disposition des amphiboles secondaires du complexe volcanoplutonique dans le
diagramme de Raase (1974).

113
1,4
1 / Max. possible AlVI
~ (Leake, 1965)
1,2
1,0
-~-<
0,8
0,6
0,4
0,2
o
0,0
5,5
6,0
6,5
7,0
7,5 Si 8,0
o Lherzolites Est Mako

Gabbros pegmatitiques (O. Mako)
D
Gabbros à opx (O. Mako)
fig. 47 - Disposition des amphiboles secondaires des mégasills de Mako
dans le diagramme de Raase (1974).
En effet. les teneurs élevées en AllY peuvent laisser supposer que les amphiboles
de l'ensemble volcanoplutonique se sont formées à de hautes températures (Leake, 1965,
Spear, 1971). Cependant, leurs teneurs élevées en silice écarte toute hypothèse d'une
origine ignée (Leake, 1965a , b).
Cette pression est relativement confirmée par le diagramme de Brown (1977) qui
nous donne des valeurs inférieures à 5 Kb (fig. 48).
Les amphiboles secondaires des lherzolites caractérisées par des valeurs en Na (M4)
et en AllY relativement élevées se placent en - dessous de la limite des 5 kilobars dans le
diagramme de Brown (1977). Leur position (fig. 49) peut s'expliquer par leurs teneurs
relativement élevées en Ti (0,05 - 0,3) et des variations importantes en aluminium total.
Un tel comportement ne peut s'expliquer que par l'absence de limite nette entre les stades
magmatiques et les phénoménes de rétromorphoses.
La limite inférieure du métamorphisme de faciès schiste vert est marquée par la
disparition de la prehnite selon la réaction:
5 prehnites = 2 Zoïsite + 2 grossulaires + 3 quartz + 4 H20.
Cette réaction est fixée expérimentalement à 4000 C pour une pression de 3 Kb
(Liou, 1971c).

114
2,0
a
Basaltes en Pillow
• Gabbros différenciés
~
'Z
1,5
1,0
skb
0,5
-- -
4kb
...
3kb
a
. .
El
a-.O..
I§I
B
B
B
--- .-
0,0
• El •

1
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
Any
fig. 48 - Disposition des amphiboles secondaires du complex.e volcanoplutonique
dans le diagramme de Brown (1977)
2 , 0 . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
1,5
1,0
skb
0,5 ~_----:-"---
4 kb
0
_..
0
CO
0
AllY
0,5
1,0
1,5
2,0
o Lherzolites
..
Gabbros pegmatitiques (O.Mako)
o Gabbros à 0px (O. Mako)
fig. 49 - Disposition des amphiboles secondaires des mégasills de Mako
dans le diagramme de Brown (1977).

115
La limite supérieure est la transition entre le faciès schiste vert et le faciès
amphibolite qui est placée à des températures comprises entre 475 et 550° C pour une
pression fluide = pression solide = 2 Kb (Liou et al., 1974). Ceci se traduit par la
décroissance et la disparition de la chlorite et un changement dans la composition des
amphiboles qui deviennent tschermakitiques dans le faciès amphibolite (Spear, 1971).
De telles données sont confIrmées par la présence de pyrophyllite dans la phase
argileuse des schistes pélitiques (Ngom,1985). La stabilité de ce minéral métamorphique
est fIxée entre 325 et 430°C à une pression de 1 à 4 Kb pour PH20 = Pfluide (Winkler,
1974).
Les estimations des paramètres thermodynamiques du métamorphisme de faciès
schiste vert de l'ensemble volcanoplutonique sont comparables à celles obtenues dans les
parties nord de la boutonnière (Dioh, 1986, Dia, 1988,Diallo, 1994) et dans le domaine
Baoulé-Mossi (Zonou, 1987, Fabre et al. 1989, Mortimer, 1990, Salah, 1991, Cheilletz
et al, 1994).
Les études pétrographiques et minéralogiques ont montré que la croûte birimienne
du supergroupe de Mako est constituée de coulées de basaltes associées à des
pyroclastites et à des termes hypabyssaux et plutoniques. Ce magmatisme basique est
relayé par une sédimentation chimique ou détritique marquant une période de quiescence
du volcanisme. Au - dessus, nous avons un volcanisme acide à intermédiaire de type
explosif. L'aspect des affleurements et leur nature agglomératique les rapproche des
bréches de coulées. Il est interstratifIé avec des roches volcanodétritiques plus fIns de
nature grauwackeuse à grésopélitique.
Ce complexe volcanoplutonique bimodal est associé à des mégasills différenciés et à
des dykes basiques de mise en place tardive.
Les mégasills sont représentés par massifs ultrabasiques différenciés en deux zones;
une zone péridotitique de nature wehrlitique ou Iherzolitique et une zone basique riche en
fer, constituée de gabbros à orthopyroxènes et 1 ou de webstérites avec des faciès
pegmatitiques à la périphérie du massif.
Le complexe volcanoplutonique basique est d'affinité tholéiitique. Il représente une
série magmatique comprenant des basaltes en spinifex, des basaltes massifs, des basaltes
en pillow évoluant jusqu'à des termes felsitiques de nature rh yodacitique, des
métadolérites et des gabbros.
Leur paragenése magmatique (± olivine + clinopyroxène + plagioclase. ± quartz ±
oxydes) est complétement déstabilisée en un assemblage secondaire de type actinote +
albite + chlorite + épidote ± calcite ± quartz caractéristique des domaines de basse
pression - basse température. Par contre, leur texture est bien conservée montrant le
caractère statique du métamorphisme.

116
Le magmatisme tardif d'affinité tholéiitique est mieux préservé du métamorphisme
général avec des minéraux plus sain. Malgré le caractère cumulatif de ces ultrabasites, leur
paragenèse magmatique et l'ordre d'apparition des minéraux est semblable à ceux de
l'ensemble volcanoplutonique tholéiitique.
Ces donnés pétrographiques et les résultats de terrains laissent présager des liens
comagmatiques entre le complexe volcanoplutonique et le magmatisme tardif. Leur
minéralogie typique d'une paragenèse de basse pression, donne des températures de
cristallisation de l'ordre de 1000 - 12()()OC pour des fugacités d'oxygéne de 10-7 atm.

CONTRAINTES
GEOCHIMIQUES

118
6 - ETUDES GEOCHIMIQUES DE L'ENSEMBLE VOLCANOPLUTONIQUE
Rappel des principaux groupes magmatiques
Les travaux préliminaires réalisés sur le magmatisme birimien aux environs de
Sabodala, ont permis de distinguer deux grands ensembles géochimiquement différents
(Ngom, 1985) :
- un ensemble tholéiitique très bien représenté, constituant la presque totalité
du magmatisme. Il comprend des coulées de métabasaltes de type 1 et de type II, des
roches hypabyssales (métadolérites) et des roches plutoniques (gabbros de Mamakono);
- un ensemble calco - alcalin plus discret, il s'exprime sous forme de filons de
microgranite, d'andésite ou de petits massifs de gabbros ou de granitoïde.
L'extension de ce secteur a pennis une meilleure caractèrisation des différents faciès
qui composent ce magmatisme bimodal.
En fait, cet ensemble tholéiitique regroupé sous le terme de complexe
volcanoplutonique (présente étude) est représenté par des métabasaltes en spinifex (type
1), des métabasaltes en pillow (type II), des métabasaltes massifs et des métabasaltes
andésitiques associés à des pyroclastites. Ce volcanisme basique est différencié jusqu'à
des termes acides représentés par des rhyodacites ou des dacites de Ouassa et de Mako. Il
est associé à des termes hypabyssaux (métadolérites) et plutoniques (gabbros de
Mamakono et de Ouassa).
Le magmatisme calco - alcalin intermédiaire à acide est à caractère explosif, les
termes agglomératiques prédominent largement sur les laves qui n'affleurent que dans les
parties sud du supergroupe de Mako.
Le magmatisme basique à ultrabasique tardif est composé de sills ou de dykes qui
affleurent très bien dans le secteur de Mako - Kanéméré.
L'étude géochimique, objet de ce travail concernera les ensembles suivants:
1- le complexe volcanoplutonique tholéiitique,
II - le volcanisme calco - alcalin
ru - le magmatisme basique à ultrabasique.
Elle sera axée sur une caractèrisation systématique des ensembles tholéiitiques (1 et
II) et calco - alcalin en prenant en compte les différents faciès et leur répartition
géographique. Les résultats obtenus permettront de proposer d'une part, une
caractèrisation plus compléte du volcanisme bimodal du supergroupe de Mako dans les
secteurs où il est préservé de toute granitisation et d'autre part, de proposer un modèle
d'environnement géotectonique ou de mise en place qui font encore objet de discussion et
la signification de la série calco - alcaline.

119
Méthodes analytiques
Pour obtenir ces résultats, nous avons utilisé les analyses chimiques des éléments
majeurs, des éléments en traces, des terres rares complétées par les données isotopiques
disponibles aussi bien dans le secteur d'étude et les en virons (Abouchami et al., 1990,
Boher et al., 1992), dans la partie nord du supergroupe de Mako (Dia, 1988) et dans tout
le craton Ouest africain (Boher et al., 1992).
Les caractérisations géochimiques et pétrogénétiques et leur contexte de mise en
place sont basés sur les variations de concentrations et les rapports inter-éléments qui sont
dosés dans trois laboratoires différents.
- Au Centre de Recherches Géochimiques et Pétrographiques de Vandoeuvre à
Nancy (France). Le dosage des éléments majeurs, et des traces est réalisé par
fluorescence des rayons X et par absorption atomique. Le dosage des terres rares a été
réalisé par la méthode d'émission plasmique ICP.
- Au laboratoire du service commun d'analyses de l'Université de Nancy 1. Le
dosage des éléments majeurs, et des traces est réalisé par fluorescence des rayons X et
par absorption atomique.
- Au laboratoire d'essai aux rayons X de Ontario au Canada. Le dosage des
éléments majeurs, et des traces a été réalisé par fluorescence des rayons X et par
absorption atomique. Le dosage des terres rares et de certains éléments en traces est
effectué par les méthodes d'émission plasmique (DCP, lCP).
Les isotopes du Nd et du Sm et leur concentration ont été obtenus par dilution
isotopique suivant les méthodes décrites par Michard et Albaréde, (1986), par Abouchami
et al., (1990) et par Boher et al., 1992) suivant la technique de Tomlinson et Das
Kuptas., (1953) et de Moore et al., (1973) au CRPG de Nancy.
Les isotopes du plomb ont été dosées au spectrométre de masse par Vialette au
laboratoire de Géologie du CNRS de Clermont - Ferrand.
Les résultats de ces analyses sont reportés sur le tableau d'analyses (tableau. 12)

TABLEAU n 0 12
ANALYSES CHIMIQUES DE L'ENSEMBLE VOLCANOPLUTONIQUE
B.Pillow
Bas. Kom81.
EchanL
90-64"
90-72"
91-6
MS15
91-4
63+
90-16"
27+
N3
90-6"
1'58
90-6Ob
90-82"
90-11"
90-60a
90-9
90·43"
PZ
90-61"
T29
90-42"
229
90-5"
SI02
53,1
51,9
51,67
50,23
49,84
49,51
48,8
47,23
47,29
47,78
43,3
55,49
53,2
52,7
52,6
52,25
51,45
51,19
51,29
51,49
51,9
50,87
48,7
TI02
0,7
0,69
0,59
1,26
0,96
0,79
0,63
0,82
1,2
0,66
1,35
0,78
0,92
1,01
0,86
0,86
0,93
0,92
0,83
0,98
0,93
1,01
0,87
A1203
12,6
13,4
13,08
13,49
13,98
14,3
13,5
14,42
14,62
14,26
15,19
10,85
11,8
12,9
11,25
11,6
11,01
10,73
Il,64
11,49
11,1
11,32
10,6
Fe203·
11,2
12,2
11,69
14,04
13,41
12,82
12,2
12,57
15,16
12,1
17,22
11,05
12,1
12,4
12,17
11,6
13,28
12,27
11,13
12,78
12,5
13,33
13
MnO
0,2
0,17
0,17
0,2
0,17
0,2
0,18
0,2
0,22
0,16
0,24
0,2
0,2
0,18
0,17
0,16
0,22
0,22
0,2
0,23
0,19
0,27
0,19
MgO
7,01
6,4
6,8
5,33
6,37
8,67
7,95
8,95
7,36
7,44
6,83
7,46
8,22
7,02
8,75
8,61
9,53
9,69
7,96
8,19
9,19
9,23
10,5
CaO
9,9
10,5
11,28
9,84
9,33
10,63
13,2
11,26
6,79
12,86
8,57
11,5
9,23
9,33
9,58
8,66
8,66
10,35
15,18
12,7
10,4
9,33
9,57
Na20
3,06
2,69
2,33
3,42
2,61
1,83
1,39
1,63
3,72
2,16
2,32
1,45
2,87
3,3
3,49
3,7
3,3
l,54
0,19
0,77
1,72
2,44
2,44
K20
0,13
0,14
0,03
0,12
0
0,13
0,09
0,18
0,03
0
0,03
0,22
0,31
0,25
0,12
0,11
0,12
0,63
0,08
0
0,73
0,3
0,19
nos
0,06
0,06
0,1
0,13
0,12
0,1
0
0,11
0
0,17
0
0,2
0
0
0,19
0,17
0,2
0,03
0,19
0,05
0
0,09
0,07
PF
1,47
2,08
2,12
2,2
3,02
0,97
2,31
2,5
3,42
2,27
3,92
0,95
0,85
0,93
0,61
1
1,01
1,96
1,21
1,44
1,62
l,53
2,93
TOTAL
99,43
100,23
99,86
100,3
99,81
99,95
100,25
99,87
99,81
~99,86
98,97
100,15
99,7
100,02
99,79
98,72
99,71
99,53
99,9
100,12
100,28
99,72
99,06
mg.
0,57
0,52
0,55
0,44
0,50
0,59
0,58
0,60
0,50
0,56
0,45
0,59
0,59
0,54
0,60
0,61
0,60
0,62
0,60
0,57
0,61
0,59
0,63
CaO / A1203
0,79
0,78
0,86
0,73
0,67
0,74
0,98
0,78
0,46
0,90
0,56
1,06
0,78
0,72
0,85
0,75
0,79
0,96
1,30
l,Il
0,94
0,82
0,90
CaO/TI02
14,14
15,22
19,12
7,81
9,72
13,46
20,95
13,73
5,66
19,48
6,35
14,74
10,03
9,24
11,14
10,07
9,31
11,25
18,29
12,96
Il,18
9,24
11,00
....
A1203/TI02
18,00
19,42
22,17
10,71
14,56
18,10
21,43
17,59
12, 18
21,61
11,25
13,91
12,83
12,77
13,08
13,49
11,84
Il,66
14,02
11,72
11,94
11,21
12,18
N
c::>
NI
112
71
88
88
106
126
113
142
150
149
109
184
160
120
180
176
234
345
219
220
196
333
319
Co
43
46
46
68
46
nd
48
nd
95
47
129
45
57
61
50
49
56
84
48
100
69
96
71
Cr
230
64
79
113
213
256
140
252
232
217
102
501
410
190
598
633
906
869
585
478
520
737
950
Cu
70,6
39
120
150
88
102
102
90
113
104
150
124
117
95,5
84
102
150
110
119
116
149
116
V
351
327
248
348
320
261
287
256
352
257
278
232
312
315
261
282
267
264
246
260
306
300
399
Sr
86
43
73
86
III
97
123
99
83
129
135
280
74
31
39
39
76
270
127
284
172
158
65
Zn
90,5
86,1
68
nd
81
73
78,1
74
nd
68
nd
65
95,5
101
78
76
80
nd
65
nd
90,8
nd
84
Rb
26
<10
8
11
8
15
<2
17
10
5
10
7
2
<2
7
<5
7
18
7
10
10
10
12
Ba
124
70
<5
53
<5
37
21
89
53
<5
36
54
54
82
15
28
<5
173
10
28
190
57
190
Nb
14
21
<5
nd
<5
5
<2
4
nd
<5
nd
6
<2
7
5
6
5
nd
5
nd
3
nd
<10
Zr
52
36
35
nd
55
50
30
50
nd
35
nd
75
64
87
75
77
77
nd
63
nd
68
nd
44
Y
22
<10
18
nd
21
19
14
17
nd
17
nd
19
u
28
18
22
20
nd
20
nd
15
nd
25
Be
4
5
1,1
nd
1,2
nd
2
nd
nd
0,8
nd
1,1
4
7
1,1
1
1,2
nd
1,1
nd
4
nd
4
Ga
nd
nd
17
nd
18
nd
18,5
nd
nd
28
nd
29
242
23,5
26
30
30
nd
34
nd
247
nd
Sc
nd
43,6
38,7
nd
38
nd
33,7
nd
nd
41,9
nd
35,5
35,4
32,6
39
38,9
41,2
nd
37,7
nd
34,5
nd
38,8
Analyses elTectuées au Canada (.)
Analyses elTectuées au laboratoire du service commun de Nancy 1 (+)
Analyses eJTectuées au laboratoire du CRPG de Vandoeuvre (Nancy)
\\.;
s:\\J..

ANALYSES CHI~lIQUESDE L'ENSn1llLE VOLCANOPLUTO:-iIQUE
B. Massif
Rhyodacite
Gabbros
AU lom
Echanl.
T 17
47+
34+
80+-
23+
90-89°
90-978°
51+
19+
91·3
M28
91·15
90-398°
41
61
90· 24 °
64
90·94· 90·83· 90·84·
62
90·12· 90·44·
91·288
91·28A
SI02
45,01
56,03
56,2
55,51
55,53
54,6
54,2
51,24
51,6
49,25
49,2
48,09
74,3
79,81
58,92
57,3
56,45
56,3
55,6
52,6
50,42
45,3
44,5
59,29
67,62
TI02
0,99
0,94
0,85
0,77
0,98
1,39
1,04
1,39
1,19
0,8
0,84
0,7
0,21
0,16
0,86
0,46
1,62
0,86
0,7
1,38
0,88
1,13
0,67
0,77
0,44
A120J
Il,86
15,21
13,51
15,2
15,12
15,2
14
16,43
15,83
13,88
14,36
13,66
Il,7
9,41
15,78
12,3
12,05
14,9
13,5
12,9
16,01
12,9
15,2
15,88
13,61
Fe20Jo
13,59
9,64
9,34
8,29
9,66
Il,4
8,96
11,12
9,96
12,58
12,14
12,3
2,68
3,49
8,13
7,72
18,1
9,15
8,88
15,6
10,58
18,3
13,6
5,41
4,64
MnO
0,2
0,16
0,18
0,18
0,18
0,16
0,14
0,19
0,18
0,2
0,2
0,16
0,09
0,02
0,11
0,14
0,2
0,14
0,015
0,21
0,14
0,25
0,2
0,05
0,05
MgO
10,21
4,78
7,21
5,27
5,47
4,04
8,52
5,41
4,26
7,8
8,2
6,68
0,45
0,06
2,97
8,07
1,67
6,32
6,4
4,42
6,23
6,7
10
3,72
2, 16
CaO
9,08
5,35
6,46
7,64
5,69
8,39
7,31
8,OR
4,73
9,25
9,29
6,5
2,64
0,76
5,24
8,19
4,62
7,09
8,34
7,99
8,3
11,6
10,5
6,34
5,25
Na20
2,05
5,96
2,89
4,31
4,24
2,76
2,63
2,91
4,14
2,4
2,42
2,42
5,27
4,73
5,23
3,26
4,4
3,38
3,01
3,1
2,91
1,49
1,34
6,09
4,09
K20
0,1
0,21
0,78
0,1
0,29
0,59
0,49
0,58
1,17
0,68
0,33
°
0,96
0,44
0,59
1,15
0,2
0,58
1,73
0,14
1,16
0,11
0,17
0,6
0,38
P20S
0,07
0,13
0,12
0,11
0,15
0,19
0,14
0,27
0,26
0,13
0,07
0,11
0,02
0,14
0,32
0,11
0,35
nd
0,21
0,13
0,22
0,Q3
nd
0,17
0,12
PF
6,58
1,42
2,46
2,49
2,53
1,23
2,7
2,28
6,62
2,89
2,99
9,19
1,7
0,45
2,05
1,31
0,44
1,39
l,54
1,85
2,92
2,08
3,85
1,35
1,33
TOTAL
99,74
99,83
100
99,87
99,84
99,95
100,13
99,9
99,94
99,86
100,04
99,81
100,2
99,47
100,2
100,1
100,1
100,1
100,2
100,3
99,77
99,9
100
99,67
99,69
~o
0,61
0,51
0,62
0,57
0,54
0,43
0,67
0,50
0,47
0,57
0,59
0,53
0,26
0,03
0,43
0,69
0,16
0,59
0,60
0,37
0,55
0,43
0,61
0,58
0,48
CaO / A1203
0,77
0,35
0,48
0,50
0,38
0,55
0,52
0,49
0,30
.0,67
0,65
0,48
0,23
0,08
0,33
0,67
0,38
0,48
0,62
0,62
0,52
0,90
0,69
0,40
0,39
CaO /T102
9,17
5,69
7,ro
9,92
5,81
6,04
7,03
5,81
3,97
Il,56
Il,06
9,29
12,57
4,75
6,09
17,80
2,85
8,24
Il,91
5,79
9,43
10,27
15,67
8,23
11,93
A120J/ Tl02
Il,98
16,18
15,89
19,74
15,43
10,94
13,46
Il,82
13,30
17,35
17,10
19,51
55,71
58,81
18,35
26,74
7,44
17,33
19,29
9,35
18,19
Il,42
22,69
20,62
30,93
N
NI
285
86
210
147
128
87
245
95
44
140
135
118
9
6
30
87
12
164
54
43
115
61
277
74
79
Co
76
39
42
72
59
64
0,5
31
29
37
42
40
40
49
49
69
75
35
52
Cr
735
94
395
209
131
37
370
174
35
323
335
209
<10
6
20
650
Il
230
190
18
58
8,9
250
298
105
Cu
48
18
91
15
97,1
58,9
35
13
98
86
1,9
12
53
33,7
14
63,1
5R,3
36,4
101
343
101
128
94
V
295
219
193
168
184
313
209
220
184
282
285
255
22
18
87
200
Il
195
200
423
188
928
238
185
96
Sr
164
135
152
138
190
209
433
266
86
120
120
76
148
55
332
377
137
173
397
74
286
65
113
643
732
Zn
46
53
52
48
103
97,6
134
117
82
nd
80
144
20
58
67,8
138
73,3
86,S
105
75
87,9
93,3
46
49
Rb
1,65
Il
24
9
12
<10
29
37
43
16
6,2
5
32
10
16
36
8
10
42
<2
31
12
<2
17
13
Ba
25
41
192
84
44
142
191
124
92
448
96
<5
326
312
128
514
340
135
527
67
195
190
54
420
249
Nb
nd
7
7
7
6
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nd
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nd
136
122
120
134
159
113
145
229
45
nd
42
412
291
143
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110
105
74
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24
78
84
Y
nd
24
18
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19
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19
nd
17
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27
25
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22
16
25
nd
14
9
Be
nd
nd
nd
nd
nd
4
4
nd
nd
1,2
nd
0,8
4
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0,69
3
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7
0,5
5
12
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0,6
Ga
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
28
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17
nd
20
22,8
20,4
29,7
18
nd
21
14
14
Sc
nd
nd
nd
nd
nd
26,5
20,2
no
no
nd
nd
38,5
3,46
7,4
20,2
29,5
31
21,2
24,2
35,3
32
62,8
24,8
24,78
12,1
Analyses elTeclutes au Canada (0)
Ana1Yles elTeclutel au laboratoire du service commun de Nancy 1 (+)
Analyses elTeclutes au laboratoire du CRPG de Vandoeuvre (Nancy)

122
6 - 1 - La série tholéiitique
Elle concerne le complexe volcanoplutonique constitué de métabasaltes en spinifex,
de métabasaltes en pillow, de métabasaltes massifs, de métabasaltes andésitiques et des
différenciats acides de nature rhyodacitique associés à des tennes métadoléritiques et
gabbroïques. Ce complexe, comme ses équivalents dans les parties septentrionales du
supergroupe de Mako, représentent le magmatisme basique birimien du Sénégal oriental
d'affinité tholéiitique (Debat et al., 1984; Ngom, 1985,1989; Dioh, 1986; Dia, 1988,
Diallo, 1994).
6 - 1 - 1 - Caractèrisation géochimique du complexe volcanoplutonique
Les résultats des analyses chimiques des différents faciès pétrographiques de
l'ensemble volcanoplutonique sont consignés sur le tableau nO 12.
6 - 1 - 1 - 1 - Comportements des éléments majeurs
La silice
Les teneurs en silice dans le complexe volcanoplutonique présentent de grands
écarts suivant les faciès. Dans les basaltes, elles varient entre 43 et 56% très proches de
celles obtenues dans les gabbros qui sont comprises entre 44 et 58%. Les rhyodacites qui
sont plus riches en silice contiennent entre 74 et 79%.
Soulignons le gap compositionnel de 20% qui marque l'absence de tennes
intennédiaires dans le spectre chimique de ce magmatisme.
L'alumine
Les teneurs en alumine montrent de faibles variations (9 - 16%) dans le complexe
volcanoplutonique. Elles sont plus faibles dans les basaltes à spinifex (10 - 12%), par
contre leurs valeurs sont comparables dans tous les autres faciès basaltique et gabbroïque
(12 - 16%). Les rhyodacites malgré leur caractère felsitique sont peu alumineuses (9 -
Il %) comm_e les tennes basiques.
Ces valeurs en alumine sont relativement faibles comparées à celles généralement
rencontrées dans les magmas tholéiitiques qui sont de l'ordre de 14 - 15% avec uri
minimum de 13,5% (Besson etFonteilles, 1974). Par ailleurs, elles sont comparables à
celles des tholéütes archéennes (Condie, 1976, Arndt et al., 1992 à paraître).

123
Le fer total
Les teneurs en fer total sont relativement élevées avec des valeurs supérieures à 8%
dans le complexe volcanoplutonique. Les basaltes en spinifex et les basaltes massifs sont
les faciès les moins ferrifères (8 - 13%), alors que les basaltes en pillow (11 - 17%) et les
gabbros (9 - 18%) sont les plus riches en fer total et peuvent évoluer jusqu'à des
ferrogabbros (18%) ou des ferrobasaltes (17%) avec une cristallisation massive d'oxydes
ferrotitanés.
Dans les termes rhyodacitiques, les teneurs en fer total sont comprises entre 2 et
3%.
Le titane
Le complexe volcanoplutonique est faiblement titanifère (0,4 à 1,6%) comparé aux
tholéiites abyssales (Miyashiro, 1975). Si les basaltes en pillow et les basaltes massifs
montrent des valeurs comparables en titane (0,5 à 1,3%) et un peu plus faibles que celles
des gabbros (0,4 à 1,6%), les teneurs en titane dans les basaltes en spinifex sont plus
faibles (0,6 à 1%).
Toutes les analyses de titane obtenues sur le complexe volcanoplutonique ont des
valeurs supérieures à 0,6%, valeurs minimales des MORB (Sun et al., 1978).
Les termes rhyodacitiques sont très peu titanifères (0,1 à 0,2%).
Le magnésium
Le magnésium varie entre 4 et 10%, ces valeurs relativement faibles, attestent du
caractère évolué du complexe volcanoplutonique.
Les teneurs en magnésium sont plus élevées dans les basaltes en spinifex (7 à 10%)
qui représentent les termes les plus primitifs de la série magmatique étudiée, alors qu'elles
sont plus faibles dans les basaltes en pillow et les basaltes massifs (5 à 8%). Dans les
gabbros, les variations de magnésium sont plus importantes, elles varient de 1% dans les
termes les plus évolués à 10% dans les faciès gabbroïques les moins évolués.
Les teneurs relativement faibles en MgO et du rapport Mg:;é (mg number) écartent
tout caractère primitif de ces roches. Ces valeurs sont plus élevées que celles obtenues
dans les tholéiites des planchers océaniques (Miyashiro, 1975), mais comparables à celles
des tholéiites archéennes (Condie, 1985; Cattell et Taylor 1990).
Le calcium
Le calcium varie globalement de 4 à 15%. Les, basaltes en spinifex sont les plus
riches en calcium (9 - 15%), alors que, les basaltes en pillow (6 - 13%), les basaltes

124
massifs (4 - 9%) et les gabbros (4 - Il %) sont moins calciques. Ces valeurs élevées dans
les basaltes en spinifex dépourvus de plagioclase, témoigne de l'importance des
clinopyroxène dans leur minéralogie.
Les rhyodacites ont des valeurs faibles en CaO (0,7 à 2%).
Le potassium
Les teneurs en potassium sont faibles à l'état de traces dans les basaltes en pillow (0
à 0,1 %), elles sont sensiblement plus élevées dans les basaltes en spinifex (0 - 0,7%), les
basaltes massifs (0 à 1,1 %) et les gabbros (0,1 à 1,7%). Par contre, elles sont faibles
dans les rhyodacites (0,4 à 0,9%).
6 - 1 - 1 - 2 - Comportements des éléments de transition (Ni, Cr)
Le chrome et le nickel sont des éléments compatibles qui présentent beaucoup
d'affinité avec les olivines et les pyroxènes.
Les teneurs en nickel varient entre 12 et 345 ppm et celles du chrome entre 8 et 950
ppm dans tout le complexe vo1canoplutonique.
Les valeurs les plus élevées sont observées dans les basaltes en spinifex (Ni, 120 -
345 ppm; Cr, 190 - 950 ppm) considérés comme les tennes les plus primitifs de la série
magmatique étudiée, alors que, les basaltes massifs (Ni, 44 - 235 ppm; Cr, 35 -395
ppm), les gabbros (Ni, 12 - 277 ppm; Cr, 8 - 650 ppm) et les basaltes en pillow ont des
valeurs plus faibles en ces éléments. Les basaltes en pillow de la partie sud (zone de
Mako - Kanéméré) sont plus riches en Cr (252 - 256 ppm) et en Ni (126 - 142 ppm) que
ceux de Sabodala (Ni, 71 - 150 ppm; Cr, 64 - 232 ppm).
Les valeurs observées dans les basaltes en spinifex sont plus élevées que celles
obtenues dans les MORB (Miyashiro et al., 1975), elles se rapprochent plus de celles des
tholéiites archéennes (Gill, 1979; Cattell et Taylor, 1990; Arndt et al., 1992 à paraître).
6 - 1 - 1 - 3 - Comportements des éléments (Zr, Nb, Y)
Ces éléments à champ d'action élevé sont réputés incompatibles lors des processus
magmatiques.
Le zirconium montre des variations imponantes et des teneurs élevées dans les
basaltes massifs de la partie sud (120 - 229 ppm) et les basaltes en spinifex (35 - 87
ppm), alors que les valeurs sont faibles dans les basaltes en pillow (30 - 55 ppm) et les
gabbros (24 - 105 ppm) de Sabodala. Dans les rhyodacites les teneurs en Zr sont
comprises entre 291 - 412 ppm.

125
Le niobium est faible dans les basaltes en spinifex (3 - 7 ppm) et dans les gabbros
(5 - 10 ppm), contrairement aux basaltes en pillow (14 - 21 ppm), aux basaltes massifs
(6 - 27 ppm) et aux rhyodacites (16 - 44 ppm) où les teneurs sont plus importantes.
L'ytrium est légérement plus déprimé dans les basaltes en pillow (14 - 22 ppm) et
les basaltes en spinfex (15 - 25 ppm) que dans les basaltes massifs (17 - 31 ppm) et les
gabbros (9 - 59 ppm). Il varie de 40 à 88 ppm dans les rhyodacites.
Le complexe volcanoplutonique est montre des caractéres géochimiques suivants:
- le titane et l'alumine ont des teneurs faibles, alors que le magnésium et le fer
total ont des teneurs relativement plus élevées comparées aux tholéiites;
- le potassium montre des valeurs plus significatives dans autres faciès
volcaniques que dans les basaltes en pillow de Sabodala;
- les teneurs en chrome et en nickel sont plus élevées dans les faciès en
spinifex considérés comme les plus primitifs de la série magmatique;
- le niobium présente des valeurs relativement élevées dans le volcanisme
basique.
6 - 1 - 2 - Mobilité des éléments majeurs
Les phénomènes post-magmatiques aboutissant à la déstabilisation des minéraux
primaires ont été maintes fois évoqués lors de l'étude pétrographique. Ces processus tels
que le métamorphisme, l'hydrothermalisme et les altérations avec l'eau de .mer se
traduisent du point de vue minéralogique par une saussuritisation et une albitisation plus
ou moins poussées des plagioclases, une ouralitisation des pyroxènes souvent associée à
une épidotisation et une chloritisation et par une silicification relativement intense. Les
effets de rétromorphose minéralogique engendrent des modifications dans le chimisme
global de la roche, ce qui peut rendre les tentatives de discrimination trés hypothétiques.
De nombreuses études ont été consacrées au degré de mobilité de certains éléments
chimiques lors des phénomènes post-magmatiques (Melson et al., 1966 ; Miyashiro et
al.,1969 ; Hart, 1970; 1973; Mathews,1971; Thompson, 1973; Amstutz, 1974; Smith et
Smith., 1976; Helltnann et al., 1977; Chikhaoui, 1981; Gélinas et al. 1982; Ludden et al.
1983; Beswick 1983; Ait et Honnorez. 1984; Korkiakoski; 1992, Tourpin 1992...). Les
résultats de ces travaux sont consignés sur le tableau 13 ci-dessous.
Outre l'importance de ces processus d'altération intervenant sur la minéralogie
primaire, le degré d'oxydation du fer constitue également un bon outil d'évaluation de
l'état d'altération de la roche. En effet, il a été reconnu que l'altération des basaltes des
rides médio-océaniqùes au contact de l'eau de mer entraîne une augmentation des teneurs
en eau et en fer ferrique, une perte en magnésium et en fer total (Engel et al. 1965). Le

126
rapport Fe3+/Fe2+ qui est un bon indicateur du degré d'oxydation de la roche est d e - ' : .
l'ordre de 0,20 dans les basaltes frais des rides médio-océaniques (Hart, 1970).
GAIN
PERTE
IMMOBILITE
Epidotisation
Fe3+, Ca, Sr, Zr, Cu
Na, Mg, Fe2+, Ba,
Cr, REE
Rb, K, Si, Ti, Ni, Nb
Chloritisation
MgO, Na, K
Cao
A12Ü3
Albitisation
Si, Na
Cao
A12Û3
K20, FeO, Tiü2, Ba,
CaO, MgO, Na20,
A1203, Cu, Ga, Sc,
Altération sI.
Rb, Sr
Si02, Co, Cr, Ni
Zn
Métamorphisme
Na20, SiÛ2
K20, A1203, CaO
TiÛ2
Schiste-vert
(FeO+ MgO)
tableau 13 - tableau récapitulatif de la mobilité des élémen ts chimiques
lors des phénomènes post magmatiques.
6 - 1 - 1 - 2 -Les dIagrammes Na20 / CaO et Si02/ (Na20 + K20)
Les phénomènes de spilitisation liés à l'albitisation des plagioclases se traduisent
par une augmentation de Na20 accompagnée d'une diminution de CaO (Rocci, 1980;
Stephens, 1980).
Dans le diagramme Na20 / CaO (fig. 50), les nuages de points représentatifs des
basaltes analysés montrent une bonne corrélation négative. Les valeurs les plus élevées en
Na20 sont observées dans certains faciès de gabbro ou de basaltes massifs riches en
~- ,-
plagioclase. Ces derniers montrent un degré de spilitisation plus élevé que les basaltes en
pillow et les basaltes en spinifex qui occupent en partie le champ des basaltes frais
dessiné par Stephens (1980).
L'ensemble des faciès étudiés montre une évolution caractéristique d'une tendance
de cristallisation fractionnée ou d'assimilation.
Cette mobilité des alcalins (Na20 + K20) est encore mise en évidence dans le
diagramme Si02 / (Na20 + K20) (fig. 51). En effet, les nuages de points représentatifs
de l'ensemble volcanoplutonique et plus particulièrement des basaltes en pillow et des
basaltes en spinifex sont localisés dans le champ des basaltes témoignant d'un degré
d'altération relativement faible (Hughes, 1973). Par ailleurs, nous remarquons une
certaine mobilité des alcalins dans les gabbros et les basaltes massifs comme
précédemmentobservée.
Nous avons dosé le fer ferreux sur trois échantillons de basaltes en pillow et de
basaltes massifs afin de détenniner la proportion du fer ferrique et d'extrapoler sur les
autres échantillons de basaltes. Les valeurs du rapport fer ferrique/fer ferreux sont de
l'ordre de 0,23 assez proches des valeurs données par Hart (1970) pour des basaltes des

127
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dans le diagramme CaO / Na20.
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fig. 51 - Disposition de l'ensemble volcanoplllloniqllc
dans le diagramme Si02 / (Na20 + K20).

128
rides océaniques. Ceci qui confinne le caractère faiblement altéré des basaltes de Mako
objet de cette étude.
6 - 1 -1 - 3 - Variations chimiques des majeurs
Les valeurs de Mg * (Mg2+ / Fe2+ Mg2+) varient suivant les faciès des termes de
l'ensemble volcanoplutonique. Elles sont étalées entre 0,44 et 0,59 dans les basaltes en
pillow avec les valeurs les plus élevées dans les pillows de la partie sud, entre 0,54 et
0,63 dans les basaltes en spinifex , entre 0,46 et 0,65 dans les basaltes massifs et entre
0,37 et 0,67 dans les gabbros associés. Les roches volcaniques felsitiques ont des
valeurs de Mg * comprises entre 0,03 pour la rhyodacite de Mako et 0,25 pour la
rhyodacite de Ouassa.
Les écarts faibles observés dans les basaltes en pillow et les basaltes en spinifex
montrent leur caractére peu évolué contrairement aux basaltes massifs et les gabbros qui
présentent des tennes plus évolués.
Ces valeurs sont comparables avec celles obtenues dans les parties nord du
supergroupe de Mako (Dioh, 1986, Dia, 1988, Diallo, 1994).
Les valeurs de Mg * dans les basaltes étudiés sont comparables à celles obtenues
dans les tholéiites archéennes qui ont une valeur moyenne de 0,53 et plus faibles que
celles de MORB (Gill, 1979). Comparés aux MORB, les basaltes de Sabodala ont un
degré de fractionnement plus avancé.
Les diagrammes de variations des principaux oxydes en fonction de l'indice de
différenciation Mg* (mg number) mettent en évidence des tendances caractéristiques (fig.
52).
Le MgO montre une bonne corrélation positive avec l'indice de différenciation qui
est moins nette avec le CaO où les points sont plus dispersés. Vis à vis du MgO, les
champs représentatifs des basaltes se chevauchent et montrent une certaine homogénéité
des valeurs en magnésium, contrairement au champ représentaif des gabbros qui est
nettement plus étalé.
Nous retrouvons les mêmes caractéristiques dans l'évolution du CaO, ce qui dénote
de l'importance du fractionnement des clinopyroxènes et des plagioclases.
L'alumine, le fer et le titane montrent une corrélation négative avec le Mg*.
L'alumine montre des nuages de points regroupés et chevauchant pour tous les faciès à
l'exception de ceux des gabbros qui sont un peu plus étalés vers les valeurs faibles en
Mg*. Les faibles teneurs en alumine obervées dans les basaltes en spinifex sont
comparables à celles des tholéiites archéennes (Arndt et al., 1992).
Le fer total et le titane présentent des caractères plus dispersés avec des teneurs plus
élevées dans certains faciès de gabbros et de basaltes. Dans l'ensemble; le fer diminue
des basaltes en spinifex à Mg * élevés pour augmenter rapidement dans les faciès les plus

129
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fig. 52 - Variations chimiques des éléments majeurs en fonction cie Mg 1111111ber Mg;!:.

130
évolués tels que les ferrobasaltes. Une telle caractéristique, est typique d'une évolution
tholéiitique.
Signalons le caractère riche en fer des basaltes en spinifex qui représentent les
faciès les moins.évolués du magmatisme étudié.
Les points représentatifs des alcalins et de la silice sont très dispersés à cause d'une
certaine mobilité au cours des phénoménes postmagmatiques. Les basaltes en spinifex
montrent grossièrement les mêmes valeurs en silice que les basaltes en pillow (> 50 %);
ils sont comparables aux basaltes magnésiens riches en silice (Redman and Kayes,
1985).
Les termes felsitiques comprennent les rhyodacites de Ouassa et de Mako. Celle de
Mako est plus ferrifère et plus siliceuse que la rhyodacite de Ouassa qui montre des
caractères plus alumineux, plus calciques et plus potassiques. Les teneurs en alcalins sont
comparables (5,96 - 4,44 %).
Nous r:emarquons que les basaltes en spinifex ont des compositions relativement
homogènes et s'individualisent des autres faciès volcaniques par leur caractère peu
alumineux, peu titanifère et riche en fer total et en magnésium.
L'enrichissement en fer, en titane et la silice presque constante au cours de la
différenciation est typique d'une série tholéiitique. Les valeurs en K20 sont relativement
faibles (0 - 1,17 %); les plus élevées se rencontrent dans les basaltes massifs (0,1 -
1,1%), les gabbros (0,1 - 1,7%) et les basaltes en spinifex (0,02 - 0,7%), alors que les
basaltes en pillow de valeurs plus faibles en potassium, s'apparentent "aux low - K
tholéiites" qui ont des teneurs en K20 < 0,30 % (Gill, 1979).
Les rapports CaO / Ti02 (3 - 20) et Ah03 / Ti02 (10 - 22) montrent des écarts
comparables pour tous les basaltes confondus et proches de ceux des MORB (Sun et
Nesbitt, 1978, Sun et al, 1979). Par contre, pour le rapport CaO / Ah03.les basaltes en
spinifex ont des valeurs proches de 1 (0,93), distinctes de celles obtenues dans les
basaltes en pillow et les basaltes massifs (0,5 - 0,6). Ils sont comparables à celles des
MORB primitifs à faibles teneurs en Ti02 inférieures à 0,70% (Sun et al., 1979) et aux
basaltes de Bouroum 1 avec des valeurs en TiÛ2 supérieures à 0,60% (Zonou 1987).
Pour une même valeur en Mg:;e, les basaltes étudiés sont différents des MORB de
par leur valeurs faibles en Al203 et en Ti02. Ils sont moins alumineux que les tholéiites
d'arc qui ont des valçurs de 14 - 19% d'alumine (Jakes et al. 1970).
Dans l'ensemble, le fer diminue dans les basaltes en spinifex à mg "number" élevés
pour augmenter rapidement dans les faciès les plus évolués des basaltes en pillow et des
gabbros. Une telle caractéristique est typique d'une évolution tholéiitique.

131
6 - 1 - 3 - Géochimie des éléments en traces
6 - 1 - 3 - 1 - Mobilité des éléments en traces
Comme les éléments majeurs. certains éléments en traces montrent une certaine
mobilité en réponse aux phénomènes post-magmatiques (cf. tableau nO 13).
Les éléments lithophiles à rayon atomique élevé (L.I.L.E) tels que le Ba, le Rb, et
le K sont mobiles au cours de l'altération. Leurs teneurs augmentent dans les basaltes
altérés par l'action de l'eau de mer et par les phénomènes hydrothermaux (Humphris et
al., 1978, Chikhaoui, 1981). Par ailleurs, concernant le Sr, les avis sont partagés, dans
le cas des altérations avec l'eau de mer. Pour certains, le Sr est mobile (Cann, 1970~
Chikhaoui, 1981), alors que d'autres, soutiennent sa quasi stabilité lors des altérations à
basse température ou encore, son enrichissement dans les basaltes altérés riches en
épidote (Condie et al. 1977, Humphris et Thompson., 1978).
Les éléments de transition comme le Cr, le Ni, le V, et le Co sont considérés
comme très peu mobiles lors des phénomènes d'altération s.l. (Winchester et al. 1976)~
par contre, Chikhaoui (1981) remarque une certaine mobilité du Ni et du Co dans les
basaltes altérés. Par ailleurs, ils ont été considérés comme éléments immobiles lors des
altérations par l'eau de mer (Hart, 1970~ Hart et al., 1974; Mott! et al., 1979).
Les éléments de haute densité de charge (H.F.S.E) tels que le Zr, le Nb, l'Y sont
réputés stables lors du métamorphisme de faciès schistes verts et des phénomènes
d'altération (Humphris et Thompson. 1978; Pearce et Norry., 1979~ Pritchard et al.,
1979~ Sun et al., 1979).
6 - 1 - 3 - 2 - Variations chimiques des éléments en traces
La figure 53 reflète bien les comportements des éléments en traces en fonction de
Mg*.
Le chrome et le nickel dont leur degré de fractionnement est contrôlé par la
cristallisation des olivines et des pyroxènes montrent des "trends" caractéristiques
marquées par de bonnes corrélations positives avec l'indice de différenciation Mg*. Les
courbes montrent une inflexion entre les valeurs de 0,55 à 0,60 de Mg* traduisant un
enrichissement en Cr et en Ni plus rapides que celui du Mg*. Les basaltes en spinifex
sont plus riches en Cr (190 - 950 ppm) et en Ni (120 - 345 ppm) que les basaltes en
pillow (64 - 256 ppm, 71 - 150 ppm) et les basaltes massifs (35 - 395,44 - 245 ppm).
Dans les gabbros, les variations en Cr et en Ni sont beaucoup plus importantes, elles sont
successivement (8 - 650, 12 - 277 ppm).

132
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fig. 53 (bis) - Variations des éléments en traces en fonction de Mg:;t.

134
Les valeurs observées dans les basaltes en spinifex sont pl~~ élevées que celles
signalées dans les MORB qui varient entre 200 et 400 ppm pour le Cr et entre 30 et 200
ppm pour le Ni et dans les IAT où le Cr varie entre 0 et 30 ppm et le Ni entre 0 et 50 ppm
(Jakes et al., 1970).
Les basaltes en pillow et les basaltes massifs sont moins chromifères que les
MORB, alors que leurs valeurs en Ni sont comparables. Par contre, les teneurs en Cr et
Ni sont plus élevées que celles observées dans les IAT.
Les termes felsitiques de Ouassa et de Mako montrent des teneurs comparables en
Cr « 10 ppm) et en Ni « 10 ppm). Elles s'inscrivent dans la même tendance que celle de
leur équivalent basique avec des valeurs plus faibles.
Les basaltes de Laminia situés au Nord du supergroupe de Mako (Dia, 1988) sont
moins chromifères (135 - 212 ppm), mais de valeurs en Ni (113 - 309 ppm) comparables
à celles des basaltes en pillow de la partie sud et à celles des basaltes en spinifex.
Dans les secteurs de Kaourou - Massakounda, ces éléments varient entre 82 et 79
ppm pour le Cr et entre 103 et 162 ppm pour le Ni (Diallo, 1994), ces valeurs sont plus
faibles que celles rencontrées dans l'ensemble volcanoplutonique étudié.
Le vanadium montre le même comportement que le titane lors des processus de
fractionnement. Il est représenté par des nuages de points caractéristiques de chaque
faciès pétrographique. Les basaltes en pillow (248 - 352 ppm) et les basaltes en spinifex
(261 - 399 ppm) montrent des teneurs plus élevées en V que les basaltes massifs (168 -
313 ppm).
Les laves felsitiques représentent les termes les plus pauvres en vanadium avec des
valeurs proches de 20 ppm.
Cet enrichissement en V dénote de l'importance du fractionnement de l'ilménite ou
de la titanomagnétite dans les faciès les plus évolués et surtout dans les gabbros où ces
minéraux riches en titane ont été observés. Les valeurs en V observées dans les parties
nord (Dia, 1988, Diallo, 1994) sont plus faibles que celles des basaltes étudiés.
Les diagrammes du Rb, du Sr et du Ba montrent des points représentatifs très
dispersés dénotant du degré de mobilité élevé de ces éléments (cf. supra.). Remarquons
que les teneurs en Rb et en Ba sont relativement plus élevées (> 20 ppm) dans les faciès
évolués des gabbros et certains basaltes massifs que dans les faciès volcaniques basiques
et acides. Signalons que les rhyodacites de Ouassa sont plus riches en Sr (148 ppm) que
celle de Mako (55 ppm).
Le il, le Nb et l'Y réputés très stables et hygromagmaphiles sont utilisés pour la
classification, la pétrogenèse et la reconnaissance de l'environnement géotectonique des
roches volcaniques (Pearce et Cann., 1973, Winchester et Floyd., 1977, Pearce et
Norry., 1979).
Le Zr varie entre 30 et 52 ppm dans les basaltes en pillow avec les valeurs les plus
faibles dans la partie sud, entre 35 et 87 ppm dans les basaltes en spinifex et entre 42 et

135
229 ppm dans les basaltes massifs. Les valeurs obtenues dans les basaltes en pillow sont
comparables à celles des basaltes de Laminia qui varient entre 45 et 65 ppm (Dia, 1988);
par contre les valeurs en ces éléments dans les basaltes massifs sont proches de celles des
basaltes de Kaourou - Massakounda (20 - 131 pp m, Diallo, 1994).
Le Nb varie entre 4 et 21 ppm dans les basaltes en pillow, entre 3 et 7 ppm dans les
basaltes en spinifex et entre 6 et 27 ppm dans les basaltes massifs. Les valeurs observées
dans les basaltes étudiés sont un peu plus élevées que celles des basaltes de Laminia qui
varient entre 3 et 6 ppm (Dia, 1988) et des basaltes de Kaourou - Massakounda - Soréto
(4 - 9 ppm Diallo, 1994). Par contre, les teneurs en niobium dans les basaltes en spinifex
sont comparables à celles obtenues dans les basaltes des parties septentrionales du
supergroupe de Mako.
L'Y varie entre 14 et 22 ppm dans les basaltes en pillow, entre 17 et 28 ppm dans
les basaltes en spinifex et entre 17 et 31 ppm dans les basaltes massifs. Les valeurs
obtenues dans les basaltes en pillow et dans les basaltes massifs sont comparables à celles
des basaltes de Laminia qui varient entre 14 et 22 ppm (Dia, 1988) et dans les basaltes de
Kaourou - Massakounda où elles varient entre 15 et 31.ppm (Diallo, 1994).
Le néobium, l'ytrium et le zirconium montrent grossièrement une pente évolutive
décroissante avec l'indice de différenciation dans les roches de l'ensemble
volcanoplutonique. Si le i l et le Nb montrent des variations relativement importantes, les
valeurs en Y sont groupées et restent pratiquement constantes en fonction de Mg number.
Les basaltes en pillow de la partie méridionale du supergroupe de Mako sont plus
nickéliféres, plus chromiféres et plus déprimés en néobium, en zirconium et en ytrium
que ceux de la partie centrale (Sabodala). Les basaltes massifs de la partie sud ont des
teneurs plus élevées en néobium, en zirconium et en ytrium que les basaltes en pillow du
secteur de Sabodala-Kérékounda.
Pour un même Mg:# (0,56 - 0,57), les basaltes en spinifex sont plus riches en
chrome en nickel et en strontium, par contre, plus pauvres en rubidium, en baryium et en
alumine que les basaltes en pillow et les basaltes massifs. Le néobium et l'ytrium
montrent de faibles variations dans les basaltes en pillow et les basaltes en spinifex, alors
que le zirconium a des valeurs plus faibles dans les basaltes en pillow que dans les autres
faciès de basaltes.
Les basaltes étudiés montrent des caractéristiques géochimiques comparables aux
tholéiites archéennes (Arndt et al., 1992). Ils se distinguent des MORB classiques (Ti02,
1 - 2,5%, A1203, 14 - 19%, Ni,97 ppm, Cr, 227 ppm) et des tholéiites d'arc (TiÛ2, 0,5
- 1,5%, Ah03, 14 - 19%, Ni, 0 30 ppm, Cr, a - 50 ppm) par des teneurs en Ti02 et
A1203 relativement faibles et des teneurs en Ni et en Cr plus élevées (Engel et al., 1965;
Jakes et Gill, 1970).
Sur le tableau 14, les rapports Ti 1Zr dans les basaltes en pillow (80 - 126), dans
les basaltes en spinifex (62 - 113) et dans les basaltes massifs (31 - 1(0) apparaissent

Lamffila
Kaourou-
Basaltes
Basaltes
Basaltes
Bouroum
NMlll<K
Ml II< K
PMUKB L.aakro
Basaltes
(Dia,
Massakoun
Pillow
Komatiitiques
Massifs
(Zonou,
Toumodi
Archéen
1988)
da- SorélO
1987)
(Mortimer (Condie,
(Diallo,
, 1992)
1985)
1994)
Ti/Zr
77 - 103
108 - 412
80 - 106
62· 113
31 . 100
54 - 98
100 - 110
-
-
91
107
Ti/Y
214 - 282
250·592
190 - 289
208 - 286
230 - 438
134 - 279
250
-
-
287
321
-Vol
Zr/Y
2,3 - 2, 7
1,4-2,3
1,9 - 2,9
1,7-4,17
2-7
2-4
2,2 - 4,2
3,1 ·4,7
7,1
3,14
2,8
e-
Y/Nb
3,2 - 4,6
0,9 - 3,7
1,5 - 4,2
3,1 - 4
1 - 3
4,2 - 30
4,6 - 23
1,9 - 4,3
0,9 - 1,2
14
-
Zr/Nb
8 - 12
1,3 - 8,6
1,7 • 12
12 - 15
5·22
21-94
> 17
8,5 - 15,5
6,3
44
-
Tableau N 0 14 - Comparaison des rapports caractéristiques des basaltes birimiens dans le craton Ouest Africain
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,
:;':-
!
t4
r~
; ~

137
comparables à ceux des basaltes archéens qui ont une moyenne de 84 (Condie, 1985) et
aux NMORB (Sun et al., 1979).
A l'échelle du craton Ouest Africain, ces valeurs sont comparables à celles obtenues
dans les autres parties du super groupe de Mako (Dia, 1988) avec des écarts notoires
dans le volcanisme de Massakounda - Soréto (108 - 412, Diallo, 1994).
Elles sont relativement plus élevées que celles des rnoléiites de Bouroum (54 - 98,
Zonou, 1987) mais de valeurs proches de celles de Toumodi (91 - 107, Monimer, 1992)
Les rapports Ti / y sont comparables à ceux des basaltes archéens (264, Condie,
1985) et auxNMORB (250, Sun et aL, 1979) sauf pour les basaltes massifs qui ont des
valeurs plus élevés (230 - 438). Les rappons dans ces derniers sont plus élevés que ceux
obtenus dans les basaltes de Laminia (214 - 282, Dia, 1988) et dans les basaltes de
Bouroum (134 - 279, Zonou, 1987), mais plus faibles dans ceux de Kaourou-
Massakounda - Soréto (250 - 592, Diallo, 1994).
Les rapports Zr / y dans les basaltes en pillow (1,9 - 2,9) sont plus faibles en
comparaison avec les NMORB (2,2 - 4,2, Sun et al., 1979), les basaltes archéens (3,5,
Condie 1985) et les basaltes de Bouroum (2 - 4, Zonou, 1987). Par contre, ils sont
proches de ceux des basaltes de Laminia (2,3 - 2,47, Dia, 1988) et de Kaourou-
Massakounda - Soréto (1,4 - 2,3, Diallo, 1994). Les basaltes en spinifex ont des valeurs
intermédiaires (1,7 - 4,17) entre les N et les TMORB (2,2 - 4,7). Ces valeurs sont
comparables à celles des basaltes de Bouroum et de Toumodi et à celles des basaltes
d'âge archéen. Par ailleurs, les basaltes massifs ont des valeurs proches des T et
PMORB.
Les rapports Y / Nb des basaltes en pillow (1,5 - 4,2), des basaltes en spinifex (3,1
- 4) et des basaltes massifs (l - 3) sont comparables aux rapports obtenus dans les
TMORB (1,9 4,3) et dans les basaltes de Laminia (3,6 4,6); mais ils sont plus faibles
que ceux de Bouroum (4,2 - 30) et de Kaourou - Massakouna - Soréto (0,9 - 3,7). Ces
derniers montrent des valeurs proches de celles des basaltes massifs.
Les rapports Zr / Nb des basaltes en pillow (1,7 - 12), des basaltes en spinifex (12
- 15) et des basaltes massifs (5 - 21) sont comparables à ceux obtenus dans les TMORB
(Le Roexet al., 1983). Les valeurs sont un plus faibles dans les basaltes en pillow.
Ces rapports dans les basaltes étudiés comparables à ceux des basaltes de Laminia
(8 - 12) mais, un peu plus faibles que ceux de Kaourou - Massakouna - Soréto (1,3 -
8,6).
Les basaltes de Bouroum ont des valeurs en Zr / Nb comprises entre 21 - 94, plus
fones ue celles obtenues dans le volcanisme basiue du supergroupe de Mako.
Le complexe volcanoplutonique des parties centrale et méridionale du supergroupe
deMako est représenté par une série magmatique évoluant des termes basiques jusqu'à
. des termes felsitiques. Les variations des oxydes en fonction de l'indice de différenciation

138
montrent 'que les processus magmatiques sont marqués essentiellement par les
phénomènes de différenciation fractionnée.
L'évolution des oxydes tels que le fer montre un comportement typique d'une série
tholéiitique.
Pour de mêmes valeurs en Mg>t:, les basaltes étudiés sont plus chromifères, plus
titanifères et moins alumineux que les MORB (Miyashiro, 1975), par contre, leur
composition chimique les rapprochent des tholéiites archéennes (Arndt et al., 1992 à
paraitre).
Le caractère peu alumineux et ferrifère des basaltes birimiens sont reportés dans
d'autres sillons du craton Ouest Africain. Ainsi, Alric et al., (1991) comparent les
basaltes de ia Haute Comoè à des tholéiites continentales, alors que, le volcanisme
basique du sillon de Niandian serait mis en faveur d'un rifting intracontinental (Tegyey et
Johan., 1989).
6 - 1 - 4 - Nomenclature
Divers diagrammes ont été proposés pour la classification géochimique des roches
volcaniques. Les phénomènes post-magmatiques précédemment énoncés qui ont affecté à
des degrés variables l'ensemble volcanoplutonique, ont pour conséquence une mobilité
de certains éléments chimiques ce qui rendent ainsi inadéquate l'utilisation de certains
diagrammes. Par conséquent, il est nécessaire de faire cette classification à partir des
éléments réputés immobiles, peu affectés par les phénomènes post-magmatiques (cf.
supra).
6 - 1 - 4 - 1 - Le Diagramme CIPW
Les formations de l'ensemble volcanoplutonique des parties méridionale et centrale
du supergroupe de Mako sont des tholéiites (fig. 54). Les termes basiques se répartissent
entre les les tholéiites à olivine et les tholéiites à quartz montrant un certain degré de
saturation en quartz. Les termes acides sont plutôt attirés vers le pôle quartz avec des
teneurs élevées en silice (80 %).
Signalons l'ampleur relative de la silicification secondaire qui attire le nuage de
points vers le pôle quartz, ce phénomène observé dans tous les faciès, est très marqué
dans les basaltes massifs et les gabbros généralement spilitisés.
L'absence des termes alcalins et l'abondance des tholéiites rapprochent le
supergroupe de Mako aux tholéiites des autres provinces birimiennes du craton Ouest
africain et aux provinces archéennes de Yilgarn en Australie (Hallberg, 1972) et de
Minnesota (Arth et Hanson., 1975).

139
HY
QI
o
N
o -.
.
~
•o

• • iC
o ·0
o Basaltes en pillow,
.~
.
-
Basaltes massifs

Basaltes komatiitiques

Gabbros
Rhyodacite
'--
.....IoL_-..N
Q
D
fig. 54 - Disposition de l'ensemble volcanoplllllll1iqlll: <I~II1S il:
diagramme nonnatif de Yoder et Tilley (10(12).
1 - Tholéiites à quartz, 2 - Tholéiites à olivine,:1 - Ih~;lill'S ;i1c~i1il1s.
fig. 55 - Répartition des roches de l'ensemble VO!c:IIlOI)llIIOl1iqllC
dans le diagramme de Winchester et Floyd (1')77).

140
6 - 1 - 4 - 2 - Le diagramme Si02 - Zr / Ti02
Ce diagramme proposé par Winchester et Floyd. (1977) présente l'avantage de
pouvoir séparer une suite alcaline d'une suite sub-alcaline et de retracer l'évolution d'une
série magmatique par le rapport il / TiÛ2 considéré comme un index de différenciation.
La presque totalité des roches de l'ensemble volcanoplutonique se place dans le
champ des roches subalcalines avec un faible écart vers le champ alcalin lié aux teneurs
relativement élevées en il dans ces faciès (fig. 55).
Les basaltes en spinifex et les basaltes en pillow se partagent entre les domaines des
basaltes et des andésites, alors que les basaltes massifs sont presques tous andésitiques.
Les rhyodacites de Ouassa et de Mako se localisent dans le champ des rhyolites avec des
valeurs élevées en silice.
6 - 1 - 4 - 3 - Le diagramme Zr / Ti02 - Nb / Y.
Ce diagramme confirme le caractère sub-alcalin du magmatisme basique birimien de
Mako. En effet, la répartition des points (fig. 56) montrent clairement une série
magmatique sub - alcaline avec des termes basaltiques (basaltes en pillow et basaltes en
spinifex), des termes andésitiues (basaltes massifs) et felsitiques (rhyolites).
La position des basaltes en spinifex, termes les plus primitifs de la série
magmatique dans le champ des andésites peut être liée à leur caractère riche en silice et en
Zr, mais également peut refléter du caratère relativement évolué de ces faciès (Mg* 0,56-
0,57).
6 - 1 - 4 - 4 - Le diagramme de Jensen (1971).
Le diagramme Fe203t + TiÛ2 - Al203 - MgO présente un double intérêt; il permet
d'une part de discriminer les séries komatiitiques des tholéiites et d'autre part, de mettre
en évidence une suite continue de faciès pétrographiques.
Le nuage de points représentatif de l'ensemble volcanoplutonique se regroupe à la
limite des champs de basaltes komatiitiques et des basaltes tholéiitiques (fig. 57). Les
basaltes à spinifex se placent nettement dans les basaltes komatiitiques, alors que les
basaltes en pillow et les basaltes massifs successivement entre les champs des tholéiites
ferrifères et des tholéiites normales. Les gabbros sont dispersés dans tout le champ des
tholéiites et les rhyodacites sont d'affinité tholéiitique et se situent dans le prolongement
de la série volcanoplutoniue basique.

141
~
Rhyolites
0
.-~
,1
-\\-N
~"';
...
.01
AnMsilè
Basallès
J
~
Basaltes sub-alcalins Basaltes alcalins
.GO ~ -t--......--.---T""T"""T""T""T...--,.--"T""""""'"""'T'"'...,..,-,.,----..--...--.---r"'-.--T">+
. 01
. 1
Nb/Y 10
fig. 56 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le
diagramme Zr / Tiü2 / Nb / Y.(même légendes fig. 50)
Fe203t + Ti02
0
Bas. Pillow

Bas. Komat.

Bas. Massifs
o Gabbros
t:.
Rhyodacite
Al203
l\\'1g0
fig. 57 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique
dans le diagramme de Jensen (1977).
1 - Fe Th, tholéiites ferrifères; 2 - N Th; tholéiites normales; 3 - Mg Th, tholéiites
magriésiennes; 4 - champ des basaltes en spinifex; 5 - champ des komatiitiques
ultrabasiques; GBK - champ des basaltes en spinifex de Niandian, GK - champ des
komatiitiques ultrabasiques de Niandian; MT - champ des basaltes en spinifex de Munro
Township.

142
Les tholéiites étudiées montrent un net enrichissement en fer. Les basaltes en
spinifex tendent vers une affinité komatiitique semblable aux basaltes komatiitiques du
sillon de Niandian en Guinée (Tegyey et Johan. 1989), ils se particularisent de ceux de
Munrotownship au Canada par leur caractère plus ferrifère (Arndt et al., 1977).
Les basaltes en spinifex sont constitués essentiellement de clinopyroxène en texture
de spinifex. Ils sont caractèrisés par :
- ils sont siliceux, avec des teneurs variant entre 49 - 56%,
- ils sont faiblement alumineux, l'alumine est comprise entre 10 - 12% et peu
titanifères (proches de 1%) avec des rapports A1203 / Ti02 presq ue constants (Il - 14),
- les teneurs en MgO varient entre 7 et 10% avec une moyenne de 8,73%
- les teneurs en Cr sont en moyenne de 594 ppm et celles du Ni de 222 ppm.
Ces deux dernières valeurs ajoutées au Mg~ comprises entre 0,54 - 0,63
témoignent du caractère évolué de ce type de roche. Les basaltes en spinifex sont
comparables aux basaltes komatiitiques riches en silice encore appelés siliceous - high
magnesium basalts (Arndt et al., 1977: Redman et Kayes, 1985; Canell et Taylor, 1990).
Ils sont différents de la série komatiitique de Niandian en Guinée qui ont des caractères
plus primitifs par l'appartition d'olivine et de spinelles dans leur composition modale.
6 - 1 - 4 - 5 - Le Diagramme MgO / Zr.
En reportant les termes du volcanisme étudié sur le diagramme (fig. 58), nous
pouvons mettre en évidence trois groupes distincts :
- un groupe faiblement enrichi en HFSE (Zr<50 ppm), représenté par les
tholéiites de la panie centrale (zones de Ouassa, Sabodala, Khossanto Ouest) et les
basaltes en pillow du domaine Ouest de la partie méridionale du supergroupe de Mako;
- un groupe moyennement enrichi en HFSE (50 < Zr<100 ppm), regroupant
les basaltes en spinifex de la panie centrale;
- un groupe enrichi en HFSE (Zr> 100 ppm) représenté par les basaltes
massifs de la partie sud (domaine Est de la zone de Mako - Kanéméré). Les roches
volcaniques de nature rhyodacitique sont enrichis en HFSE, celles de Mako est moins
riche en Zr (293 ppm) que son équivalente de Ouassa (415 ppm).
Conclusion
L'ensemble volcanoplutonique étudié est représenté par une série magmatique
continue composé de Ùloléiites à hypersthène normatif. Les termes les moins différenciés
sont les basaltes en spinifex à affinité komatiitique moyennement enrichis en Zr, les
basaltes en pillow faiblement enrichis en Zr, ils sont comparables aux tholéiites ferrifères
et les basaltes massifs fortement enrichis en Zr, proches des tholéiites normales. Les

143
laves felsitiques de Ouassa et de Mako de composition rhyolitique, interprétées comme
les différenciats acides du volcanisme basique sont les termes les plus riches en lI.
Le complexe volcanoplutonique étudié apparaît comme une province volcanique de
type basalte - rhyodacite comparable à cellles qui ont été décrites dans les parties
septentrionales du supergroupe de Mako, dans d'autres secteurs birimiens du domaine
Baoulé - Mossi (Côte d'Ivoire, Guinée) et certaines provinces archéenes (Afrique du
Sud, Australie ).
.300
~
0
BlS. Pill. C.
• BlS. Mtss. N.
0
Bu. Pill. S.
250
• BlS. MlSs. S.
RlJvodAcies

!J.
.. ~l. a.ciies
• Bu. komlt.
200

150
•• •



High II tholéiites
100
-""..
_.....
...
...
• • •

6
... ..
Medium II tholeiites
50
D •
0

Low II tholeiites
0
o.
0
MgO
o
1
12
10
8
ft
4
2
o
fig. 58 - Disposition de l'ensemble volcanique dans le diagramme MgO / lI.

144
6 - 1 - 5 - Affinités géochimiques et contextes géotectoniques du magmatisme
Introduction
Si le caractère tholéiitique du complexe volcanoplutonique étudié est bien établi, l'
environnement géotectonique de mise en place proposé est très contreversé (Ngom,
1985, 1990, Dioh, 1986, Deschamps et al, 1986, Dia, 1988, Abouchami et al., 1990,
Boher et al., 1992, Diallo,1994).
Les tentatives de reconstitution du contexte de mise en place des formations
birimiennes ne cessent de soulever beaucoup de contreverses au sein d'un même sillon ou
entre différents sillons du craton Ouest Africain. Ces difficultés d'ordre méthodologique,
sont dues au fait que les modéles géodynamiques du magmatisme sont mieux définis au
phanérozoique qu'au Précambrien. Ce qui rend parfois inadéquate l'utilisation des
diagrammes de discrimination pour les roches paléovolcaniques.
De telles lacunes peuvent être contournées en tenant bien. en compte les
particularités lithologiques spécifiques à chaque province birimienne.
6 - 1 - 5 - 1 - Approches des éléments majeurs
6 - 1 - 5 - 1 - 1 - Les diagrammes de Miyashiro, (1974).
Les diagrammes proposés par l'auteur (op. cil.) sont utilisés pour déterminer
l'affinité magmatique des formations volcanoplutoniques étudiées (fig. 59).
Dans le diagramme Si02/ (fe203t / MgO) le nuage de points représentatif de
l'ensemble volcanoplutonique s'incrit en grande majorité dans le domaine de la série
intermédiaire entre les tholéiites et les calcoalcalins (Miyshiro, 1974). Pour de même
valeurs du rapport fe203 t / MgO voisines de 1,5, les teneursen silice augmentent de 48 ~.
59%, il en est de même des faciès felsitiues. Seuls les roches à fe203 t / MgO supérieur 2
montrent des caractères tholéiitique.
Vis à vis du fer total, l'affinité tholéiitique du complexe volcanoplutonique est
beaucoup plus nette. Pour des valeurs comparables en fe203 t / MgO de l'ordre de 1,5,
les teneurs en fer total augmentent rapidement de pente plus forte que celle des tholéiites
abyssales. Cette évolution est plus marquée dans les basaltes en spinifex que dans les
basaltes en pillow ou massifs où la pente de variations du fer avec l'indice de
différenciation est plus faible.
Les basaltes en pillow montrent beaucoup d'affinité avec les tholéiites abyssales.
Les basaltes massifs se particularisent des tholéiites abyssales par des corélations positive
avec fer total et négative avec la silice, cette dernière est nettement sécante à la courbe
de variation des tholéiites abyssales. Les basaltes en spinifex sont caraetèrisés par des

145
20 ~-------------.
1:
16
70
à
1
/
12
1
2
1
60
à
0
/
8
~'r.
," a
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0
B:lS- Pil\\.
4
• Bas. KomaL

'/0
Bas. mass.
cP
a Gabbcos
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RhyodJcit~s
40 +----,---...-----~-,---r______j
0
o
2
3
4
5
6
0
2
3
4
5
6
Fe203t/MgO
Fe203t 1 MgO
3 ~----------~--------,
N
o
-E-
2
TH
CA
Fe203t IMgO
04----r--r--..........-r--_r_-~--"T"""_,r_-r-___;r_--__i
o
2
3
4
5
6
fig. 59 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans les diagrammes
de Miyashiro (1974); même symbole fig. 53.
1 - Série calcoalcaline type, 2 - série intermédiaire, 3 - série tholéiitique.
A 1 anisotitané =anorogénique; 1 T isotitané =orogénique.

146
variations rapides du fer total ou de la silice au cours de la différenciation, avec une pente
presque verticale.
L'évolution du titane en fonction de l'indice différencaition présente une bonne
corélation positivecaractéristique des séries tholéiitiques, avec une pente d'évolution plus
faible que celle des tholéiites abyssales. Un tel comportement dénote du caractère peu
titanifère du complexe volcanoplutonique à l'exception des faciès les plus évolués qui ont
des teneurs en titane supérieures à 1%.
Ces faibles teneurs en titane ont été signalées dans d'autres parties du supergroupe
de Mako (Dioh, 1986; Dia, 1988; Diallo; 1994) et dans le domaine Boulé - Mossi (Fabre,
1990; Zonou, 1987; Salah, 1990; Abouchami et al., 1990; Mortimer, 1992).
6 - 1 - 5 - - 1 - 2 - Diagramme A FM.
Ce diagramme proposé par Nockolds et Allen (1953) et bien adapté aux séries
subalcalines permet de discriminer les séries tholéiitiques des séries calcoalcalines (fig.
60). La ligne de séparation est dessinée par Irvine et Baragar (1971).
Tous les basaltes à l'exception de quelques faciès de basaltes massifs et de gabbros
évolués se placent dans le champ des basaltes tholéiitiques et parallélement au côté Fe 1
Mg, alors que, certains basaltes massifs et gabbros différenciés se placent dans le champ
calcoalcalin. La position de ces derniers peut s'expliquer par leur caractère spilitique. La
série volcanoplutonique montre un enrichissement en fer et un apauvrissement en
magnésium caractéristique des séries tholéiitiques, elle s'étale depuis les termes basiques
jusqu'à des termes felsitiques.
Fc203t
Alcalins
fig. 60 - Répartition des faciès de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme AFM.

147
Les roches volcaniques basiques étudiées montrent une suite continue d'affinité
tholéiitique qui s'intégre dans la même lignée évolutive que les basaltes de la partie Nord
de Mako (N gom, 1985; Dioh, 1986; Dia, 1988, Diallo, 1994).
6 - 1 - 5 - 1 - 3 - Les diagrammes MgO / Al203 et MgO / AhÛ3 / CaO
Le diagramme MgO / A12Û3 (fig.61) met bien en évidence la tendance komatiitique
de certains termes basiques du volcanisme du supergroupe de Mako. En effet, les
basaltes en spinifex dérivent vers le champ des basaltes en spinifex contrairement aux
basaltes en pillow, en coulées massives, les rhyodacites et les gabbros qui se placent dans
le champ des tholéiites. Ces faciès se partagent entre les domaines des tholéiites
magnésiennes, des tholéiües normales et des tholéiites ferriféres. De tels résultats sont
conformes à ceux obtenus dans le diagramme de nomenclature de Jensen (1971).
N - lholéiücs

• a
l\\1g - 1l1okiill'S
o
16
<
o
o
...



0
ijj
Tholéiilic field
14
a
..
a
12
fl.
Fe - lholéiiles
•• 1••


~
Komatiitic field
la
MaO
b
s-!-----,--------.----.,.----,-------,--------,
o
2
4
6
8
10
12
fig. 61 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme A12Û3 / MgO;
(même symbole fig. 62)
Par ailleurs, le diagramme MgO / Ah03 / CaO proposé par Viljoen et Viljoen.
(1969a), Arndt (1977), Shulz (1980) pour définir une évolution magmatique dans les
séries komatiüiques, permet de mieux caractériser l'ensemble volcanoplutonique du
supergroupe de Mako .
Malgré l'absence de termes ultrabasiques (fig. 62), les nuages de points
représentatifs des roches étudiés dessinent une évolution intermédiaire entre celle de
Barberton (8) où les rapports CaO / Ah03 > I(Viljoen et al. 1982) et ceux de Munro
Township (MT) avec des rapports inférieurs à 1 (Arndt et al., 1977).

148
Les basaltes en spinifex et les basaltes en pillow s'inscrivent dans le champ des
.\\
basaltes de Vermillon greestones belt (VGB) caractérisés par des rapports faibles en CaO
/ A1203 (Shulz, 1980). Ils forment avec les basaltes massifs, les rhyodacites et les
gabbros une tendance attirée vers le pôle alumine pour quelques échantillons de gabbros
et de rhyodacite. Les points représentatifs de ces différents faciès sont pratiquement
chevauchant et ne montrent pas de "gap" compositionnel dans cette suite magmatique.
MgO
o Bas. Pillow

Bas
kom .

Bas mass.
.6.
Rhl'0dëcite
..... l:~.
o Gëbbros
CaO
AI203
fig. 62 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique
dans le diagramme MgO / A1203/ CaO.
B : volcanisme de Barberton; MT : volcanisme de Munro Township;
VGB : Vermillon greenstones Belts
6 - 1 - 5 - 1 - 4 - Diagramme MgO - Fe203t
L'ensemble volcanoplutonique montre une bonne corrélation positive entre le fer
total et le magnésium. Les basaltes en pillow, les basaltes massifs et les gabbros montrent
un enrichissement rapide en fer total pour de faibles variations du magnésium
caractéristique des séries tholéiitiques. Par contre, les basaltes en spinifex présentent un
enrichissement plus faible en fer (fig. 63)
Les basaltes dessinent une suite magmatique continue avec un attrait vers le pôle
ferrifère pour les tennes les plus évolués (ferrobasaltes, ferrogabbros) caractéristiques
des séries tholéiitiques.
Les basaltes en spinifex et les basaltes en pillow ont de faibles variations en fer total
pour des teneurs en magnésium plus importantes; ils montrent des évolutions suivant des
pentes plus fortes que les tholéiites.

149
20 . , . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
0
Bas. Pit\\.
-Bas.Komal.
• Bas. massifs
0
Gabbros
16
A
RhyodacilCS
1
1
,
12
1
~ ..
J
/1 0
1
- ,

1 /~I
8
o
V-~I
/1' ~.
[]
Da
. ~
:
0
• •
'
1
.' \\
..
/
/
l
, .
4
1
0
1
1
o
Fe2Ü3T
A
O+---r-==-&.-----,--.,....--r--r---.,.-~-.....--____I
o
4
8
12
16
20
fig. 63 - Répanirion des roches de l'ensemble volcanoplutonique
dans le diagramme MgO - Fe203t (Jolly, 1975).
----------
Komatiitic series
Tholéiitic series (Jolly, 1975).
L'ensemble a· une tendance comparable à celles des séries komatiitiques des
greenstones belt d'Abitibi avec une pente relativement plus forte (Jolly, 1975).
6 - 1 - 5 - 1 - 5 - Le diagramme TiÛ2 ! K20 ! P20S
Le diagramme triangulaire TiÛ2! K20 ! P20S proposé par Pearce (1975) pennet de
discréminer les basaltes des planchers océaniques de ceux d'affinité continentale. Ce
diagramme est utilisé pour des basaltes primitifs ayant des valeurs en alcalins inférieures à
20 % sur le diagramme AFM de Nockolds et Allen (1953).
Sur la fig.64, le nuage de points représentatif de l'ensemble volcanoplutonique est
disposé parallélement au côté TiÛ2. - K20 du triangle. Les basaltes en pillow de teneurs
faibles en titane eten potassium se placent dans le champ des basaltes océaniques, alors
que~ les basaltes en spinifex de Sabodala et et les basaltes massifs de Mako (partie
méridionale) sont localisés à la limite des domaines des tholéiites océaniques et
continentales avec une nette prédominance dans le champ des tholéiites continentales. Ce

150
TiÜ2
Tholéiilcs
océaniques
Thol~ii(es
cOnlinemales
K2Ü
PlOS
fig. 64 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme
TiÛ2 / K20 / P20S (légendes cf. fig. 63).
caractére continental est manifeste dans les basaltes massifs des secteurs de Koulountou
et de Kanéméré relativement plus potassiques et qui peuvent renfermer des enclaves de
roches sédimentaire à volcanosédimentaire.
6 - 1- 5 - 1 - 6 - Le diagramme ternaire A12Û3 / Fe203t / MgO
Le diagramme ternaire proposé par Besson et Fonteilles (1974) pour séparer les
séries tholéiitiques des séries calcoalcalines se révéle bien adapter à l'étude des séries
paléovolcaniques (Bébien,1980). Il peut être utilisé conjointement avec les domaines
géotectoniques définis par Pearce et al. (1977) pour les basaltes andésitiques qui sont
plus sensibles au pouvoir discriminant de ce diagramme.
Les roches étudiées montrent une évolution caractéristique d'une lignée tholéiitique.
Les gabbros et les basaltes massifs sont représentés par un nuage de points disposé
parallélement à la tendance tholéiitique dessinée par les auteurs (fig. 65). Les basaltes en
pillow et les faciès évolués des gabbros attirés vers le pôle ferritère alors que les basaltes
en spinifex sont attirés vers le pôle magnésien.
Par ailleurs, l'alumine considérée comme élément stable lors des processus post
magmatiques (cf. mobilité des majeurs) permet de mettre en évidence deux groupes de
faciès volcaniques. Les basaltes en pillow et à tendance komatiitique qui montrent des
rapports A1203 / Fe203t plus faibles que les basaltes massifs qui ont des valeurs plus
élevées en ce rapport.
En apposant les domaines géotectoniques proposés par Pearce et al., (1977) sur le
même diagramme, les basaltes en pillow et à tendance komatiitique montrent un caractère

151
océanique, avec une affinité de tholéiites des îles océaniques, alors que les basaltes
massifs se placent à la limite des champs des MORB, des tholéiites d'arc et des basaltes
continentaux. Nous remarquons que pour des teneurs en Fe203t voisines, les basaltes
massifs sont plus alumineux que les autres types de faciès volcaniques précités. Un tel
caractère est typique des basaltes à tendance continentale ou d'environnement d'arc.
La géochimie des éléments majeurs montre que les roches tholéiitiques de
l'ensemble volcanoplutonique s'inscrivent dans la même lignée d'évolution que les
roches étudiées dans les autres secteurs du supergroupe de Mako. L'étude de ce
diagramme laisse prévoir un environnement qui n'est pas franchement océanique, mais
comparable à ceux des basaltes des i1es océaniques ou des basaltes continentaux de leur
caractère riche en fer et pauvre en alumine.
AI203
Fe203t
1\\-1 0 0
b
fig. 65 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le
diagramme Fe203/ MgO / Al203 (légendes cf. fig. 63)
1 - Champ des tholéiites d'arc, 2 - Champ des MORB et des OFB, 3 - Champ des
tholéiites des îles océaniques, 4 - Champ des basaltes continentaux, 5 - Champ des
basaltes des planchers d'épanchement.

152
6 - 1 - 5 - 2 - Approches des éléments en traces
6 - 1 - 5 - 2 - 1 - Le diagramme Ti / Cr de Pearce (1975).
Ce diagramme montre la" répartition des termes volcanoplutoniques entre les
tholéiites des planchers océaniques et çelles des arcs insulaires (fig.66). Ce caractère
ambigüe a été signalé dans les autres secteurs de Mako (Dioh, 1986, Dia, 1988, Diallo,
1994) et dans d'autres sillons du craton Ouest Africain (Leube et al., 1990; Liégeois et
al., 1991) et dans les greenstones belts du Canada (Francis et al., 1983).
L'ensemble volcanoplutonique présente un comportement presque constant du
titane lors des processus de cristallisation fractionnée. Les basaltes en spinifex très
chromiféres se situent dans le champ des MORB, alors que les autres types de basaltes,
les rhyodacites pauvres en Cr, et les gabbros placent dans le champ des lAT.
100000 T - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - .
10000
o
o
o
o
1 0
100
1000
fig. 66 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Ti / Cr
(Pearce, 1975); même symbole (fig. 63)
6 - 1 - 5 - 2 - 2 - Le diagramme Ti / Cr / Ni de Beccaluva et al. (1979)
Le diagramme de Beccaluva et al., (1979) confirme bien le caractère océanique des
roches étudiées.Tous les points représentatifs des basaltes se placent dans le domaine des
tholéiites des planchers océaniques à l'exception des faciés différenciés des gabbros et
des rhyodacites à faibles teneurs en nickel qui se placent dans le domaine des tholéiites
d'arc (fig. 67).

153
o Bas. Pil.low

Bas. KomaL
-
Oas. mass.
- a Gabbros
100
8
D~
dl-
a
10
a
Ni
1 -l-----r--T--r....,.....,r'""T'"r.,----r---r-'1,.......,.....,....,....."Tl
1000
100
10
fig. 67 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme Ti / Cr / Ni
(Beccaluva et al, 1979)
6 - 1 - 5 - 2 - 3 - Le diagramme de Zr / y / Zr
Le Zr et l'y sont des éléments de haute densité de charge (H.F.S.E) peu sensibles
aux processus de faible degré de métamorphisme et à l'hydrothennalisme. Le Zr est plus
incompatible que l'y dans les systèmes ignés (Pearce et al. 1979). Ainsi, les variations
du rapport Zr/y refléterait d'une différenciation magmatique alors que, l'augmentation en
Zr et en Y témoignerait d'un enrichissement par suite d'un processus de cristallisation
fractionnée.
Les fonnations de l'ensemble volcanoplutonique montrent une "trend" parallèle au
vecteur "a" défini par les auteurs (op. cil.) et joignant les basaltes primitifs des zones

154
intraplaques (WPB) à ceux des MORB. Les points dessinent une série magmatique
caractérisée d'une part, par des basaltes en pillow et komatiitiques à faibles valeurs en i l /
y et les basaltes massifs à rapport plus élevé (fig. 68). Cette distinction montre que les
basaltes à faible rapport en Zr / y sont à affinité de MORB contrairement à ceux de
rapport plus élevé qui ont une affinité de basaltes intraplaques; ce qui est confmné par le
diagramme proposé par Pearce et al., (1977).
Par ailleurs, le rapport i l / y montre des valeurs comprises entre 1,76 et 4,5 dans
les basaltes en pillow et les basaltes en spinifex caractéristiques des TMORB alors que
ceux de la panie méridionale montrent des valeurs (5 - 7) comparables aux PMORB (Le
Roex et al., 1983).
100 - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
>-
--L-N
WPB
10
1
..!--
--.----_.....-----r--..,.----,,--r-.....--r,"""'1- - - - - r - - - , - - - - - r - - - , - - - - - r - , - ,
Z...--;-r-ji1
la
100
1000
fig. 68 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans
le diagramme i l / y / i l de Pearce et Norry, (1979) (même légende fig. 63).
6 - 1 - 5 - 2 - 4 - Le diagramme Nb - i l - Y
Le diagramme de Meschede (1986) pennet d'une part de séparer les différents types
de MORB et d'autre part de distinguer les basaltes continentaux de ceux des planchers
océaniques.
Les nuages de points représentatifs des basaltes en pillow, des basaltes en spinifex
et des basaltes massifs se placent à cheval des domaines des PMORB et des tholéiites des
zones intraplaques. Les deux premiers faciès précités se regroupent aux confluents des
limites des champs B. C. D. dénotant leur caractère transitionnel (fig. 69).
En effet, leurs rapports en Zr/Nb et en Y/Nb sont comparables à ceux de TMORB
(Sun et al. 1979, Le Roex et al. 1983, 1985).

155
En faisant abstraction des gabbros qui montrent un nuage de points dispersé, le
diagramme proposé par Meschede (1986) discrimine deux populations distinctes dans le
magmatisme étudié.
La première regroup~ les basaltes en spinifex et les basaltes en pillow qui sont
localisés à la limite des champs B, C, D avec un attrait vers le champ C pour les basaltes
en spinifex.
La deuxième regroupe les basaltes massifs qui se placent dans le champ (A II).
Une telle configuration dans le diagramme les rapproche des tholéiites intraplaques,
-~._ ..-
ce qui est en confonnité avec les résultats obtenus sur le diagramme Zr / y / Zr de Pearce
et Norry., 1979).
2 * Nb
Zr / 4
y
fig - 69 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme
Nb / Zr / y de Meschede, (1986) (même légende fig. 62)
A (l,II) =Champ des basaltes alcalins intraplaques, A (II, C) =Champ des tholéiites
intraplaques, B = P MORB, D = NMORB, C, D = Champ des lAT.
6 - 1 - 5 - 2 - 5 - Le diagramme Nb / Zr
Ce'diagrarrime,'bienadapté pour discriminer les différents types de -MORB; utilise
le Nb considéré comme un élément fortement incompatible durant le fractionnement d'un
mélange d'une source Iherzolitique à grenat ou lors du fractionnement d'un mélange à
olivine, pyroxène et plagioclase (Cox et al., 1979). Par ailleurs, plusieurs auteurs
reconnaissent que l'anomalie négative du néobium est caractéristique de certains

156
environnement géotectoniques, tels que les tholéiites continentales (Dupuy et Dostal,
1984) ou les tholéiites associées à une subduction (Pearce, 1982).
Les roches étudiées ont des valeurs en Nb élevées dans les basaltes massifs (7 - 27
ppm), dans certains basaltes en pillow de Sabodala (14 - 21 ppm) et plus faibles dans les
basaltes en spinifex (3 -7 ppm). Elles sont plus fortes que celles obtenues dans le
volcanisme tholéiitiqae des parties septentrionales dy supergroupe de Maleo (Dia, 18988;
Diallo, 1994; Dioh à paraître).
Les points représentatifs des roches étudiées (fig.70) ont des rapports Zr / Nb en
majorité inférieurs à 18, valeur de ce rapport dans le manteau primordial de Wood et al.,
(1979). Ces valeurs en Nb sont très bien élevées pour des tholéiites d'arc qui ont
généralement des valeurs en Nb inférieures à 1 ppm (Newson et al. 1984).
50
0
Bas. Pillow
• Bas. komaL
• Bas. massifs
40
A
Rhyolite
30

o
Zr/Nb= 18 "PM"
20
o
10
Zr
O~---"'T"""---"'T"""----r-----r----...,
o
1 00
200
300
400
500
fig. 70 - Répartition des roches volaniques basiques dans le diagramme Nb / Zr.
"PM" représente le manteau primitif de Wood et al., (1979).
Ce diagramme met en évidence l'absence de véritables MORB dans le volcanisme
étudié qui est plutôt représenté par des T MORB en grande majorité et des PMORB
attestant de leur caractère enrichi par rapport au N MORB ou des phénomènes de
contamination.
Par ailleurs, les valeurs faibles du rapport Zr / Nb et celles du Nb relativement
élevées (> 3 ppm) dans les basaltes étudiés, les rapprochent beaucoup plus des TMORB
(Le Roex et al. 1983).

157
Le complexe volcanoplutonique étudié est une suite magmatique d'affinité
tholéiitique. Il est constitué d'un pôle basique regroupant les métabasaltes à spinifex à
tendance komatiitique, les métabasaltes massifs, les métabasaltes en pillow, les
métabasaltes andésitiques, les métadolérites, les métagabbros différenciés et un pôle acide
représenté par des tennes rhyodacitiques.
Les termes volcaniques montrent des caractères évolués (Mg# = 0,44 -0,63),
pauvres en alumine et en titane et riches en silice, en fer total et en magnésium. Selon les
teneurs en Zr, on peut les subdiviser en trois groupes: i -) - les basaltes à faibles teneurs
en Zr «50 ppm) composés des basaltes en pillow de la partie centrale (zone de
Sabodala), ceux des parties sud sont relativement plus riches en Zr (= 50 ppm); ii -) - les
basaltes moyennement enrichis en Zr regroupant les basaltes à spinifex de Sabodala; iii - )
- les basaltes enrichis en Zr représentés par les basaltes massifs de la partie Sud et les
faciès felsitiques.
Ces variations chimiques montrent une répartition géographique frappante. Les
métabasaltes de la partie Sud sont plus enrichis en Zr que les métabasaltes de Sabodala et
les métabasaltes en spinifex.
Les éléments lithophiles tels que le rubidium ou le strontium ont les même
comportements que le Zr, alors que le niobium présente de grandes variations. En effet,
les métabasaltes massifs et les métabasaltes en pillow de tous les secteurs confondus sont
plus riches en Nb (4 - 27 ppm) que les métabasaltes en spinifex qui ont des teneurs plus
faibles (3 - 7 ppm). Les termes felsitiques du magmatisme basique ont des teneurs en Nb
comprises entre 16 et 44 ppm.
Si certains diagrammes discriminants rendent bien les caratères transitionnels des
métabasaltes en pillow (Debat et al., 1984; Ngom, 1985, Dioh, 1986; Dia, 1988; Diallo,
1994) entre les MORB et les lAT, le diagramme de Pearce et Norry (1979) montre plutôt
une affinité entre les MORB et les basaltes intraplaques (WPB). Les métabasaltes massifs
qui sont comparables à des lAT ou à des WPB sont les plus riches en potassium et en
éléménts lithophiles.
La géochimie du Nb confirme l'absence de MORB dans le complexe
volcanoplutonique basique, il serait plutôt des MORB enrichis (TMORB à PMORB)
comparables à des tholéiites intraplaques comme le confInne leur caractète peu alumineux
et riche en fer.

158
6 - 1 - 4 - 3 - Approches des élémenls de lerres rares (REE)
6 - 1 - 4 - 3 - 1 - Etude des spectres de normalisation
Le tableau 15 et les figures 71 - 76 donnent les spectres de terres rares des
principaux faciès de l'ensemble volcanoplutonique.
Les basaltes à faible HFSE représentés par les tholéiites des parties centrales et du
domaine Ouest des parties méridionales du supergroupe de Mako, montrent des spectres
de terres rares à allure sub-plate à légérement enrichis en terres rares légéres (10 à 50 fois
les chondrites) pour des fractionnements en terres rares lourdes comparables (5 à 20 fois
les chondrites.
Les basaltes en pillow de Sabodala (fig. 71) montrent des spectres de même allure
avec des rapports LaN / YbN variant entre 0,55 à 1,36, LaN / SmN entre 0,6 et 1,07 et
GdN / LuN entre 0,9 et 1,6 relativement plus élevés que ceux observés dans les NMORB
(fig. 66).
Par contre, les spectres de terres rares des termes gabbroïques sont plus enrichis en
terres rares légéres avec des rapports LaN / YbN variant entre 0,5 et 5,8 et LaN / SmN
entre 0,6 et 3,2 pour des valeurs comparables en terres rares lourdes (GdN / LuN
compris entre 0,9 à 1,7). Signalons que les faciès mésocrates des gabbros de Ouassa et
de Bransan montrent les degrés de fractionnement en terres légéres les plus élevés ( LaN /
YbN. 5,21 - 5,84), alors que les faciès peu évolués des gabbros de Mamakono ou des
gabbros à olivine de Khossanto sont déprimés en terres rares légéres (fig. 72).
Les basaltes en pillow situés dans le domaine Ouest de la partie méridionale du
supergroupe de Mako sont représentés par des profils comparables à ceux de leur
équivalent de Sabodala (fig.73). Mais, ils sont faiblement plus enrichis en terres rares
légéres avec des rapports LaN / YbN de l'ordre de 1,3, LaN / SmN de l'ordre de 0,9 et
GdN / LUN variant entre 0,8 et 0,9. Ils montrent une anomalie positive en Ce.
Les basaltes moyennement enrichis en HFSE représentés par les basaltes en
spinifex de Sabodala montrent un degré de fractionnement en terres rares légéres plus
important que ceux du groupe précité. Leur rapport en LaN / YbN varie entre 1,6 et 2,8,
LaN / SmN entre 0,8 et 1,4; par contre, leur fractionnement en terres rares lourdes sont
comparables (GdN / LUN =1,3 - 1,7) à ceux des basaltes associés. Ils montrent une
anomalie négative en Eu témoignant de l'absence de fractionnement de plagioclases lors
de leur cristallisation (fig. 74).
Ces spectres ont des allures comparables à celles des basaltes komatiitiques riches
en silice qui montrent un degré d'enrichissement en LREE et en d'autres éléments
lithophiles (Arndt et al., 1977; Canell et Taylor, 1990).

TABLEAU N° 15 ANALYSES DES TERRES RARES DANS L'ENSEMBLE VOLCANOPLUTONIQUE
Bas. Sabodala
Gab. Sabodala
Echant.
96-64
91·4
N3
T58
M515
90·16
91·6
90·72
90·6
90·5
M28
91·15
90-83
90·24
90·12
90·44
91·3
La (ppm)
2,4
3,17
2,4
1,39
2
1,94
3,1
2,24
2,18
13,9
13,5
1,9
1,3
2,49
Nd
4
6,33
8
Il,23
9,46
4,9
3,46
4
4,95
6
6,05
3,77
16,2
13
4
3,2
4,76
Eu
0,63
0,88
0,98
1,33
1,01
0,61
0,53
0,64
0,54
0,69
0,65
0,58
1,11
0,84
0,55
0,6
0,74
Dy
3,6
5,6
5,08
4,12
2,8
2,53
2,28
2,96
2,49
3,4
2,5
2,79
Yb
1.78
2,17
3,25
2,4
2,3
1,5
1,69
1,81
1,25
1.54
1,81
l,59
1,8
l,56
1,72
1,6
1,68
Ce
6
8,65
11
14,49
10,73
6
5,14
5
7,83
8
6,16
7,47
29,9
28
5
3,2
6,89
Sm
1,41
2,44
3,14
3,55
3,03
1,5
1,26
1,39
1,81
1,89
2,04
1,62
3,7
2,62
1,26
1.2
2
Gd
2,87
4,08
4,7
3,7
2,2
1,73
2,08
2,31
1,87
3.6
2,1
2,47
Er
1,93
3,3
2,85
2,3
1,6
1,48
1,58
1,86
1,57
2,1
1,8
1,74
Lu
0,28
0,32
0,18
0,24
0,3
0,25
0,22
0,24
0,28
0,23
0,26
0,3
0,28
LaNlYbN
0,91
0,99
1,08 .
0,56
0,75 .
1,05
1,36
0,84
0,93
5,21
5,84
0,75
0,55
1
LaN/SmN
1,07
0,82
1,01
0,69
0,91
0,67
1,03
0,69
0,85
2,37
3,24
0,95
0,68
0,78
GdNlLuN
1,23
1,67
0,99
1,14
1,07
1,76
0,96
1,21
Rhyo. OuasBas. Kom.
Bas. Sud
Gab. sud
Agglom.
ln
Echant.
90-84
B 90-39
90·11
90·61
9043
90-82
90-42
T17
63
27
90-89
80
90·97
62
90·94
91·28B
A 91·28
\\oC
La (ppm)
6,7
49
9
5,66
5,89
6
6,2
3,92
3,07
3,2
13,1
10,06
13,7
6,33
12,2
7,38
8,27
Nd
11,8
51
13,3
8,87
10,12
9,7
10,4
9,44
4,3
4,71
17
10,87
16
7,13
13,6
8,22
7,85
Eu
1,47
2,6
1,07
0,84
0,87
0,98
0,92
0,86
0,69
0,73
1,67
0,98
1,38
0,82
1,06
0,87
0,74
Dy
6,1
4,3
3,07
3,47
3,8
3,8
3,09
2,54
2,67
2,91
2,44
3,5
2,31
1,43
Yb
3,5
6,62
2,1
1,47
1,65
1,8
1,7
1,6
l,52
1,61
2,74
1,72
1,44
1,36
1,9
1,27
0,64
Ce
16,8
107
21,1
14,65
23,04
14,3
15,2
10,01
13,46
15,78
32
26,97
30
17,45
26,2
15,48
16, Il
Sm
3,7
10,7
3,8
2,87
3,15
2,8
2,8
2,83
2,01
2,18
4,24
2,95
3,68
2,23
3,2
2,65
2.38
Gd
5,3
4,1
3,15
3,68
3,1
3,2
2,95
2,23
2,42
2,97
2,44
3,2
2,63
1,82
Er
3,9
2,4
1,81
2,04
2,1
2
1,79
l,53
1,62
1,71
1,39
2,1
1,17
0,78
Lu
0,5
0,99
0,33
0,28
0,31
0,31
0,26
0,35
0,36
0,41
0,35
0,22
0,34
0,3
0,2
0,1
LaNlYbN
1,29
5
2,89
2,6
2,41
2,25
2,46
1,65
1,36
1,34
3,23
3,95
6,42
3,14
4,33
3,92
8,72
LaN/SmN
1,14
2,88
1,49
1,24
1,18
1,35
1,39
0,87
0,96
0,92
1,95
2,15
2,34
1,79
2,4
1,75
2,19
GdNlLuN
1,45
1,7
l,54
1,63
1,37
1,69
0,87
0,92
1,16
0,98
1,46
1,8
2,5

160
Les roches fortement enrichis en HFSE montrent un degré de fractionnement élevé
en terres rares légéres, alors que celui des terres rares lourdes sont comparables à ceux
précédemment cités.
100
o 90-64
• 90-16
50
[] 91-4
• 90-72
.. 91-6
6
91-15
10
5
La Ce
Nd
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig.71 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rapport aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979). Basaltes en pillow et massifs de la partie centrale (Sabodala)
et des métabasaltes andésitiques (91 - 15) de Sélinkini (Ouest Khossanto)
100
o 90-83
50
• 90-24
[] 90-12
• 90-44
.. 90-84
10
5
La Ce
Nd
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig.72 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rapport aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979). Les gabbros de la partie centrale du supergroupe de Mako.
(faciès peu évolués, 90 - 44, 90 - 12, faciès évolués, 90 - 83, 90 - 24,
le 90 - 84 est un ferrogabbro)

161
100
o 63
50
• 27
a 80
• B 90-97
la
5
La Ce
Nd
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig.73 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rappon aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979). Basaltes en pillow du domaine Ouest (63 , 27) et les basaltes
massifs du domaine Est de la panie méridionale du supergroupe de Mako.
100
o 90-11
50
• 90-61
a 90~3
• 90-82
.. 90~2
6
T 17
10
5
La Ce
Nd
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig. 74 - Diagrammes de normalisation des terres rares par rappon aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979). Basaltes komatiitiques de la panie centrale,(Sabodala)

162
1000
• B 90-39
100
10
La. Ce
Nd
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig. 75 - Diagrammes de nonnalisation des terres rares par rapport aux chondrites Cl
(Evensen et al., 1979). Rhyolite de Ouassa ( partie centrale du supergroupe de Mako).
100
o 62Gab
50
• 90-94
10
5
La. Ce
Nd .
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig. 76 - Diagrammes de nonnalisation des terres rares par rapport aux chondrites Cl
.
.
(Evensen et al., 1979). Les gabbros de la partie méridionale du supergroupe de Mako.
Les basaltes massifs de la partie sud (ech. 80, B 90 -97) ont des rapports LaN
/ YbN variant entre 3,2 à 6,4, LaN / SmN entre 1,9 et 2,3 alors que le rapport GdN / LUN a

163
des valeurs comparables à celles des basaltes associés (fig. 73). Les basaltes de Tinkoto
sont plus riches en terres rares légéres que ceux de Koulountou et de Lameh.
La rhyodacite de Ouassa est nettement plus riche en terres rares de l'ordre de 200
fois les chondrites. Son profil est fortement penté des terres rares lourdes aux terres rares
légéres sub-paralléles au profil des basaltes massifs (fig. 75). Elle a des rapports LaN /
YbN de l'ordre de 4,9 et LaN / SmN 2,8 assez proches des basaltes massifs de la partie
sud.
Les gabbros de la partie sud montrent le même degré de fractionnement en terres
rares que les basaltes massifs (fig. 76) avec des rapports LaN / YbN compris entre 3,1 -
4,3, LaN / SmN 1,7 - 2,4 et GdN / LUN 0,9 - 1,4 comparables aux basaltes massifs de la
même région.
Les profils montrent des anomalies en Ce, en Eu et des valeurs en Lu plus élevées
que celles de l'Yb dans les basaltes en spinifex et ceux en pillow de la partie sud.
6 - 1 - 4 - 3 - 2 - Le diagramme (La / Yb) / La ppm
Le diagramme (La / Yb) / La (ppm) nous permet de mettre en évidence une
corrélation positive entre La / Yb et La ppm au cours de la différenciation magmatique
(fig. 77).
Les roches de Sabodala avec des valeurs comparables à celles des chondrites
montrent des rapports La / Yb faibles, elles sont suivies par les basaltes en pillow de la
partie sud, les basaltes en spinifex, des basaltes massifs de la partie sud et les gabbros
dont les termes les plus évolués ont des valeurs élevées en ce rapport.
Il en ressort, que les basaltes de la partie sud du supergroupe de Mako et les
. basaltes en spinifex ont des valeurs les plus élevées en ce rapport comparés à ceux de
Sabodala qui ont des valeurs plus faibles proches de celles des chondrites (Evensen et al.
1979).
Cet enrichissement en éléments lithophiles peut être expliquer par le caractère
évolué du magma primaire (Mg:;t = 0,44 - 0,63) ou bien par des phénomènes de
contamination.
6 - 1 - 4 - 3 - 3 - Le diagramme Ce / Nb / Ce
Ce diagramme utilisé par Abouchami et al. (1990) pour caractériser le contexte de
mise en place du volcanisme birimien du craton de l'Afrique occidentale permet de
discriminer les basaltes des îles océaniques (OIB), de ceux des arcs insulaires (IAB) et
des MORB. Nous avons reporté sur le diagramme le domaine représentatif des basaltes
de plateaux océaniques du.bassin de Nauru.

164
10
â
D
Bas. Pill. SO
La/Yb
o
• Bas. Pill. Sud
8
o
• Bas. komal.
• Bas. mass. SO
+
â
Bas. mass. sud
6
â
+ Gabbros. sud
0
Gabbros SO
+

4

2
ChancI.
_
o
~~
~
Lappm
0+----.......__-..---_,_---r---r_,_.,......,~---.......---"T""'"""____r___.___r_,__r_r"1
1
10
100
fig. 77 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique
dans le diagramme (La / Yb) / La ppm.
10 . . . . - - - - - - ; - - - - - - - - - - - - - - - - ,
.-
IAB
,
.,.-- '- .,
........ '
"
./
...
".0
-,;
Ce/Nn
Ce/Nb
• ~.~...~\\
MOHB
d'
.e;;;
D Bas. Pillow
./
.....

Bas. I<om.a.t.
'.
'='iI .," ,
\\
.iD :'
~.
e Bas. m.ass
\\,
0 -
,
-,
l
:f'
e ~
o Gallll'Os
"
,1
.1 .. ."_
:.
...
\\ ...
OIB
'.
~
\\ '
..-
10
Ceppm
100
fig. 78 - Répartition des roches roches volcaniques basiques dans le diagramme
Ce / Yb / Ce (ppm.) A - Champ des basaltes obtenus par Abouchami et al., (1990).
Les points représentatifs des roches de l'ensemble volcanoplutonique se
répartissent dans le champ des MORB et plus particulièrement dans des basaltes de

165
plateaux océaniques (fig 78). Ils s'écartent du champ des IAB par leurs valeurs élevées en
Nb généralement supérieures à 1 ppm (Newson et al. 1984).
Le champ occupé par le volcanisme étudié s'écarte nettement du champ A défini
pour tous les basaltes birimien du craton Ouest Africain dont leur mise en place est
interprété comme analogue à celle des basaltes des Plateaux océaniques de Nauru
(Abouchami et al., 1990).
En effet, le volcanisme de Mako est caractèrisé par des valeurs en Ce comprises
entre 5 et 32ppm. Les basaltes massifs de la partie méridionale représentant les faciès
volcaniques les riches en cet élément (10 - 32 ppm).
Ce caractère riche en Ce se retrouve à l'échelle de la fenêtre de Kédougou - Kéniéba
dans le volcanisme tholéiitique de Lamina - Kaourou (Dia, 1988), dans les volcanites
felsitiques du supergroupe de Dialé - Daléma où cet enrichissement est interprété comme
une conséquence des phénomènes hydrothennaux (Milési et al.1989). Par ailleurs, dans
le sillon de la haute Comoé en Côte d'Ivoire, Alric et al., (1991) ont mis en évidence un
volcanisme basique riche en Ce, ces valeurs sont comparatives à celles obtenues dans les
parties méridionales du supergroupe de Mako.
La répartition des points représentatifs des roches étudiées est un peu différente de
celle obtenue par A bouchamy et al. (1990) dans les basaltes du craton Ouest Africain
(champ A). En effet, les roches se placent dans le champ des basaltes de plateaux de
Nauru avec des teneurs en Ce / Nb plus élevées et proches de celles des MORB. 'une telle
particularité peut s'expliquer par les teneurs relativement élevées en Nb (5 - 27 ppm) qui
sont supérieures à celles obtenues dans les parties septentrionales du supergroupe de
Mako (Dia, 1988, Diallo, 1994) et dans le sillon de Bouroum (Zonou, 1987) que
Abouchami et al. (1990) ont utilisés pour établir ce diagramme.
Cet enrichissement en Ce caractèristique du volcanisme des Mako est typique des
basaltes mis en place dans les rifts continentaux ou les bassins marginaux (Pharaoh et al.,
1984).
6 - 1 - 4 - 4 - Les diagrammes de normalisation par rapport aux MORB
6 - 1 - 4 - 4 - 1 - Les spectres de nonnalisation
Dans les diagrammes de nonnalisation par rapport aux MORB proposés par Pearce
(1982); Cabanis et al. (1988), les basaltes tholéiitiques de la partie centrale du
supergroupe de Mako montrent un net enrichissement en Rb, en Ba, en Th et en Nb,
alors que, les éléments faiblement hygromagmaphiles sont déprimés par rapport aux
MORB (figs. 79). Par ailleurs, les basaltes de Bambarandi (N° 90 - 16; 91 - 4) situés au
Sud- Ouest de la zone de Khossanto Ouest, ont des spectres très proches de ceux des
MORB; ils n'en diffèrent que par leur enrichissement en Th.

166
Les basaltes de la partie méridionale du supergroupe de Mako sont caractèrisés par
un net enrichissement en éléments lilhophiles (Rb - Sm) et en terres rares légères
comparés aux autres faciès volcaniques (fig. 80). Les basaltes en pillow du domaine
Ouest sont représentés par des spectres avec des anomalies négatives en Zr, en Ti et en
Nb et positives en Ce comparables à ceux des basaltes en spinifex. Par contre, les
basaltes massifs de Koulountou montrent un degré d'enrichissment en éléments
lithophiles plus important.
Les basaltes en spinifex à tendance komatiitique de la zone de Sabodala sont plus
enrichis en éléments lithophiles que les précédents (fig. 81). Ils sont plus enrichis en
LILE (Rb - P) et plus particulièrement en Th et en Ce que les basaltes de Sabodala avec
lesquels ils ont associés. Par contre, ils sont déprimés en éléments faiblement
hygromagmaphiles avec des anomalies négatives en Zr, en Ti en Yb et en Nb.
L'ensemble volcanoplutonique montre des spectres comparables à ceux des
MORB, avec des caractères plus enrichis en éléments lithophiles, par contre, le Sr et le
potassium ont des valeurs comparaaables à celles des NMORB (Pearce, 1982). Les
basaltes en spinifex et les basaltes en pillow de la partie sud se distinguent des basaltes de
Sabodala par leur anomalie négative en Nb, en Ti et positive en Ce.
Cet enrichissement en LlLE peut être perçu comme un effet de contamination. En
effet, ces éléments sont déprimés sur une croûte océanique alors que, leur concentration
plus importante dans les roches étudiées et plus particulièrement le Th, le Rb et le Ba sont
caractèristiques d'une lithosphère continentale.(Pearce, 1982;Weaver et Tarney., 1984).
a 90-64·
• 90-72·
D
91-6
• 91-4
.. 90-16·
Sr K Rb Ba Th TaNbCe P Zr Hf Sm Ti Y Yb Sc Cr Ni
fig. 79 - Diagrammes de normalisation par rapport aux Morbs de Pearce ( 1982)
pour les basaltes en pillow et massifs de la partie centrale du supergroupe de Mako.

167
Les basaltes en spinifex se rapprochent des lAT par leur anomalie négative en Nb et
un net enrichissement en Th et en Ce, alors que les autres faciès sont plus proches des
basaltes des îles océaniques ou des basaltes continentaux de par leur valeur élevée en Zr,
LaN / YbN, LaN / SmN, en Th, en Ba, en Nb, en Ce (Thompson et al., 1984).
o 63+
• 27+
[) 80+
• 90-97B-
Sr K Rb Ba Th TaN b CeP Zr Hf Sm Ti Y Yb Sc Cr Ni
fig. 80 - Diagrammes de normalisation par rapport aux Morbs de Pearce (1982)
pour les basaltes en pillow et massifs de la partie sud du supergroupe de Mako
o 90-11-
• 90-61-
[) 90-43-
• 90-82-
• 90-42-
6
T 17
Sr K Rb Ba Th TaN bCeP Zr Hf Sm Ti Y Yb Sc Cr Ni
fig. 81 - Diagrammes de normalisation par rapport aux Morbs de Pearce, (1982)
pour les basaltes en spinifex de la partie centrale du supergroupe de Mako

168
6 - 1 - 4 - 4 - 2 - Le diagramme (Y 1Nb) 1(Zr 1Nb)
'-,-.'fI.._
Le diagramme (Y 1Nb) 1(Zr 1Nb) montre que le complexe volcanoplutonique est
différent des NMORB par leur faibles valeurs en Y 1 Nb (fig. 82), par contre, il se
rapproche plus aux MORB enrichis comparables aux basaltes continentaux de Tristan de
Cunha (Fodor et Vetter, 1985).
En effet, cet enrichissment peut être mis en évidence par les valeurs des rapports La
1 Nb (tableau nO 16). Les valeurs en La 1Nb sont comprises entre 0,1 et 2 , avec des
basaltes de Sabodala qui montrent des valeurs inférieures à 1 et les basaltes en spinifex ou
massifs qui sont supérieures à 1.
Selon Sun et Mac Donough (1989), le rapport La 1 Nb est supérieur à 1 pour les
NMORB et inférieur à 1 pour les PMORB. Gill, (1981) constate que ce rapport est
compris entre 5 et 2 pour les tholéiites des arcs insulaires et supérieures à 1 pour les
EMORB, les basaltes des îles océaniques ou les basaltes continentaux. Les valeurs dans
ces derniers varient entre 0,5 à 7 (Thompson et al., 1984).
16
o Métt.hsÎles 4t Ba.boWt.
~
14
:li

Méta. hs. kom.a1.

Métt.hsÎles B'Ul
12
~
la
8
6
4
2
Zrl Nb
a a
la
20
30
40
50
fig. 82- Disposition du vo1canoplutonisme de Mako dans le diagramme Y 1Nb 1Zr 1Nb
6 - 1 - 4 - 6 - Approches des éléments hygromagmaphiles (Th, Ta, Tb)
Les éléments hygromagmaphiles non alcalins tels que le Th, Ta, Tb se révélent les
meilleurs traceurs de la typologie magmatique et de bons marqueurs des sites
géotectoniques (Joron et al, 1977; Wood, 1980; Pearce, 1982: Cabanis et Thiéblemont,
1988).
Pour les basaltes eh pillow et les basaltes en spinifex, les valeurs des rapports Th 1
Ta sont de l'ordre de 0,40 proches des NMORB, alors que celles des basaltes massifs de

169
Echant.
Th rra
Hf/Th
Ta/Hf
Larra
Tb /l''b
La/Nb
90-64- Bas. SD
0,40
4,80
0,01
0,17
90-72-
0,40
6,50
0,38
4,00
0,01
0,10
90-16-
2,20
90-6- Bas Kom.
10
3,88
9O-S-
0,40
7,00
0,36
6,20
90-11-
2,31
0,19
1,29
90-82-
3,14
9O-60b
0,83
90-9
0,83
90-42-
4,80
0,17
2,07
90-89- Bas sud
1,10
3,64
0,25
0,04
9O-97B-
3,80
1,79
0,15
27,40
0,15
1,05
63+
0,61
27+
0,80
80+
1,44
90-398- Rhyod.
2,17
2,40
0,19
21,30
0,11
l,lI
41
0,31
90 - 94- Gabbros
1,10
3
0.30
12.20
0,18
2,03
90 - 83-
1.00
2,90
0,34
13,90
0,20
2,78
90 - 24-
3,80
1,16
0,23
27
90 - 12-
0,40
4,00
0,63
3.80
90 - 84-
0,96
tableau nO 16 - Rapports caractéristiques des éléments hygromagmaphiles dans les faciès
volcanoplutoniques étudiés
la partie sud, comprises entre 1,1 - 3,8 sont comparables à celles des EMORB (Bougault
et al., 1979, loron et al, 1977, Saunders et al., 1980). Les valeurs observées dans les
gabbros sont comprises entre 1 - 3,80.
Les rapports La / Ta montrent des valeurs différentes pour les trois groupes
pétrographiques reconnus. Les basaltes en pillow, avec les teneurs les plus faibles (4 -
4,8), sont suivis par les basaltes en spinifex (6,2) et les basaltes massifs (27,40). Ces
valeurs inférieures à 20 (Ioron et al., 1977, Wood, 1980, Pearce, 1982) sont identiques à
celles rencontrées dans les basaltes émis en contexte distensif (MORB ou rift continental).
Les rapports Hf / Th sont plus élevés dans les basaltes en pillow (6,50) que dans
les basaltes en spinifex (2 - 7) et les basaltes massifs (l,7 - 3,6). Ces valeurs les
rapprochent des basaltes des arcs insulaires dont le rapport est inférieur à 8 (Gill, 1982).
Les rapports Th / Nb sont de 0,01 dans les basaltes en pillow, ce qui les
rapprochent des N MORB. Les basaltes massifs et les basaltes en spinifex ont des valeurs
comprises entre 0,04 - 0,19 supérieures à celles des NMORB, mais proches des basaltes
des arcs insulaires >0,1 (Gill, 1981; Condie, 1990).

170
6 - 1 - 4 - 6 - 1 - Le diagramme (Th / Yb) / (Nb / Yb)
Les rapports Th / Yb et Nb / 16 / Yb permettent de mettre en évidence une
éventuelle contamination d'un magma par un composant d'une croûte continentale ou
d'une subduction (Pearce, 1983). En effet, l'analyse des diagrammes multiéléments
normalisés par rapport aux MORB (Pearce, 1982) a montré que les roches étudiées
évoluent depuis les MORB enrichis en Rb, Ba et Th jusqu'à de véritables MORB.
Dans le diagramme Th / Yb et Nb / 16/ Yb (fig. 83), Les MORB et les basaltes
intraplaques sont disposés dans une bande de pente égale à l'unité. Au contraire, les
basaltes des arcs insulaires ou des marges continentales actives ont des valeurs plus
élevées en Th / Yb, ce qui refléte l'influence de fluides enrichis en Th liés aux zones de
subduction dans leur pétrogenèse Pearce (1983).
Les points figuratifs des échantillons analysés s'écartent nettement des champs des
tholéiites d'arc et des marges continentales actives par leur valeur plus élevée en Nb. Ils
se rapprochent beaucoup plus des tholéiites océaniques enrichies telles que les PMORB.
Ceci suggère l'influence géochimique d'une zone d'accrétion plutôt que d'une zone de
subduction de type lAT.
Dans ce diagramme, les basaltes en pillow et les basaltes massifs ont des rapports
Nb / Yb relativement plus élevés que ceux des basaltes en spinifex. Ce caractère bien mis
en évidence dans les diagrammes de normalisation par rapport aux MORB se traduit par
des anomalies négatives en Nb dans ces derniers.
10
,Q
0
Bas Pil!.
S
~
• Bas. KomaL
-
CA
~
0
Bas. mass.
,1
,01
,01
,1
Nb/16/Yb
10
. fig. 83 - Le diagramme (Th / Yb) / (Nb / Yb) pour les séries volcaniques des
parties centrale et méridionale du supergroupe de Mako.

171
Les roches volcaniques basiques du supergroupe de Mako se placent dans le champ
des sources mantelliques enrichis, leurs valeurs moyennes en Th / Yb et Nb / Yb sont
comparables aux tholéiites continentales de Snake river plain (Thompson 1982), ce qui
suggère l'influence d'une lithosphère subcontinentale dans leur genèse.
6 - 1 - 4 - 6 - 2 - Le diagramme de Cabanis et Lecolle (1989)
Le diagramme triangulaire La !Yb / Nb proposé par Cabanis et Lecolle (1989)
permet de discriminer les basaltes suivant leur contexte de mise en place. En effet, le
rapport Nb!Y constitue un excellent indicateur de l'alcalinité des magmas (Pearce et Cann,
1973), et de là, permet de séparer les séries volcaniques non orogéniques des séries
volcaniques orogéniques.
Les rapports La / Yb / Nb permettent de distinguer trois domaines correspondant à
trois types de sites géotectoniques (fig. 84) :
- un domaine orogénique (1), correspondant aux arcs insulaires et aux
marges continentales actives;
- un domaine intracontinental (2), tardi à post-orogénique: 2a - domaine des
basaltes intra-arcs, 2b - domaine des basaltes intracontinentaux;
- un domaine non orogénique (3) distensif.
Y/15
o Bas. Sabodala
_
Bas. massifs Sud
li. Bas en spinifex
EMORB
Lall0
Nb/8
fig;84 - Disposition du volcanisme de Mako dans le diagramme de Cabanis et Lecol1e,
(1989).

172
La disposition du volcanisme sur ce diagramme exclut tout mode de mise en place
dans un contexte orogénique des basaltes étudiés. En effet, les points figuratifs du
complexe volcanoplutonique montrent une affinité de basaltes intracontinentaux en faveur
d'une distension.
Nb'3

Bas. Sud
Clwnp des tholéiites coJllm.en.tws
o
Bas. centre
dt KiDièro (Thiéhlem.on.t, BRG
Clwnp des tholéiitu dt
Coppenn.m.e river
(Dostal. et al. 1983)
.
....
. ..'
, .
ClwD.p dlS tholéiites d'Okin.owa.
. ,
. . .'
et des tholéiites d'Il Liptiko
, (Dostal et al., 1983; Salah, 1991)
n02
Th.
fig. 85 - Comparaison des basaltes étudiés avec les tholéiites continentales (Holm, 1985).
1 - Initial rifting continental tholéiites, 2 - Within plate continental tholéiites.
Cette "continentalité" du volcanisme de Mako est encore mise en évidence dans le
diagramme de Holm (1985) où, les basaltes se sont mis en place en faveur d'un rifting
initial intracontinental (fig. 85). Ils sont attirés vers le pôle niobium, ce qui implique des
rapports Th / Nb et Ti02 / Nb relativement plus faibles que ceux observés dans les
tholéiites continentales. Ils se distinguent nettement des tholéiites de bassins arrière - arc
du Liptako (Salah, 1991) et de celles du bassin d'Okinawa qui montrent plutôt des
affinités de bassins arrières arcs. Par contre, ils sont comparables aux tholéiites de
Coppennine river (Dostal et al., 1983) et de celles de Kiniéro en Guinée (Thiéblemont,
rapport BRGM).
6 - 1 - 4 - 7 - Discussion et conclusion
Le comportement géochimique des oxydes et des traces et les données
lithostructurales permettent de mettre en évidence une série magmatique, les termes
évoluant d'un pôle basique à un pôle acide sont marqués par des processus de
cristallisation fractionnée.

173
L'enrichissement en éléments lithophiles, en terres rares légéres et en éléments
hygromagmaphiles bien marqué dans certains faciès basaltiques, laissent présager une
certaine contamination par un~ compbsante crustale encore inconnue dans la boutonnière
de Kédougou - Kéniéba.
En effet, les premières venues basaltiques représentées par les basaltes en spinifex
de Sabodala et les basaltes de la partie sud sont caractèrisés par un degré d'enrichissement
en éléments lithophiles plus net que les basaltes tholéiitiques (en pillow ou massifs) de
Sabodala. Une telle caractèristique peut s'expliquer dans le cas d'un volcanisme mis en
place dans un contexte de rifting intraplaque, où, les premiers épanchements sont
succeptibles d'être contaminés par la croûte sous - jacente que les venues postérieures
(Wilson, 1989).
Ainsi, nous avons proposé pour le volcanisme étudié, un contexte de mise en place
en faveur d'un rifting précoce sur une lithosphère continentale immature ou sur une
marge continentale passive. Les valeurs élevées en Fe, en Nb et en Ce et faibles en
alumine apparentent les formations volcaniques des parties centrale et méridionale du
supergroupe de Mako aux IRT (initial rifting tholéiites). En effet, la disposition des
affleurements en bandes étroite et allongées, la" zonation géochimique suivant les secteurs
et les relations intrinséques entre les différents tennes militent en faveur d'un
épanchement d'une plume mantellique à partir d'un rifting intraplaque.
De tels processus ne sont pas compatibles avec un environnement océanique
préservés de toute influence continentale comme cela a été proposé pour tout le craton
Ouest Africain Abouchami et al., (1990). En effet, les rapports isotopiques 87Sr / 86Sr
(0,701à 0,705) faibles associés aux valeurs en (Nd (+ 1 à +4) relativement importantes
obtenus sur le volcanisme du supergroupe de Mako exclues toute contamination crustale
dans ce volcanisme.
Jusqu'à nos jours aucune croûte continentale sous - jacente n'a encore été mise en
évidence dans la boutonnière de Kédougou - Kéniéba. La présence de panneaux
d'amphibolo - gneiss d'âge Dabakalien et interprétés comme une base de croûte
birimienne ou de sédiments détritiques sous- jacents au volcanisme tholéiitique décrits
dans les parties N du supergroupe de Mako (Dia, 1988, Diallo, 1994) ou encore, la
sédimentation de plateforme caractéristique du supergroupe de Dialé - Daléma laisse
présager l'existence d'un continent dans les parties Sud - Est de la boutonnière ou une
croûte immature de nature amphibolo - gneissique (parties nord) sur lesquels s'est déposé
le volcanisme tholéiitique.
6 - 2 - La série calcoalcaline
La reconstitution lithologique des terrains birimiens du Sénégal oriental a permis de
mettre en évidence deux épisodes de magmatisme clacoalcalin.

174
Le premier décrit dans cette présente étude sous l'appellation des agglomérats de
Sélinkini affleurent sur les collines de Sassamba dans la zone Ouest Khossanto. Elle
correspond à la bande de méta-andésites décrite par Bassot (1963). Ce calcoalcalin est en
grande majorité pyroclastitique, ce qui témoigne d'un degré d'explosité intense. Les
termes laviques sont confinés dans les parties sud aux environs du village de
Bagnomba.Seulement, les éléments agglomératiques (deux échantillons 91 - 28A, 91 -
28B) prélevés dans le secteur de Sélinkini feront l'objet de cette étude.
Le second se met en place sous forme de filons recoupant le complexe
volcanoplutonique tholéiitique. Ils ont été décrits et étudiés dans les travaux de thése de
3°cycle (Ngom, 1985).
6 - 2 - 1 - Géochimie et variations chimiques des éléments majeurs et traces.
Les éléments agglomératiques de Sélinkini sont de nature rhyodacitique à dacitique
d'aprés la nomenclature de Winchester et Royd., (1977).
Le tableau 10 montre que les éléments agglomératiques de Sélinkini sont
relativement riches en silice (67 - 59,29 %), pauvres en potassium (0,38 - 0,6 %) avec
des teneurs en sodium qui varient entre 4 et 6 %. L'alumine est comprise entre 13 et 15 %
, alors que le magnésium est de l'ordre de 2 - 3 %.
Leur indice de différenciation Mg -:t:- varie entre 0,48 et 0,58, attestant d'un caractére
évolué de ces éléments agglomératiques.
Les éléments agglomératiques ont des valeurs en chrome (105-209 ppm) et en
nickel (79 - 74 ppm) qui sont comparables aux laves acides de la Daléma (Boher, 1987).
Par contre, ces valeurs sont plus élevées dans les rhyodacites de Laminia (Dia, 1988) et
relativement plus faibles à Fouldé (Dioh, à paraître).
En o~tre; ils sont moyennement enrichis en Zr> 50 ppm, en Y (9 - 14 ppm) pour
des valeurs en Nb < 5 ppm, inférieures à la limite de détection du spectrométre. Par
ailleurs, les teneurs en Th sont faibles < 5 ppm.
6·2- 2 - Caractérisation géochimique de la série calcoalcaline
6 - 2 - 2 - 1 - Le diagramme A F M
Les éléments agglomératiques de Sélinkini montrent un apauvrissement en fer et un
enrichissement en alcalins au cours de la différenciation magmatique caractéristiques des
séries calcoalcalines (fig. 86).

175
Fe203t
Na20 + K20
MgO
fig. 86 - Disposition de la série calcoalcaline dans le diagramme
(Nockolds et Allen, 1953).
6 - 2 - 2 - 2 - Les diagrammes de Miyashiro (1974)
Dans le diagramme Si02 / Fe203t / MgO, les éléments agglomératiques se placent
dans le champ des basaltes intennédiaires entre les basaltes tholéiites et les basaltes
calcoalcalins (fig. 87a). Ils ont des teneurs relativement élevées en silice pour des indices
de différenciation (Fe203t / MgO) compris entre 1,5 et 2,5.
Le diagramme Fe2Û3t et TiÛ2 / Fe2Û3t / MgO (fig. 87b,c).confirme le caractère
calco - alcalin de ces éléments agglomératiques.
6 - 2 - 2 - 3 - Les spectres de terres rares
Les éléments agglomératiques sont caractérisés par un faible fractionnement des
terres rares; il est de l'ordre de 3 à 6 fois les chondrites pour les terres rares lourdes et de
25 fois les chondrites pour les terres rares légéres.
Leurs rapports LaN / YbN varient entre 3,9 et 8,7 et LaN / SmN entre 1,7 et 2,1
alors que, les rapports GdN / LUN ont des valeurs comprises entre 1,8 et 2,4. De tels
rapports sont caractéristiques d'une série calco-alcaline (fig. 88).

176
N
7
0
....
8.
68

M
b
0
N.,
~
6
60
S
s
S2
4
Fe203 t 1 Mg 0
Fe203 t 1 Mg<>
44 +-~-r-.....L..T--'-----,....-----,----.----1
3-+--..---.---r---r---r-----l
o
2
3
o
2
3
2...,......---------------------.
N
o
....
...
c
Ca
0+------.-----r-----.....----..----..,..-----1
o
1
2
3
Fe203t 1 Mg 0
fig. 87 - Répartition des éléments agglomératiques dans les diagrammes de
Miyashiro (1974)

177
Les spectres de terres rares montrent des allures légérement pentées dépourvues
d'anomalie négative en Eu. Cette particularité prouve que la richesse en alumine dans la
roche n'est pas due à une accumulation des plagioclases, mais représente plutôt un
caractère primaire du magma. Ils sont comparables à ceux obtenus pour les laves acides
de la Haute Comoé (Alric et al., 1991) et de Bouroum - Yalogo (Zonou, 1987) avec un
fractionnement en terres rares légéres plus faibles.
100
--
50
0
91-28
• 91-28
10
5
La Ce
Nd
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig. 88 - Spectres de normalisation des teeres rares par rapport aux chondrites (Cl)
pour les éléments agglomératiques de Sélinkini.
6 - 2 - 2 - 4 - Comparaison avec d'autres types de laves acides
En comparant ces roches acides étudiées avec celles étudiées dans d'autres secteurs
de la boutonnière de Kédougou - Kéniéba (Boher, 1987; Dia, 1988; Dial1o, 1994;
Ndiaye, 1994 Dioh, à paraître) et du craton Ouest africain (Zonou, 1987; Alric et al.,
1991), nous constatons les faits suivants:
- les teneurs en titane sont comparables dans tous les secteurs confondus, par
contre, les valeurs en potassium sont plus élevées dans les rhyodacites de Laminia (Dia,
1988) et de Fouldé (Dioh, à paraître) où elles peuvent atteindre 2 à 4 %;
- les éléments agglomératiques sont plus chromifères, plus nickélifères que les
laves rhyodacitiques de Ouassa et de Mako. Ils sont comparables aux dacites et aux
rhyodacites de la Daléma (Boher, 1987), par contre ces valeurs sont plus élevées à que
celles observées dans les laves felsitiques de Laminia (Dia, 1988), et plus faibles à
Fouldé (Dioh, à paraître).

178
- les rapports Y / Nb des rhyodacites sont un peu plus élevés que ceux de la
Daléma, de Lamina (Boher, 1987) et de Fouldé (Dioh, à paraître). Par contre, les dacites
à grenat de Bouroum (Zonou, 1987) gardent des valeurs plus élevées en ce rapport.
Vis à vis du Zr / Y, les valeurs les plus élevées ont été observées à Bouroum, dans
la Daléma (Boher, 1987) et à Laminia.(Dia, 1988) Les laves acides de Fouldé (Dioh, à
paraître) sont comparables avec celles de Ouassa ou de Mako.
Les spectres de terres rares des éléments agglomératiques calco - alcalins ont des
allures comparables à ceux du volcanisme calcoalcalin de la Daléma qui est interprété
selon les auteurs. Il est lié:
- soit au fonctionnement de grands cisaillements suivant le modèle proposé
pour le complexe volcanoplutonique du Stephano - Permien de l'Europe occidentale
(Bassot, 1987). En effet, selon l'auteur, il serait probable que l'axe volcanique de la
Daléma (sécante à la direction NE birimienne) a été controlé par des failles dont le
décrochement Sénégalo - Malien (Bassot et Dommanget, 1986) constitue un rejeu tardif.
En outre, cet axe coïncide avec une forte anomalie lourde, linèaire (Ponsard, 1985) qui
pourrait correspondre à une intrusuion étroite mantelliq ue et induirait la formation du
calcoalcalin;
- soit à des décrochements dans un contexte collisionnel (Milési et al, 1989);
- soit à une zone de subduction (Ndiaye 1994).
Si le contexte d'une zone de subduction pentée vers le SE dont le témoin non
subducté serait le complexe volcanoplutonique de Mako est valable pour expliquer la
genèse du magmatisme calcoalcalin de la Daléma, les résultats lithostructuraux et
géochimiques écartent toute hypothèse d'une origine orogénique. En effet, aucune
tectonique tangentielle témoin d'un raccourcissement ou de reliques d'un éventuel prisme
d'accrétion n'a pas encore été mis en évidence jusqu'à nos jours.
Ainsi la solution est à rechercher dans le modèle expliquant comment le calco-
alcalin peut être généré dans un contexte géodynamique sans subduction.
On connait du calco-alcalin en filons mylonitisés localisés dans les shear zones N-
S, N-E ou S-W. Leur localisation fréquente dans ces zones de fracture peut être liée au
fonctionnement des zones de cisaillement.
Il faut signaler que ce magmatisme calcoalcalin est différent du volcanisme acide à
intermédiaire de type explosif représentant la partie intermédiaire de la séquence
volcanosédimentaire. Il s'étend en bande allongée NE le long d'une faille principale
cartographiée comme une zone de cisaillement transcurrent (Ledru et al., 1989). Dans
tous les cas une cartographie plus compléte du magmatisme calcoalcalin et de la
tectonique cassante est nécessaire pour mieux pour étayer une telle hypothèse.

179
6 - 3 - Caractères géochimiques du magmatisme tardif.
Le magmatisme tardif est représenté par des dykes basiques ou des mégasills
ultrabasiques différenciés dans la zone de Mako - Kanéméré. Les corps ultrabasiques
sont disposés en collines alignées NE subconcordantes avec les structures birimiennes.
Les résultats pétrographiques ont permis de distinguer une zone péridotitique à la base et
une partie gabbroïque aux sommet.
6 - 3 - 1 - Variations géochimiques en fonction des faciès pétrographiques
A partir du tableau n016, nous constatons que les variations chimiques des oxydes
dans les sills de Mako sont en grande partie influencées par les caractères cumulatifs.
Cela se traduit par une concentration des éléments, tels que le Cr, le Ni et le MgO dans les
parties ultrabasiques et une augmentation en silice, fer total, alumine et calcium dans les
parties basiques.
6 - 3 - 1 - 1 - Dans le sill situé à l'Ouest de Mako (fig.89A).
La silice augmente rapidement de la zone ultrabasique à la zone basique pour
atteindre des valeurs de 52,64 % dans la partie inférieure des gabbros pegmatitiques. A
partir de ce niveau, la silice décroît dans la partie périphérique de ce même faciés avec des
teneurs de l'ordre de 49,07%.
L'alumine croît de la zone ultrabasique à la zone basique avec des valeurs faibles
dans les webstérites qui sont pratiquement dépourvues de plagioclases (5 à 6 %) et
élevées dans les gabbros à opx (13 à 14 %). Ces dernières sont comparables à celles
observées dans les gabbros pegmatitiques avec une légére baisse en allant vers la
périphérie (13,9, 14,69 et 14,49 %).
Le fer total et le titane montrent des évolutions comparables avec une légère chute
de la zone ultrabasique à la moitié de la zone basique. Cette chute est suivie d'une
augmentation brusque dans les parties supérieures des gabbros à opx et inférieures des
gabbros pegmatitiques où on note une légère chute dans les faciès périphériques du
massif (10%).
Le MgO diminue rapidement de la zone ultrabasique à la zone basique avec des
pointes dans les webstérites (14 à 15 %). A partir des webstérites les plus externes, nous
avons une chute des teneurs en MgO à la base des gabbros pegmatitiques (5,63%) et une
augmentation à la partie périphérique (8%).
Le CaO augmente rapidement des wehrlites aux gabbros pegmatitiques avec de
faibles variations; les valeurs sont plus élevées dans les webstérites (12 à 13 %) que dans
les gabbros à opx (11 %) et dans les gabbros pegmatitiques (8 à 9 %).

TABLEAU na 15
ANALYSES CHIMIQUES DES ULTRABASITES DE MAKO
Ouesl Mako
Esl Mako
Koulounlou
. MIA+
11+
M2A+
M2B+
M2C+
M20+
21+
25+
46+
M3A+
M3B+
71AO+
71B+
70+
32+
77+
78A+
78B+
78C+
79+
33+
35+
36+
SI02
38,39
37,76
50,Q7
51,78
50,16
51,3
51,72
49,81
48,12
50,47
52,64
49,07
49,4
47,04
64,2
40,29
49,02
49,21
44,25
47,08
40,37
54,74
42,23
1102
0,22
0,19
0,58
0,52
0,46
0,49
0,45
0,45
0,67
1,13
0,68
0,5
0,6
2,28
1,18
0,34
0,68
0,64
1,84
1,18
0,29
0,85
0,24
AI203
2,84
2,48
14,68
5,59
13,87
6,71
5,97
13,64
13,74
13,9
14,69
14,49
14,73
13,4
13,25
3,85
14,06
14,17
Il,69
13,37
3,93
14,56
2,46
Fe203-
Il,72
13,84
9,06
8,89
8,72
9,94
10,18
8,55
12,69
13,24
10,57
10,56
10,3
17,96
8,03
14,41
10,21
10,77
20,03
14,86
12,37
9,4
13,97
MnO
0,16
0,17
0,17
0,18
0,17
0,18
0,17
0,16
0,21
0,21
0,18
0,2
0,16
0,23
0,17
0,19
0,18
0,18
0,23
0,22
0,17
0,18
0,2
MgO
32,17
32,21
8,09
15,91
9,44
14,56
15,59
10,02
9,68
5,63
6,02
8,79
8,41
5,72
1,68
30,29
9,03
8,12
7,18
7,31
30,89
6,54
29,03
CaO
2,48
2,04
11,84
12,95
Il,76
13,38
12,7
12,82
9,76
9,69
9,28
11,63
11,64
6,94
4,45
3,97
12,24
12,39
Il, II
10,56
3,92
7,79
7,02
Na20
0,05
0,08
2,32
1,16
2,13
0,99
0,79
1,24
2,52
2,67
2,56
1,12
1,29
3,19
3,5R
0,49
1,5
I,5R
1,47
2,04
0,23
3,07
0,19
K20
0,03
0,03
0,48
0,29
0,53
0,2
0,18
0,35
0,12
0,42
0,74
0,69
0,72
0,26
1,02
0,05
0,12
0,11
0,17
0,38
0,12
0,58
0,01
P205
0,04
0,03
0,07
0,06
0,06
0,Q7
0,05
0,07
0,09
0,12
0,1
0,08
0,17
0,18
0,43
0,05
0,09
0,1
0,15
0,12
0,04
0,12
0,05
PF
10,08
10,26
2,36
2,1
2,37
1,88
1,8
2,63
2,24
2,36
2,45
2,78
2,48
2,63
1,67
5,2
2,81
2,57
1,76
2,61
6,79
2,09
3,92
TOTAL
99,18
99,04
99,72
99,43
99,67
99,7
99,6
99,74
99,84
99,84
99,91
99,91
99,9
99,83
99,66
99,13
99,94
99,84
99,88
99,73
99,12
99,92
99,32
mg-
0,85
0,83
0,65
0,79
0,69
0,75
0,76
0,71
0,62
0,47
0,54
0,64
0,63
0,40
0,30
0,82
0,65
0,61
0,43
0,51
0,84
0,59
0,81
CaO/A1203
0,87
0,82
0,81
2,32
0,85
1,99
2,13
0,94
0,71
0,70
0,63
0,80
0,79
0,52
0,34
1,03
0,87
0,87
0,95
0,79
1,00
0,54
2,85
CaOm02
Il,27
10,74
20,41
24,90
25,57
27,31
28,22
28,49
14,57
8,58
13,65
23,26
19,40
3,04
3,77
Il,68
18,00
19,36
6,04
8,95
13,52
9,16
29,2.5
......
A1203m02
12,91
13,05
25,31
10,75
30,15
13,69
13,27
30,31
20,51
12,30
21,60
28,98
24,55
5,88
Il,23
11,32
20,68
22,14
6,35
Il,33
13,55
17,13
10,25
00
Cl
NI
2053
1966
161
288
197
393
43.5
234
201
63
98
142
115
34
10
1579
III
89
112
93
1857
192
1167
Co
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
58
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
Cr
2897
3627
139
2698
272
1104
1306
263
289
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45
135
104
Il
II
3405
109
35
14
51
3108
334
3295
Cu
43
45
105
84
1<12
241
251
148
83
76
89
61
94
48
8
56
132
161
299
155
53
62
40
V
70
62
182
181
162
191
174
172
234
291
179
163
198
310
43
106
222
223
720
309
94
185
108
Sr
15
8
161
56
186
67
42
116
III
146
198
127
129
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215
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133
141
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154
17
155
19
Zn
54
64
48
40
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47
52
46
68
103
64
nd
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79
57
62
90
68
62
76
63
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7
6
25
14
27
18
14
18
13
22
26
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21
22
28
10
12
13
24
21
Il
18
Il
Ba
25
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84
189
232
81
60
77
68
118
254
71
43
104
337
33
31
49
39
66
41
142
25
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nd
nd
4
4
3
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1
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15
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25
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III
18
Y
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13
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Il
Il
II
14
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16
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nd
nd
nd
nd
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nd
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nd
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nd
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nd
16
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nd
nd
nd
nd
nd
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nd
nd
nd
Sc
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nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
43,7
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
nd
Analyses effectu~s au laboratoire du service commun de Nancy 1
, .
7".1

181
Les gabbros tachetés associés aux gabbros pegmatitiques constituent les faciés les
plus riches en fer, en titane et les plus pauvres en magnésium et en alumine comparés aux
gabbros à opx et aux gabbros pegmatitiques.
6 - 3 - 1 - 2 - Dans le sill situé à l'Est de Mako (fig.89B)
La silice augmente de la zone ultrabasique jusqu'à la partie supérieure des gabbros à
opx (49 %) à partir de laquelle, nous observons une chute dans les ferrogabbros
;..1-
concomittante à l'accumulation massive d'oxydes ferro-titanés (44 %). La silice croît à
nouveau dans les gabbros pegmatitiques (47,08 %).
L'alumine suit la même évolution que la silice avec une chute (11,6 %) et un
accroissement (13 %) de la partie supérieure des gabbros à opx aux gabbros
pegmatitiques.
Le fer total décroît des Iherzolîtes (14,41 %) à la partie supérieure des gabbros à
opx (10,77 %); il croît rapidement dans les ferrogabbros (20 %) pour diminuer fortement
dans les gabbros pegmatitiques (14 %).
Le titane suit la même évolution que le fer total avec une augmentation de la zone
ultrabasique à la zone basique, les valeurs les plus élevées en titane ont été observées
dans les ferrogabbros (1,84 %) mais elles s'infléchissent dans les gabbros pegmatitiques
(1,18 %).
Le MgO subit une chute des lherzolites (30 %) aux termes les plus différenciés
(ferrogabbros, 7,18 %) et dans les gabbros pegmatitiques (7,31 %).
Le CaO augmente jusqu'à la partie supérieure des gabbros à opx et diminue dans
les ferrogabbros et dans les gabbros pegmatitiques (11 et 10 %).
L'accumulation tardive d'oxydes ferro-tÎtanés dans les gabbros norites
s'accompagne d'une diminution de SiÛ2, de A1203, et de MgO comme cela a été observé
dans le sill situé à l'Est de Mako. Les sills de Mako sont plus ferriféres et plus
magnésiens mais moins calciques et moins alumineux que ceux reconnus à Théo's flow
(Arndt, 1977).
Le Ni et le Cr suivent la même évolution que le MgO. Les valeurs élevées dans les
parties ultrabasiques, elles diminuent rapidement dans les parties basiques avec des
fluctuations positives dans les webstérites. Aprés une baisse notoire dans les
ferrogabbros ou bien à la base des gabbros pegmatitiques (Ouest Mako), les valeurs en
Cr et en Ni augmentent à nouveau dans les parties périphériques de ces sills.
Le Vanadium suit la même évolution que le fer, avec les valeurs élevées dans les
faciès les plus riches en fer (720 ppm dans les ferrogabbros du sill situé à l'Est de Mako).
Le Zr et l'Y montrent une augmentation de la zone ultrabasique à la zone basique et
chutent d'une manière sensible dans la partie supérieure des gabbros pegmatitiques du

gp'
wb
- - -
go
wb
go
j
\\
\\,

wl
Ti02 lAI
Fe20~
MgO
203
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go
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MgO
Si02
'AI 2 0 3
U
0
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30
40
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60%
.
,
1
1
1
.
.
B
fig. 89 - Evolutions des éléments majeurs en fonction des faciès pétrographiques
. dans les mégasills de Mako, A - Ouest Mako, B - Est Mako.
gp. gabbros pegmatitiques; wb. webstérites, go. gabbros à orthopyroxène,
fg. ferrogabbros, wl. wehrlites, lz. lherzolites.

183
sill situé à l'Ouest de Mako; en revanche, dans le sill situé à l'Est de Mako, l'Y après une
hausse, diminue dans les gabbros pegmatitiques.
6 - 3 - 2 - Comportements des oxydes en fonction de MgO.
Les variations des oxydes en fonction de MgO, se calquent sur les caractères
structuraux de mise en place des sills étudiés (fig.90). En effet, elles mettent en évidence
deux populations bien distinctes; la partie péridotitique avec des valeurs élevées en MgO
(30 - 36%) et la partie basique de valeurs plus faibles (5 - 15% de MgO).
La silice, l'alumine, les alcalins, le titane et le phosphore présentent un
enrichissement vers les faciès les plus évolués.
Le calcium augmente avec le MgO, tandis que l'alumine reste presque constante
dans les parties basiques du massif. Le CaO et le Ah03 diminuent rapidement dans les
faciès ultrabasiques. Un tel comportement reflète un fractionnement gabbroique marqué
par la cristallisation de clinopyroxène et des plagioclases qui contrôle l'évolution
magmatique dans les parties basiques des sills de Mako.
La chute notoire de CaO et de Ah03 dans les parties péridotiques implique un
fractionnement wehrlitique contrôlé par l'olivine et les pyroxènes dans les premiers stades
de la différenciation magmatique. Cela se traduit par les teneurs élevées en MgO et faibles
en CaO.
Le fer total et le manganèse montrent des comportements semblables; ils mettent en
exergue les caractères ferrifère et manganisifère des parties péridotitiques des corps
étudiés. Associées aux valeurs élevées en MgO, ces tendances montrent une
prédominance des minéraux ferromagnésiens (olivine, pyroxènes).dans la composition
modale des ultrabasites. L'évolution du fer total comme du MnO montre une croissance
rapide dans les parties basiques typique d'une évolution tholéiitique comme cel~ a été
observé dans l'ensemble volcanique basique (cf. supra.).
Le fractionnement est marqué par la diminution graduelle du fer des ultrabasites à la
base des gabbros pegmatitiques (Ouest Mako) ou au-dessus des gabbros à opx (Est
Mako) et d'un enrichissement brusque dans les parties supérieures des gabbros
pegmatitiques et des ferrogabbros. La chute du fer et du MgO des ultrabasites à la partie
supérieure de la zone gabbroïque d'une part et la hausse des teneurs dans les gabbros
pegmatitiques d'autre part, montrent que le fractionnement des plagioclases s'est opéré
dans des liquides riches en fer et relativement pauvres en alumine et en MgO (cf. fig. 85
& 86). Il en résultera la cristallisation de l'ilménite et de la magnétite dans les stades
évolués riches en fer.

184
4
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40
fig, 90 - Variations des oxydes avec le f\\·1g0
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fig. 91 - Evolution des traces avec le MgO

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MgO
MgO
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• Ouest Mako
0
EstMako
• Koulountou
fig. 91 bis - Evolution des traces avec le MgO.
6·3- 3 - Comportements des traces en fonction de MgO.
Le chrome et le nickel montrent des corrélations positives avec le MgO avec des
valeurs plus élevées dans la partie ultrabasique que dans la partie basique (fig.9l).
Dans les webstérites, nous remarquons un enrichissement en chrome pour de
faibles valeurs en nickel témoignant de l'importance de la cristallisation des pyroxénes et
de l'absence d'olivine dans leur composition modale. Par ailleurs, les tendances en Cr et
en Ni observées dans les gabbros s.l. sont comparables.
Le cuivre, le niobium, le baryum, le zirconium, l'yttrium, le vanadium, le rubidium
et le zinc montrent des corrélations négatives avec le MgO.

187
Le zinc montre des valeurs relativement élevées dans la partie ultrabasique
comparables à certains faciès de la partie basique; par contre, elles sont nettement plus
importantes dans les faciès les plus évolués des massifs. Cet enrichissement relatif en
zinc peut s'expliquer par la cristallisation de la magnétite. En effet, Taylor (1965), Wager
et Michell (1951) ont démontré que le zinc peut se substituer au fer et se concentrer dans
la magnétite, ce qui explique bien les comportements comparables du zinc et du fer en
fonction de MgO.
Le cuivre a des teneurs relativement élevées dans les webstérites avec une évolution
positive dans les faciès de la partie basique. Cette évolution est comparable à celle
obtenue avec la calcium.
Les autres LILEs, et les HFSE montrent des teneurs faibles dans la partie
ultrabasique et élevées dans la partie basique conformément aux différents degrés de
fractionnement du magma.
6·4 - Caractérisation géochimique.
6 • 4 - 1 - Le diagramme CIPW
Le magmatisme tardif de la partie méridionale du supergroupe de Mako est
caractérisé par l'absence néphéline normative. Dans le diagramme normatif de Yoder et
Tilley (1962) (fig.92), il se partage entre les domaines des tholéiites à olivine et des
tholéiites à quartz définis par Yoder et Tilley (1962).
Les faciès péridotiques des massifs ultrabasiques de Mako sont tous attirés vers le
pôle olivine, ce qui témoigne du fractionnement important de ce minéral dans ces faciès.
Leur nuage de points s'écarte nettement de celui de la partie basique qui montre un
caractère saturé en quartz normatif. Ces faciès basiques se placent dans le domaine des
tholéiites à quartz et recouvrent le champ occupé par l'ensemble volcanoplutonique et plus
particulièrement celui des basaltes massifs et des gabbros.
6·4- 2 - Le diagramme de Besson et Fonteilles (1974)
La répartition des faciés des sills de Mako dans le diagramme de Besson et
Fonteilles (1974) montre bien leur caractère tholéiitique (fig.93).
En effet, les parties ultrabasiques des sillons de Mako et de Koulountou se
regroupent tout près du pôle magnésien; il en est de même des webstérites de la partie
basique du sill situé à l'Ouest de Mako qui sont moins riches en magnésium. Les gabbros
pegmatitiques, les gabbros à opx et les ferrogabbros s'inscrivent dans la tendance
marquée par les péridotites et les webstérites avec un net attrait vers le pôle ferrifère
surtout pour les ferrogabbros.

188
Hy
01

'.
/
, /
o
,
1"
Champ du complexe
volcano plutonique étudié
Q
Di
fig. 92 - Répartition des faciès ultrabasiques de Mako dans le
diagramme de Yoder et Tilley (1962)
1 - Tholéiites à Quartz, 2 - Tholéütes à olivine, 3 - Basaltes alcalins.
Al203
o E3tMako

Oue3tMako

Koulountou
Fe203 t
MgO
fig. 93 - Disposition des sills de Mako dans le diagramme de Besson et Fonteilles (1974).
(la flèche indique la tendance tholéiitique d'aprés Marchall et Ohnenstteter 1984)

189
Honnis l'enrichissement en fer marqué dans les faciès les plus évolués, on
remarque que l'évolution magmatique de ces sills est caractérisée par des rapports en Fe /
Mg presque constants lorsque que l'alumine augmente.
L'augmentation des teneurs en alumine liée à la proportion croissante des
plagioclases s'accompagne d'une diminution de MgO pour des valeurs en fer presques
invariables sauf dans les parties supérieures des gabbros à opx (ferrogabbros) et dans les
gabbros pegmatitiques.
Les faibles variations du fer total dans les ultrabasites, les webstérites et les gabbros
à opx et élevées dans les ferrogabbros et les faciès pegmatitiques peuvent s'expliquer par
la cristallisation du magma basaltique sous des conditions de fugacité d'oxygène faibles,
typique de l'évolution des tholéiites abyssales (Miyashiro, 1974, 1975; Reyburn et al.,
1975). Ce qui est en confonnité avec les résultats obtenus sur la minéralogie des
pyroxènes et des minéraux opaques (cf. minéralogie).
Le champ occupé par les parties basiques des mégasills de Mako recouvre en
grande partie le volcanoplutonisme basique étudié. La disposition des faciès
péridotitiques montre une évolution comparable à celle des basaltes komatiitique avec des
rapports Fe /Mg relativement plus élevés et presque constants.
6 - 4 - 3 - Le diagramme AFM (Irvine et Baragar (1971)
Dans le diagramme AFM de Nockolds et Allen (1951) repris par Irvine et Baragar
(1974), les points représentatifs de tous les faciès des différents sills de Mako se placent
dans le champ des tholéiites (fig.94).
Cette tendance est marquée par un net enrichissement en fer dans les faciès
gabbroïque, alors que les péridotites sont attirés vers le pôle magnésium. Elle s'inscrit
dans la même lignée évolutive que le complexe volcanoplutonique du supergroupe de
Mako.

190
Pe203t
Cbmp des :basJltes de
l'ensem:ble VOlcJJUlpl'Uloniq'l.Le
Na20+K.20
MgO
fig.94 - Disposition des sills de Maleo dans le diagramme AFM de Irvine et Baragar
(1974).
6 - 4 - 4 - Le diagramme MgO / Al203 / CaO
Dans le diagramme MgO / CaO / A1203, la disposition des nuages de points
représentatifs des faciès des sills de Maleo montre une tendance évolutive caractérisée par
une diminution de MgO et une augmentation de l'alumine et du CaO au cours de la
différenciation fractionnée (fig.95).
Les péridotites de tous les sills confondus sont attirées vers le pôle magnésium
avec des teneurs élevées en MgO. Les webstérites du sill situé à l'Ouest de Maleo
montrent une tendance coudée vers le pôle CaO avec des teneurs en alumine et en calcium
siginificatives attestant du fractionnement des plagioclases. Les gabbros à opx et les
gabbros pegmatitiques sont attirés vers le pôle alumine avec des valeurs en calcium plus
faibles que celles observées dans les webstérites. Cela témoigne de l'importance des
plagioclases dans ces faciès gabbroïques.
L'évolution magmatique est marquée par le fractionnement de l'olivine et de opx
qui est suivi par les cpx et les plagioclases comme cela a été proposé par l'ordre de
cristallisation des minéraux magmatiques (cf. supra.).
La partie basique caractèrisée par la cristallisation des clinopyroxène et de
plagioclase occupe un champ comparable à celui du complexe volcanoplutonique étudié.

191
Ce. caractère déjà souligné dans les diagrammes ci-dessus permet d'interpréter les
mégasills comme des massifs comagmatiques avec le volcanisme tholéiitique de Mako.
Ils seraient issus d'un même magma qui a évolué dans des conditions hypabyssales.
MgO
ChJJn.p des hs11les de
•. ./. .1'eIlSUIl.:ble vaJ::jJl,OPlur0nique

CaO
Al203
fig. 95 - Disposition des sills de Maleo dans le diagramme MgO / CaO
1 - trend des komatiites de Barberton (Viljoen et al., 1969),
2 - trend des komailites de Munro (Arndt et al., 1977).
Les tendances sont caractérisées des rapports CaO / A1203 > 1 comparable à la
lignée évolutive (B) des komatiites de Barberton (Viljoen et Yiljoen., 1969),par ~oritre,
elles sont différentes de celles qui ont été observées dans les komatiites de
Munrotownship au Canada (MT) où le CaO / A1203 < l(Arndt et al., 1977).
Par contre, cette évolution est comparable à celle qui a été observée dans les
coulées tholéiitiques de Munrotownship (Arndt, 1977) .
6 • 4 - 5 - Le diagramme Zr / y
Les points représentatifs des différents faciès des sills de Maleo montrent une
bonne corélation positive entre le Zr et Y (fig.96). Cette corrélation est plus nette dans les
faciès basiques que dans les faciès ultrabasique en conséquence de l'effet cumulatif.
Les valeurs en Y sont faibles dans les ultrabasites (15 - 25 ppm) et élevées dans
les faciès basiques où les valeurs sont supérieures à 50 ppm. Les teneurs les plus élevées
en y se rencontrent dàns les faciès les plus évolués tels que les gabbros pegmatitiques où
ont cristallisé des minéraux accessoires comme le sphène ou l'apatite qui s'accommodent
bien avec cet élément

192
Cette interprétation est aussi valable pour le Zr qui peut se substituer au titane dans
le sphène ou le rutile.
La corrélation positive entre le Zr et Y pour les sills de Mako montre des valeurs
presque constantes du rappon Zr / y dans les parties supérieures des sills. Ce caractère
suggère que ces faciès sont comagmatiques; ils seraient issus d'une même source
magmatique par cristallisation fractionnée.
1000
-
o
E
Sill 0 - Mako
Co

Sill E- Mako
Co
----
...
N
o
0
100
0
Q)
il·



0
0
y (ppm)
10
1
10
100
fig. 96 - Répanition des différents faciès des corps
ultrabasiques de Mako dans le diagramme Zr !Y
6 - 4 - 6 - Le diagramme TiOz en fonction de l'indice mafique (IM)
Sem et Saita., (1980), Sem (1981) ont montré qu'en se basant sur la variation du
titane en fonction de l'indice mafique (lM = 100*Fe203t / Fe203t + MgO) dans le
complexe gabbroïque, on peut classer les cumulats en high - Ti et en low - Ti.
Dans le diagramme appliqué uniquement aux cumulats gabbroïques, les cumulats
de Mako (IM< 40), se placent dans le champ des cumulats pauvres en titane (fig.97).
L'évolution magmutique est comparable à celle observée dans les cumulats de Troodos,
de Vouros et de Pozanti - Karsanti jusqu'à lM = 60, au-delà duquel, se produit une
brusque augmentation du titane dans les faciès évolués tels que les ferrogabbros et les
gabbros pegmatitiques (Catakli, 1983).
Les teneurs en titane augmentent très lentement jusqu'à lM = 40, et se produit
ensuite une brusque augmentation du titane au niveau des faciès gabbroïques où
précipitent les oxydes de fer et de titane.Ce caractère est typique des cumulats des bassins
océaniques (Serri et Saita., 1980).

193
3 - r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - .
N

Ouest ~o
o
o
~
Est ~o

Koulountou

2
High - Tî02

O+------,.--------.---,---.-------..-------r---i
20
30
40
50
60
70
80
90
lM (100· Pe203t 1 Pe203t + MgO)
fig.97 - Répartition des faciès représentatifsdes faciès des sills de Mako
dans le diagramme Ti02 / lM. (V, Vourinus).
6 - 4 - 7 - Approches des terres rares
Vu le caractère cumulatif des massifs étudiés, seuls les faciès les plus évolués
(gabbros pegmatitiques) sont analysés. Les analyses de terres rares sont consignées sur le
tableau nO 17.
Les profils représentatifs des faciès pegmatitiques des sills de Mako (M3B, Ouest
Mako et 79, Est Mako) montrent de faibles fractionnement en terres rares (fig. 98).
Ils sont fractionnés en terres rares légères de 10 à 20 fois les chondrites, et 10 fois
les chondrites pour les terres rares lourdes.
. Le mégasill situé à l'Est de Mako montre un degré de fractionnement relativement
plus faible que celui situé à l'Ouest de Mako. Les rapports LaN / YbN (l,85), LaN / SmN
(1,08) et GdN / LUN (1,2) relativement plus faibles que ceux obtenus dans le sill situé à
l'Ouest de Mako LaN / YbN (3,17), LaN / SmN (1,71) et GdN / LUN (1,3).
tableau nO 17 - Analyses des éléments de terres rares dans
les faciès pegmatitiques des mégasills de Mako.
LaN/
LaN/
GdN/
La
NI
Eu
Dy
Yb
Ce
Sm
Qi
Er
Lu
YbN
SmN
LuN
M3B 7,33
8,88
0,96
3,01
l,56
20,14
2,69
2,98
1,63
0,31
3,17
1,72
1,19
79
3,51
S,55
0,78
2,44
1,28
18,29
2,02
2,6
1,37
0,31
1,85
1,09
1,04

194
100
o Ga.bbro pegma.tiliq'll.t 0 MAko

Ga.bbro ptgma.tiliq'll.t E MAJco
50
10
5
La Ce
Nd
Sm Eu Gd
Dy
Er
Yb Lu
fig. 98 - Les spectres de normalisation des terres rares par rapport aux chondrites
de Evensen, et al. (1979) pour les faciès pegmatitiques des sills de Mako.
Les spectres sont caractérisés par une anomalie positive en Ce et des valeurs élevées
en Lu par rapport à l'Yb comparables à ceux obtenus dans les basaltes en pillow de la
partie sud et les les basaltes en spinifex.
De telles caractéristiques confirment le caractère comagmatique de ces mégasills
avec le volcanisme basique tholéiitique.
Les spectres sont comparables à ceux de la série litée de Sandikounda de par leur
anomalie positive en Ce (Dia, 1988), mais, ils sont différents de ceux des gabbros de
Diakali qui ont une anomalie négative en Ce (Diallo, 1994).
L'étude géochimique des mégasills de Mako (zone de Mako - Kanéméré) montre
une affmité tholéütique comparable au volcanisme basique.
L'évolution des éléments majeurs et des terres rares de leur panie basique les
rapproche de celle des basaltes en pillow de la partie sud ou des basaltes en spinifex. En
outre, la disposition des cumulats péridotitiques (wehrlites, lherzolites) dans le
diagramme de Besson et Fonteilles (1974), nous a amené à interpréter ces mégasills
comme des équivalents cumulatifs des basaltes qui ont évolué dans des conditions
hypabyssales.
Une telle hypothèse paraît vraissemblable par son fractionnement de type basse
pression (cf. minéralogie) et par la présence de coulée de basaltes légérement picritiques
(basaltes à spinifex ou en pillow) de composition comparable à celle de la partie basique
de ces massifs ultrabasiques différenciés.

195
Des fonnations ultrabasiques ont été décrites dans les parties Nord du supergroupe
de Mako. Elles sont représentées par le complexe plutonique lité de Sandikounda qui
évolue jusqu'à des tennes dioritiques (Dioh, 1986, Dia, 1988, Diallo, 1994).
Au Burkina Faso, les massifs ultrabasiques de Bouroum sont différents de ceux du
Sénégal oriental de par leur caractère plus riche en orthopyroxène dans les cumulat
(Ouedraogo, 1985). Dans le sillon de Yaouré en Côte d'Ivoire les ultrabasites d'affinité
tholéiitique sont relativement tardive par rappon au volcanisme tholéiitique (Fabre, 1987).
La disposition des mégasills de Mako en collines alignées d'orientation générale NE
parallèlement aux structures régionales, laissent présager une origine comagmatique avec
le complexe volcanoplutonique comme le confinne la géochimie. Ces massifs auraient
évolué à partir d'un magma tholéiitique dans des chambres annexes relativement peu
profondes.
Ce dispositif serait compatible avec le contexte de mise en place en faveur d'un
rifting intraplaque au - dessus d'une panache mantellique comme cela a été proposé pour
le volcanisme tholéiitique. En effet, des massifs ultrabasiques sont généralement associés
aux tholéiites continentales et leur caractère relativement peu profond a amené à les
interpréter comme des relais lors de l'ascension du magma vers la surface (Wilson,
1988).

PETROGENESE

197
7 - PRETROGENESE ET EVOLUTION GEODYNAMIQUE
7 - 1 - Le c~mplexe tholéiitique
7 - 1 - 1 - Introduction
La séquence lithologique de la croûte juvénile birimienne à la latitude de
Sabodala et de Mako village situés dans les parties centrale et méridionale du
supergroupe de Mako se définit essentiellement par un complexe volcanoplutonique
basique. Il est représenté de la base au sommet par des basaltes en spinifex d'affinité
komatiitique, des basaltes massifs ou en pillow associés à des termes hypabyssaux et
plutoniques comagmatiques.
La pile volcanique est composée d'un large volume de basaltes mis en place en
faveur d'une panache mantellique dans un contexte de rifting intraplaque. Les
ultrabasites de Mako représenteraient une partie de ce magma qui aurait évolué dans
des poches magmatiques annexes. Leur ressemblance géochimique avec les basaltes en
pillow de la partie sud et dans une moindre mesure, avec les basaltes komatiitiques de
Sabodala, attestent de leur lien comagmatique.
Du point de vue géochimique, le magmatisme étudié est composé de tholéiites à
hypershène normative généralement saturées en silice. Leur caractère légèrement
évolué, témoigne des valeurs de mg "number" inférieurs à 0,7, faibles comparés à celles
obtenues dans les liquides directement issus par fusion partielle du manteau (Kay et al.,
1970).
Les données des éléments hygromagmaphiles et les différents' spectres de
normalisation montrent que le magmatisme de Mako a des affinités de tholéiites des
îles océaniques avec une légére contamination crustale.
Les spectres de terres rares sont représentés par des profils sub-plats à légèrement
enrichis; leur allure (LaN / YbN compris entre 0,5 et 4 ) laisse présager une source
commune dont les liquides ont principalement évolué par cristallisation fractionnée. Ce
processus est marqué par une diminution du Cr, du Ni, du Co et du MgO et une
augmentation du fer total et de la silice dont les valeurs moyennes sont en conformité
avec un fractionnement wehrlitique à olivine + pyroxène + spinelles relayé par un
fractionnement gabbroïque à clinopyroxène + plagioclase + oxydes.
7 - 1 - 2 - Caractèrisation de la source magmatique
Les diagrammes de normalisation proposés par Myers et Breitkopft.( 1989) par
rapport au manteau primitif de Wood et al. (1979) sont basés sur les éléments tels que
.
.
le Nb, La, Ce, P, Zr, Ti,. Y considérés comme immobiles pendant les phénomènes

198
hydrothermaux et métamorphiques et incompatibles lors du fractionnement d'un magma._!
basaltique (Cox et al., 1979) ou d'une source Iherzolitique à grenat. Le néobium"-
considéré comme l'élément le plus incompatible et discriminant des différents types de
MORB est pris comme dénominateur référé au manteau primitif de Wood et al. (1979).
Les spectres obtenus sur les basaltes komatiitiques et les basaltes en pillow de la
partie sud sont subparallèles avec une nette anomalie négative en La dans ces derniers.
Ceux obtenus pour les basaltes en pillow de la partie centrale et les basaltes massifs de
la partie sud sont comparables avec une anomalie positive en Zr et négative en Ti (figs.
99-1(0).
10 - : r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
a
- - 0 - -
90-6101-

90-4301-
.........
a
ao
~
, 1
0..
.......,
.0
~
.........
~ ,01
0..
.......,
-~
Nb
La.
Ce
P
Zr
Ti
Y
S 10
~
~
C
.0
Z
~
~
S
~
~
90-60b 4
~
~
J:r

90-60a 4
a
90-9
,1
-.
,01
1
1
1
Nb
P
Zr
Ti
y
fig.- 99 - Diagrammes de normalisation par rapport au manteau primitif
(Wood et al. 1979). a - c - spectres représentatifs des basaltes komatiitiques sauf pour
l'échantillon nO 80 basalte massif de la partie sud.
Valeurs de normalisation (en ppm) du manteau primitif (Wood et al., 1979) :
Nb =0,62; La =0,71; Ce = 1,9; P =90,4; Zr = Il; Y = 4,87.

199
10
8.
-~Ao
- - - 0 - -
90-64 BI
-
.0

63
Z
x
a
27
~
,1
Ao
-Eë~ ,01
ILl
Nb
La
Ce
P
Zr
Ti
y
.0
Z
~
'ë 10
~
b
ILl
- - - 0 - -
19 Bin

23
a
34
~
90-89
,1

47
Nb
p
Zr
Ti.
y
fig.- 100 - Diagrammes de normalisation par rapport au manteau primitif
(Wood et al. 1979) a - Basaltes en pillow de la partie nord, b - Basaltes massifs de la
partie sud, c - Basalte massif de la partie sud (90 - 97B) et de la partie nord (90 - 72)
Les roches étudiées sont légérement déprimées en Ti et enrichies en il comparées
au manteau de Wood et al. (1979).
Néammoins, il faudrait souligner la différence entre les basaltes en pillow de la
partie Nord et les basaltes massifs de la partie sud d'une part, les basaltes en pillow de la
partie sud et les basaltes en spinifex d'autre part qui sont plus enrichis en éléments
incompatibles.
L'enrichissement en il par rapport au P et en Ti très net dans les
basaltes de Fanoya (zone de Sabodala) et dans les basaltes massifs de la partie sud est
absent dans les basaltes komatiitiques et dans les basaltes en pillow de la partie sud.
L'allure sub-plate à légèrement pentée des spectres de terres rares avec des valeurs
LaN 1 YbN et LaN 1SmN voisines de 1 et les rapports Zr 1 y proches des valeurs
chondritiques laisse suggérer des mécanismes de fusion partielle des liquides sans

200
l'intervention du grenat. Les valeurs faibles en GdN / LuN sont compatibles avec un
fractionnement des minéraux ferromagnésiens tels que l'olivine, les pyroxènes et les
spinelles. Ces données de terres rares comparables à celles obtenues dans les faciès
pegmatitiques des mégasills de Mako, montrent le même type fractionnement que le
complexe volcanoplutonique.
De tels caractères militent en faveur d'une source mantellique à spinelles
légérement enrichie.
7 - 1 - 2 - 1 - Fusion de la source mantellique
L'estimation de taux de fusion partielle d'une source mantellique de type
lherzolitique à spinelles est bien rendue dans le diagramme Cr / Y proposé par Pearce
(1980). Il est basé sur le Cr et l'Y qui sont des éléments compatibles à haute densité de
10000
o Bas. pillow

Bas. komal.
è
Bas. mass.
~
Gabbros
1000
A
A~
A
a 0
o a
100
a
0
A
co
A
A
Y
A
A
10
100
fig. 101 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique
dans le diagrnmme Cr / Y Pearce (1980).

201
charge et reconnus immobiles pendant l'évolution magmatique.
Le Cr montre un coefficient de partage (KD) élevé dans les pyroxènes et les
spinelles, alors que l'y a un coefficient de panage élevé dans le grenat.
Il permet par ailleurs, de voir si le magmatisme étudié est issu d'un ou de
plusieurs liquides formés à des taux de fusion différents ou bien par cristallisation
fractionnée à panir d'un liquide plus primitif.
Les points représentatifs du magmatisme basique étudié montrent une tendance
continue depuis les basaltes komatiitiques qui sont les plus riches en Cr, jusqu'aux
basaltes en pillow, les basaltes massifs et les gabbros (fig. 10 1). Cette tendance est
marquée par une diminution rapide du Cr pour de faibles variations en Y, dont les
valeurs les plus élevées se trouvent dans les faciès évolués des gabbros et des basaltes
massifs.
La tendance moyenne recoupe la courbe de mélange à un taux de fusion compris
entre 10 et 20 % et continue pour des valeurs plus élevées en Cr avec l'y qui reste
toujours constant.
L'ensemble volcanoplutonique serait issu d'un liquide provenant de la fusion
panielle d'une source lherzolitique à spinelles à un taux de fusion de 10 à 20 %. Les
termes les plus primitifs de ce liquide seraient représentés par des basaltes
komatiitiques qui ont des valeurs en Cr et en Y plus faibles que celles du manteau
archéen estimées à 3000 ppm de Cr et 5 ppm de Y (Sun et Nesbitt, 1978).
7 - 1 - 2 - 2 - Le diagramme cationique Fe2+ / Mg2+
Dans le diagramme cationique Fe2+ / Mg2+, proposé par Rajmani et al. (1989),
l'ensemble volcanoplutonique étudié montre une bonne corrélation positive entre les
basaltes komatiitiques, les basaltes en pillow et les basaltes massifs. Il se présente en
deux populations distinctes:
- une population représentée par les faciés basiques. Elle est marquée par un
chevauchement entre les domaines des basaltes komatiitiques et les basaltes en pillow
de la partie centrale caractérisés par des valeurs en fer relativement élevées, alors que
les basaltes massifs de la partie sud moins riches en fer et en magnésium, montrent un
continum chimique avec les précédents.
- une population représentée par les faciès acides de nature rhyodacitique.
Elle montre un gap compositionnel avec la précédente par leur valeur faible en fer et en
magnésium (fig. 102).
En faisant abstraction de l'enrichissement en fer dû aux phénoménes de
différenciation fractionnée, les termes les plus primitifs de la série tholéiitique sont les
basaltes komatiitiques qui sont les plus riches en fer, ils sont suivis par les basaltes en
pillow, les basaltes massifs et les roches felsitiques.

202
+ 5 0 . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
N
b.O
o BU.C!Ulll"I
:E:

Bu.lCom..
-
40
~
~ BU.SIIa
o .d.a..,
30
20
1000·
la
o
OL_-'--~O-L..._....1.____'__L..._....L..____L_.l._....1.____'__L__'_____'__"'__....L.._____I._"'__....L..___'
a
S
la
lS
20
~ (Pe2+)
fig. 102 - Disposition du volcanisme tholéiitique de Mako dans le
diagramme cationique de Rajamani et al.(1989)
50 - r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - .
% (Mg2+)
40
30
20
1000°
10
o
% (Fe 2+)
O+--~B_-r__---~----_r_----...._---__t
o
4
8
12
16
20

Bas. Komat. (Guinée)
o Roches acides
~ Bas. du Sud

Bas. komat.
o Bas. Sabodala
fig. 103 - Disposition du volcanisme tholéiitique de Mako et de la chaine de Niandian
dans le diagramme cationique de Rajamani et a1.(l989).

203
Les caractères riches en fer et peu alumineux des basaltes komatiitiques montrent
qu'ils se sont formés à des pressions relativement élevées (Langmiur et al., 1980; Arndt
et al., à paraître). En effet, dans le diagramme proposé par Rajamani et al. (1989) où
nous avons reportés les mélanges d'une source pyrolitique P à 2,5 GPa, d'une source
komatiitique enrichie S à 2,5 GPa et à 1 atmosphére, ainsi, avec la diminution des
pressions du mélange, la composition du solidus du mélange devient faiblement enrichi
en fer.
Cela se traduit par des températures de cristallisation de l'ordre de 1150° à
1050°C pour les basaltes komatiitiques, de 1050°C pour les basaltes en pillow et aux
environs de lOOO°C pour les basaltes massifs. Les conditions thermodynamiques de
cristallisation des laves rhyodacitiques sont par contre, relativement plus faibles.
Par ailleurs, si nous comparons les tholéiites s.l. étudiées avec celles de Niandian
en Guinée (fegyey et Johan., 1989), nous remarquons que les termes komatiitiques de
la Guinée sont plus magnésiens (22 à 10 % MgO) avec des valeurs en fer total
comparables à celles des roches étudiées.
En reportant les échantillons de la Guinée sur le diagramme de Rajamani et al.
(1989), les termes komatiitiques de Niandian ont des températures de cristallisation
supérieures à 1200°C pour des pressions plus élevées que celles des basaltes étudiés
(fig. 103).
Les données minéralogiques des pyroxènes et des oxydes donnent des
températures de cristallisation de l'ordre de 1000 + 1200°C pour les péridots des
mégasills de Mako sous une fugacité d'oxygène de 10 - 7 atm. De telles conditions
thermodynamiques relativement voisines à celles du complexe volcanoplutonique,
laissent présager une évolution des ultra basites dans des conditions de semi
pro,fondeur.
7 - 1 - 3 - Etude du fractionnement
L'ensemble volcanoplutonique et le magmatisme ultrabasique tardif sont
caractèrisés par un fractionnement wehrlitique à gabbroïque de type ± olivine±
.
'
.
orthopyroxène + clinopyroxène + plagioclase + oxydes contrôlé en grande partie par les
processus de cristallisation fractionnée.
7 - 1 - 3 - 1 - Diagramme Ca 0 1A1203
Malgré la dispersion des points, nous notons une bonne corrélation négative entre
le C~O et l'alumine traduisant du fractionnement important des plagioclases (fig. 104).
Cette dispersion est la conséquence de la mobilité du calcium lors des phénoménes
d'albitisation des plagioclases et d'ouralitisation des cpx.

204
Les basaltes komaùitiques montrent des valeurs faibles en Al203 pour des valeurs
en calcium élevées, ce qui confirme le fractionnement important des cpx au détriment
des plagioclases. Par contre, certains basaltes en pillow, les basaltes massifs ou les
gabbros ont des valeurs relativement élevées en CaO et en alumine témoignant de la
cristallisation massive des plagioclases dans ces types de faciès.
18
l"f")
0
Bas. pillow
0
0
°â
• Bas. komat.
M
-
<
0
Bas massif
16
â
-
0
â
0 0
0
â
Gabbro
0
~
0
0
0
0
0

14
<6
0
li.
â
â
0
0
D
â
â
0 . 0
â
12
li.
• •

.. ,




10
1
1
4
6
8
10
12
14
CaO
16
fig. 104 - Disposition de l'ensemble tholéiitique de Mako
dans le diagramme Al203 / CaO
7 - 1 - 3 - 2 - Diagramme (A1203 / TiÛ2 ) / MgO
Les rapports Al203 / Ti02 du magmatisme de Mako montrent des variations
comprises entre Il et 22 comparables à ceux observés dans les chondrites (Sun et al.
1979) et dans les tholéiites archéennes (Cattell et Taylor. 1990).
Du point de vue faciès, les basaltes komatiitiques ont des rapports compris entre
Il et 14, alors que les basaltes massifs et les basaltes en pillow ont des rapports plus
élevés (11 à 22) dénotant de leur caractére plus alumineux.
Ce caractère peu aJumineux des basaltes komatiitiques se traduit par une
cristallisation tardive des plagioclases au cours de la différenciation fractionnée des
liquides basaltiques. En effet, dans le diagramme (fig. lOS), nous constatons que le
rapport est presque constant dans les basaltes komatiitiques, alors que dans les basaltes
en pillow, les basaltes massifs et les gabbros, les rapports montrent sensiblement un

205
faible infléchissement concommittant avec une augmentation en fer dans les faciès les
plus évolués.
Un tel fractionnemnt est confinné par l'évolution pétrographique des mégasills de
Mako. En effet, on note la cristallisation tardive de plagioclase associés à des oxydes Fe
- Ti pendant la différenciation magmatique qui est concomittante à la disparition de
l'olivine.
Ces résultats sont comparables à ceux observés dans les basaltes komatiitiques où
le fractionnement des plagioclases est observé à des teneurs en MgO inférieures à 7,5%
(Arndt et al., 1982; Cattell, 1987; Cattell et Taylor., 1990).
100
0
Bas. pillow
• Bas. komal.
0
Bas. mass.
â
Gabbros
o
8
â
ft.
0
0
0
~ ~ oOD
0
la
ft.
o~
19
ft.[(]
. . a .....

ft.
ft.
N
0
~
-rr)0N<
1
1
1
a
2
4
6
8
la
MgO
12
fig. 105 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique
dans le diagramme (Ah03/TiÛ2) - Mg O.
7 - 1 - 3 - 3 - Diagramme CaO / MgO
En intégrant les données géochimiques des mégasills de Mako interprétés comme
. comagmatiques avec l'ensemble volcanoplutonique dans le diagramme CaO / MgO, le
nuages de points représentatifs montrent une tendance évolutive en forme coudée pour
des valeurs de 12 à 13 % de MgO (fig. 106).
Pour des teneurs élevées en MgO, la courbe est ascendante montrant que le
fractionnement est contrôlé dans un premier temps par la cristallisation d'olivine, de
chromites et de pyroxènes. Ceci est bien illustré par l'étude pétrographique et
géochimique des ultrabasites de Mako, où l'olivine contrôle le fractionnement dans les

206
lherzolites et les wehrlites (MgO> 30%); elle est relayée par les pyroxènes dans les
webstérites avec des valeurs en MgO plus faibles (13 - 16 %).
Pour des valeurs plus faibles en Mg 0 < 10 %, le fractionnement est contrôlé par
la cristallisation des clinopyroxènes et des plagioclases. Untel processus est commun à
tous les faciès volcanoplutoniques qui auraient évolué juqu'à des faciès felsitiques.
Cette bonne corrélation positive implique un contrôle par des clinopyroxènes et
par des plagioclases durant les processus d~ cristallisation fractionnée.
20
CaO
1° Volc~:pl\\lloniq'll.t Ù MlJco 1
°Cpx + Plag.
control
06)
Olivine control
la
°
00
~
a a
la
20
30
MgO
40
fig. 106 - Diagramme Ca 0 1Mg 0
7 - 1 - 3 - 4 - Diagrammes de Pearce et Nony (1979)
Ces diagrammes (fig.107) nous permettent d'une part, de mieux comprendre
l'évolution des liquides basaltiques et d'autre pan, d'étudier leur fractionnement en
comparant leur tendance de différenciation avec les vecteurs de fractionnement définis
par les auteurs (op. cit.).
Dans l'ensemble volcanoplutonique, le Ti02, le Nb et l'Y montrent des
corrélations positives avec le Zr;les rapports Ti02 1 Zr, Nb 1 Zr et Y 1 Zr sont
relativement plus faibles comparés à ceux observés dans les tholéiites archéennes
d'Australie (Nesbitt et Sun., 1976).
Dans le diagramme Ti02 1 Zr, les différents faciès montrent des tendances
parallèles entre elles et intermédiaires entre les vecteurs 1 et 2 de Pearce et Nony
(1979), ce qui traduit un contrôle du fractionnement par la cristallisation d'olivine, des
cpx et des plagioclases avec une précipitation d'oxydes ferrotitanés. En outre, on
observe pas de fractionnement de minéraux magmatiques hydroxylés tels que

207
100 " J - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - . . . ,
o
o
o
o
0
1
la
~'
5
1
la
100
Zr
1000
100 , . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
• .6
1

0

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il
."
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A
la
100
Zr
1000
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N
0
~
.6
.6
00
0
.6
o~ ~.6~
0
Bas. pillDw
• Bas. kom.t.l.
0
Bas. m.assifs
.6
G~hros
,1 la
100
Zr
1000
fig·. 107 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique
dans les diagrammes de Pearce et Norry (1979)
Les fléchettes (1 à 6 ) représentent les vecteurs de fractionnement des minéraux.
Diagramme Nb / Zr: 1 - plagioclases. olivine, cpx, 2 - opx, 3 et 4- cpx, 5 - amphibole, 6 - magnétite
Diagramme Y / Zr : 1 - plagioclases, olivine, 2 - magnétite, opx, 3 et 4- cpx, 5 - amphibole, 6 - apatite
Diagramme Tiû2 / Zr: 1 - plagioclases, apatite, olivine, 2 - magnétite, 3 et 4- cpx, 5 - amphibole,

208
l'amphibole qui serait responsable des faibles valeurs en Nb et en Y dans les liquides les
plus évolués.
Dan~ l'ensemble volcanoplutonique, le Ti02, le Nb et l'Y montrent des
corrélations positives avec le Zr;les rapports Ti02 / Zr, Nb / Zr et Y / Zr sont
relativement plus faibles comparés à ceux observés dans les tholéiites archéennes
d'Australie (Nesbitt et Sun., 1976).
Dans le diagramme Ti02 / Zr, les différents faciès montrent des tendances
parallèles entre elles et intennédiaires entre les vecteurs 1 et 2 de Pearce et Norry
(1979), ce qui traduit un contrôle du fractionnement par la cristallisation d'olivine, des
cpx et des plagioclases avec une précipitation d'oxydes ferrotitanés. En outre, on
observe pas de fractionnement de minéraux magmatiques hydroxylés tels que
l'amphibole qui serait responsable des faibles valeurs en Nb et en Y dans les liquides les
plus évolués.
7 - 1 - 3 - 5 - Diagramme Cr / Ni
Le faible fractionnement de l'olivine observé dans les roches volcaniques basiques
étudiées est mis en évidence dans le diagramme log Cr / log Ni (fig.108). Les points
représentatifs de tous les faciès confondus sont disposés suivant une pente supérieure à
1 impliquant une cristallisation importante des clinopyroxènes et des chromites au
détrimcllt de l'olivine comme cela a été observé pétrographiquement dans tous les faciès
de basaltes étudiés.
L'absence quasi totale de cristallisation d'olivine malgré les valeurs relativement
élevées en Ni dans les basaltes komatiitiques est fréquente dans les tholéiites
archéennes (Arndt et Goldstein, 1989). Un tel phénoméne peut s'expliquer dans le cas
de l'ascension d'une plume mantellique où le MgO et le Ni montrent une corrélation
positive avec la profondeur et le degré de fractionnement. En fait, cette corrélation n'est
pas linéaire car le Ni augmente plus rapidement que le MgO lors des fractionnements à
très grande profondeur, ce qui a pour conséquence des mélanges relativement plus
riches en Ni qu'en MgO..
Nous pouvons admettre que les basaltes étudiés ont cristallisé à partir de liquides
relativement évolués suivant des processus contrôlés dans les phases précoces par le
clinopyroxène et dans les liquides les plus différenciés par le clinopyroxène et le
plagioclase.
La cristallisation tardive des plagioclases au cours de la différenciation est
marquée par les faibles teneurs en Sr et les rares anomalies négatives en Eu observées
dans quelques échantillons de basaltes komatiitiques ou en pillow.
Un tel ordre de cristallisation conduit à l'appauvrissement des liquides en
clinopyroxèneet par voie de conséquence à une cristallisation plus importante des

209
plagioclases dans les faciès les plus évolués. Ceci est en accord avec les observations
pétrographiques (cf. supra.). En effet, les tholéiites de Mako sont composées d'un pôle
1000 -r-----------------,.=--....,....-----....
s..
U
6
,.
fil•
• ••

6
100
6
6

o Bas. pillow
6

Bas. komaL
6

Bas. massifs
6
Gabbros
1a +-----.----.r---r-"""T'"...,...,....,I"'"'T""r----...,...-"""T'"-.....---r-.,........,,......,..........-t
la
100
1000
Ni
fig. 108 - Disposition de l'ensemble volcanoplutonique
dans le diagramme log Cr / log Ni.
basique constitué de basalte~ volumétriquement beaucoup plus importants que le pôle
acide discret à composition dacitique à rhyodacitique.
La genèse de roches felsitiques a été étudiée par plusieurs auteurs; elles peuvent
provenir de liquides résiduels situés à un stade avancé de la cristallisation fractionnée
(Coleman et Petermann., 1975, Aarab, 1984) ou de l'immiscibilité dans un magma
basaltique riches en fer, ce dernier processus expliquant" bien la genèse des
plagiogranites (Ohnenstetter et Ohnenstetter., 1980).
La génése "des dacites peut s'expliquer par des processus de cristallisation
fractionnée où; la séparation des pyroxénes riches en "fer dans les phases précoces
conduirait les liquides les plus évolués vers des compositions acides riches en
plagioclases. De telles associations basaltes - dacites d'affinité tholéiitique sont
. caractéristiques du birimien du craton Ouest Africain (Zonou, 1987; Alric et al., 1991).

210
7 - 2 - Le complexe calcoalcalin
Les éléments agglomératiques de nature andésitique ou dioritique sont
caractérisés par un léger enrichissement en terres rares légères avec des rapports LaN /
SmN (1,7 - 2,1 ) et LaN / YbN (3,9 - 8,7 ) relativement élevés et leur fractionnement en
terres rares lourdes sont faibles (GdN / LUN.1,8 - 2,5).
L'absence d'anomalie en europium témoigne du caractère primaire peu alumineux
du magma, alors que les valeurs significatives en Cr (105 - 298 ppm) et en Ni (74 - 179
ppm) montrent le fractionnement de minéraux ferromagnésiens tels que les pyroxènes.
Malgré l'absence d'anomalies en europium, le caractère calcique et sodique de la
roche associé à sa richesse en strontium réflètent la cristallisation des plagioclases.
La genèse des magmas calcoalcalins est maintes fois relatée dans la littérature
(Green et al., 1967; 1969; Kushiro, 1973; Gill, 1974; Miyashiro, 1974; Coulon, 1977...).
Ils pourraient provenir:
- par cristallisation fractionnée à partir des tholéiites à olivine (Green, 1967;
1969~ Kushiro, 1973),
Cl iCO
10
- _ Foo ,
~
~o-,--_ ---++.......~,,"--~-+-------+
" "-"-
-+
" ' + - - - - - - - +
_ _ ~O.J
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--
-----+----
------
---
--...
FoO.3
---+
1 - - - - - - ' - - - - - + - - - - - - - - - - _ +
la
Sm
Tb
Yb
fig. 109 - Modèle de distribution des terres rares de liquides obtenus par
différents degrés de fusion partielle (F) d'une lherzolite à spinelle
. (trait plein) et d'une lherzolite à grenat (en tireté).
L'axe des ordonnées exprime le facteur d'enrichissement du liquide avec cl =
concentration de l'élément dans le liquide, Co = concentration de l'élément dans le
solide initial (ici, Co est considéré étant égal à 1). Les calculs ont été établis sur la
base des équations de Shaw (1970) qui supposent une fusion partielle à l'équilibre et en
utilisant les coefficients de partage suivants de Schnetzler et Phi/borts, (1970), Gill,
(1974), Shimizu, (1975).

211
Cpx / liq
Grenat / liq
Olivine / liq.
La
0,08
0,008
0,003
Sm
0,32
0,30
0,004
Th
0,30
2
0,010
Yb
0,30
4
0,007
Les valeurs des coefficients de opx 1 liq et spinelles 1 liq sont identiques à celles
de olivine 1 liq.
Le mode de la lherzolüe à spinelle utilisé dans le calcul est le suivant: cpx 25 %;
olivine 55%; opx 15 %; Sp 5%, les pourcentages des minérauxfondus sont: cpx 50 %;
olivine 35 %; opx 15% (Coulon, 1977).
Le mode de la lherzolite à grenat utilisé dans le calcul est le suivant: cpx 10 %;
olivine 60 %; opx 20 %; grenat 10%, les pourcentages des minérauxfondus sont cpx 25
%; olivine 40 %, opx 15 %; grenat 20 % (Coulon, 1977).
- par fusion partielle d'un manteau pyrolitique à sec (Green et al., 1967;
Ringwood, 1966; 1969) ou en présence d'eau (Green, 1972; Ringwood, 1974),
- par fusion d'une croûte océanique en subduction de nature éclogitique ou
amphibolitique à grenat ( Kushiro, 1973; Ringwood, 1969).
Le degré de fractionnement et les spectres des terres rares nous permettront de
mieux trancher entre ces différentes hypothèses.
L'hypothèse par cristallisation fractionnée à partir d'un basalte.
Dans le cas d'une cristallisation fractionnée à basse température d'un magma
lherzolitique à spinelles,
il y'a séparation des olivines, des opx, des cpx, des
plagioclases et du liquide. Les coefficients de partage des terres rares entre l'olivine, les
pyroxènes et le liquide sont donnés en légendes sur la fig. 109 (Schnetzler et Philbotts,
1970, Gill, 1974, Shimizu, 1975).
Les calculs des modèles de distribution des terres rares des liquides issus de la
fusion partielle d'un lherzolite à spinelles basés sur les équations de Shaw (1970) et
obtenus sur le volcanisme calco - alcalin de Corse (Coulon, 1977) ont été utilisés pour
cette étude.
Les profils de distribution des terres rares issus de la fusion partielle d'une
lherzolite à spinelles pour différents degré de fusion donnent des spectres plats et
paralléles entre eux (fig. 106), différents de ceux obtenus pour le calcoalcalin étudié (cf.
fig. 84) qui sont déprimés en HREE et enrichis en LREE. Ce caractère ne peut
s'expliquer que par l'intervention du grenat minéral à fort coefficient de partage pour les
HREE (KD min / 1 =4, Shimuzu, 1975).

212
Ainsi, une lherzolite à spinelles composée de 10 % de grenat, 60 % olivine et 30
% pyroxène donnera à différents degré de fusion, des spectres de distribution en terres
rares montrant un enrichissement en LREE et un caractère déprimé en HREE (fig. 109).
Ces résultats penneltent de déduire l'inlervention du grenat dans la composition
du magma source qui peut être une lherzolite à grenat.Un tel processus du magmatisme
calco - alcalin doit faire intervenir des mélanges de matériel crustal et de matériel
mantellique pour leur genèse.
En effet, au vu des résultats lithostructuraux, Bassot, (1987), Milési et al. (1989)
ont interprété le calco - alcalin de la Daléma comme des fonnations liées aux
décrochements crustaux le long desquels seraient mis en place les volcanosédiments de
la Daléma caractèristiques d'une sédimentation de platefonne. Ceci est bien illustré par
les formations calco - alcalines d'âge Oligocène des Alpes Franco - Italiennes
(Ouazanni et Lapierre, 1986) ou tardi - hercyniennes de l'Europe centrale (Bixel et al.
1983) mises en place dans un contexte de rifts intracontinentaux.

- l'~
EVOLUTION GEODYNAMIQUE
DU COMPLEXE VOLCANO -
SEDIMENTAIRE ET CONCLUSIONS
GENERALES

214
RAPPELS DES PRINCIPALES DONNEES
. Cette présente étude a permis de définir ou de préciser la lithostratigraphie, la
pétrographie, le métamorphisme et la géochimie des formations birimiennes des parties
centrale et méridionale du supergroupe de Mako en vue de proposer un contexte de
mise en place.
Lithostratigraphie
La séquence synthétique des secteurs étudiés (cf. page ), montre de bas en haut:
- des basaltes en spinifex en coulées de faible importance,
- des basaltes massifs largement répandus dans les parties sud du
supergroupe de Mako,
- d'importantes coulées de basaltes en pillow avec à des bréches
hyaloclastiques à leur sommet ou d'agglomérats volcaniques basiques,
- une sédimentation chimique représentée par des lentilles de carbonates ou
de quartzites marquant une période de quiescence de ce volcanisme.
- des termes hypabyssaux et plutoniques sont associés à ce volcanisme
basique,
- un volcanisme acide à intermédiaire de type explosif constitué de bréches
de coulées, avec des niveaux plus fins d'aspect ignimbritique. Ce volcanisme en
majorité pyroclastitique est intimement associé à des métasédiments fins à grossiers
immatures. Les intrusions acides calcoalcalines généralement localisées dans les shear
zones précoces (NE, N - S) semble étre liées à ce volcanisme intermédiaire à acide,
- un magmatisme basique à ultrabasique composé des mégasills de Mako et
des dykes basiques.
Mis à part quelques spécificités liées aux secteurs d'étude, cette succession est en
conformité avec les résultats obtenus dans les parties Nord et Nord - Est du supergroupe
de Mako. Elle se particulatise par :
- l'absence de panneaux d'amphibolo - gneiss sous - jacents au volcanisme
tholéiitique mis en évidence dans le secteur de Sonfara (Dia, 1988),
- ou de sédiments immatures de nature détritique sur lesquels vient se
déposer le volcanisme basique du secteur de Soréto - Saboussiré (Diallo, 1994). En fait,
des fragments de roches sédimentaires ont été retrouvés dans les basaltes massifs de
Koulountou situé dans la zone de Mako - Kanéméré; ce qui laisse encore présager un
horizon détritique en dessous du volcanisme.
Comparés aux sillons birimiens du domaine Baoulé Mossi, le supergroupe de
Mako montre beaucoup de similitudes avec les sillons de Fétékro en Côte d'Ivoire
(Mortimer, 1992) ou de Niandian en Guinée où des niveaux carbonatés y ont été
reconnus (Tegyey et Johan, 1989; Thieblemont, 1989; Géotraverse, Conakry, 1990). Il

215
se particularise des sillons de Yaouré (Fabre, 1987) et de la Haute Comoé en Côte
d'Ivoire (Alric et al., 1991) et du sillon de Bouroum au Burkina Faso (Zonou, 1987) par
l'absence de niveaux carbonatés ou de la prédominance des pyroclastites sur les termes
laviques dans le volcanisme basique.
Ces particularités lithologiques de la lithosphère birimienne écartent toute
hypothèse d'une mise en place dans un contexte océanique préservé de toute influence
continentale comme cela a été proposé par Abouchami et al., (1990). Elles militeraient
plutôt d'un dépôt en bordure ou sur un continent.
Pétrographie
Le complexe volcanoplutonique étudié est représenté par une suite magmatique
thoéiitique évoluant des basaltes en spinifex, des basaltes massifs, des basaltes en
pillow, des métabasaltes andésitiques jusqu'à des termes felsitiques et d'un magmatisme
calcoalcalin de nature explosive recouvert par des sédiments détritiques fins à grossiers.
Un événement magmatique tardif constitué par les mégasills de Mako ou des dykes
basiq~es et comagmagtiques avec le volcanisme tholéiitique représente le dernier
épisode du magmatiisme birimien avant la mise en place des granitoïdes.
Les faciès volcaniques sont caractèrisés par la cristallisation précoce de
clinopyroxène comme seul minéral associé à des sulfures dans les basaltes en spinifex.
Ensuite, apparaissent les plagioclases et les oxydes qui sont peu abondants dans les
basaltes en pillow dendritiques et abondants dans les basaltes massifs et les basaltes
andésitiques.
La même paragenèse magmatique et le même ordre de cristallisation se retrouve
dans les métadolérites avec un net enrichissement en oxydes et dans les massifs de
gabbros différenciés en clinopyroxènites - gabbros mésocrates - gabbros pegmatitiques.
Ces faciès gabbroïques sont marqués par une cristallisation tardive d'une deuxième
génération de clinopyroxène en cristaux poecilitiques associée à des oxydes aprés les
plagioclases.
Les mégasills de Mako considérés en partie comme l'équivalent cumulatif des
basaltes tholéiitiques montrent une paragenèse magmatique et un ordre de cristallisation
comparable à celle du complexe volcanoplutonique tholéiitique. Ils se particularisent
par la cristallisation importante d'olivine et d'orthopyroxène. En faisant abstraction de
leur condition de mise en place et de leur caractère cumulatif, le complexe
volcanoplutonique basique et les mégasills de Mako montrent les même paragenèses et
le même ordre de cristallisation des minéraux magmatiques. Ce qui pennet de les
considérer comme comagmatiques, mais évoluant dans des conditions différentes.
Ces massifs ultrabasiques sont comparables à ceux décrits dans le secteur de
Laminia - Kaourou (Dioh, 1986, Dia, 1988), mais, présentent un caractère plus

216
magnésien et une composition modale en olivine plus importante. Ils se particularisent
des massifs ultrabasiques différenciés de Bouroum - Yalogo au Burkina - Faso
(Ouedraogo, 1985) qui montrent une cristallisation précoce des plagioclases.
La série calcoalcaline est composée presque essentiellement de matériel
agglomératique acide à intermédiaire représentée en majorité de matériel dacitique,
andésitique à dioritique cimenté par une matrice tuffacée acide. La nature des éléments
montre le caractère différencié du volcanise dont les termes laviquesde nature basique
affleurent plus au Sud aux environs de Bagnomba.
Ces formations sont comparables à celles décrites plus au NE dans les secteurs de
Soréto - Diakhali (Diallo, 1994); avec une prédominance de pyroclastites fines alternant
avec des sédiments fins et des passées carbonatées.
Caractères géochimiques
Le complexe volcanosédimentaire du supergroupe de Mako est composé de trois
épisodes magmatiques:
- un complexe volcanoplutonique tholéiitique largement dominant,
représenté par des coulées de basaltes s.1. associées à des termes hypabyssaux et
plutoniques. Il constitue une série magmatique de type basalte - rhyodacite fréquente
dans les fonnations birimiennes du craton Ouest Africain,
- un complexe volcanique calcoalcalin de type explosif,
- un magmatisme basique à ultrabasique tardif.
Le complexe volcanoplutonique tholéiitique montre des caractèristiques
géochimiques suivantes:
- il est représenté par des tholéiites à hypersthène nonnative, généralement
saturées en quartz,
- les tholéiites ont des teneurs élevées en silice variant entre 43 et 56 % de
Si02 dans les faciès basiques et de 74 à 79 % dans les faciès felsitiques.
- les teneurs sont relativement élevées en fer, en MgO, en Cr, en, Ni et
pauvres en titane et en alumine,
- les tholéiites ont des valeurs en potassium comprises entre 0 et 1,7 %
relativement plus élevées que les Low - K - tholeiites ( K20 < 0,30 %), elles sont très
enrichis en Ln..E (Rb, Ba, Th, LREE) et en Nb.
Les termes les plus primitifs du complexe magmatique tholéiitiq ue sont
représentés par les basaltes en spinifex. Malgré leur caractère évolué (Mg:;t: = 0,6 - 0,4),
ces faciès sont comparables aux basaltes komatiitiques riches en silice (Arndt et al.,
1977; Cattell, et Taylor, 1990). Cette tendance komatiitique du volcanisme birimien a
été reconnue dans d'autres provinces birimiennes du craton Ouest Africain. Dans les
sillons de la Haute Comoé ou de Fétékro en Côte d'Ivoire, Alric et Vidal., (1991),

217
Mortimer (1990, 1992) ont reconnu l'affinité komatiitique dans le chimisme de la série
tholéiitique, alors que dans le sillon de Niandian en Guinée, il a été reconnu de
véritables coulées komatiitiques bien différenciées associées à des basaltes tholéiitiques
(Tegyey et Johan 1989; Thiéblemont, 1989).
Par ailleurs, hormis les basaltes en spinifex et les basaltes massifs de la partie sud
qui présentent des caractéristiques pétrographiques ou géochimiques différentes
(teneurs élevées en Cr, Ni, MgO, LILE, LREE, Zr et Nb), les basaltes en pillow sont
comparables aux autres secteurs du supergroupe de Mako et du birimien du craton
Ouest africain. A l'exception des basaltes de Bouroum dont certains faciès sont
déprimés en terres rares légéres (Zonou, 1987).
La particularité géochimique du volcanisme étudié est le caractère enrichi en
LILE. En effet, l'étude géochimique montre une répartition géographique frappante. Les
basaltes massifs et les basaltes en spinifex sont plus riches en en éléments lithophiles
que les basaltes en pillow de la partie centrale de Sabodala dont certains faciès ont des
teneurs relativement élevées en Nb.
Cet enrichissement surtout dans les termes volcaniques les plus primitifs et la
présence de lithoclastes sédimentaires emballés dans les coulées basaltiques ont permis
d'expliquer cet enrichissement par des phénomènes de contamination. En fait, la
contamination perçue dans les basaltes massifs des parties suçl du supergroupe de Mako
et dans les basaltes en spinifex, laisse prévoir un soubassement de croûte sur lequel s'est
déposé le volcanisme. Ces formations sous jacentes encore inconnues dans les secteurs
d'étude, seraient représentées par les panneaux d'amphibolo - gneiss de Sonfara ou les
horizons detritiques immatures mis en évidence dans le secteur de Soréto - Diakhali.
Un tel schéma est en désaccord avec l'hypothèse d'un environnement océanique
loin de toute influence continentale sur lequel s'est déposé le birmien (Dia, 1988,
Abouchami et al., 1990; Boher et al., 1992). En effet, les résultats isotopiques
disponibles ont donné des valeurs en E Nd (T) élevées comprises entre + 1 et +4
attestant le caractère juvénile du magma et l'absence de toute contamination.
Malgré ces résultats, le caractère contaminé des formations birimiennes à des
degrés variables doit être tenu en compte, car les données lithostructurales laissent
prévoir des formations sous jacentes au volcanisme. Les caractères chimiques des
basaltes qui relativement ferrifères et peu alumineux sont caractèristiques des basaltes
continentaux, comme c'est le cas au Burkina Faso (Zonou, 1987); en Guinée (Tegyey et
Johan, 1989; Thiéblemeont, 1989) ou en Côte d'Ivoire (Alric et Vidal., 1991).
Le complexe calco - alcalin est représenté par des agglomérats volcaniques avec
une faible fraction effusive limitée aux parties Sud du supergroupe de Mako. Il est
comparable au calco - alcalin du secteur deSoréto - Diakhali qui est en fait que son
prolongement NE (Diallo, 1994) et à celui dela Daléma (Bassot, 1987). TI montre des

218
caractères orogéniques, mais s'en écarte par leur teneur faible en potassium, en alumine
et en ytrium.
Le magmatisme basique à uItrabasique tardif est reconnu dans d'autres provinves
birimiennes du craton Ouest Africain. Au NE du supergroupe de Mako, il correspond
au complexe plutonique lité de Sandikounda avec des tennes précoces de nature
wehrlitique ou pyroxènitique pauvres en olivine (Dia, 1988). Au Burkina - Faso, ils
sont représentés par des massifs ultabasiques différenciés de Bouroum - Yalogo qui
montrent la cristallisation précoce de plagioclase dans le cursus de différenciation.
La distribution des éléments chimiques et surtout des terres rares rapprochent les
faciès pegmatitiques de ces massifs ultrabasiques aux basaltes en pillow du domaine
Ouest de la zone de Mako - Kanéméré. Leur champ de répartition dans les diagrammes
discriminants est comparable à celui du complexe volcanoplutonique tholéiitique, ce
qui a amené à les interpréter comme comagmatiques.
Le magmatisme ultrabasique de Mako représenterait en partie les cumulats du
volcanisme tholéiitique qui aurait évolué dans des conditions hypabyssales.
CONTEXTE GEODYNAMIQUE
En prenant en compte la chronologie des événements lithologiques de la séquence
volcanosédimentaire et des critères géochimiques du magmatisme étudié, nous pouvons
retenir:
La variabilité des faciès géochimiques dans le volcanisme birimien permet
d'envisager des sites géotectoniques variés comme cela a été montré dans tout le craton
Ouest Africain.
Les suites magnésiennes associées au volcanisme tholéiitique sont bien connues
dans certains sillons birimiens. En Côte d'Ivoire dans le sillon de Fétékro (Regnoult,
1980, Mortimer, 1990), en Guinée dans le sillon de Niandian (Tegyey et Johan. 1989) et
au Sénégal (Ngom, 1985, 1989). Les suites bimodales composées d'une série
tholéiitique et calcoalcaline sont bien connues dans tous les sillons avec parfois des
aires essentiellement tholéiitique ou calcoalcaline (Deschamps et al., 1986, Bassot,
1987, Milési et al., 1989).
Panni les sites géotectoniques retenus sur le birimien du craton Ouest Africain,
nous pouvons en retenir les principaux:
- le modéle de géosynclinal initié par Aubouin (1961), est repris et initié en
Côte d'Ivoire (Tagini, 1960) et au Sénégal (Bassot, 1963),
- contexte d'arc ou de bassin arriére arc (Dia, 1988, Salah, 1991, Diallo,
1994),
- contexte intracratonique (Deschamps et al., 1986, Zonou, 1987, Fabre et
al., 1987) basé sur le modéle de Kroner (1983) qui consiste à un amincissement crustal

219
avec création d'un bassin ensialique sans une véritable océanisation, il est suivi d'une
fenneture avec mise en place d'un volcanisme calcoalcalin,
- contexte de plateaux océaniques (Abouchami et al, 1990).
La spécificité de ce magmatisme c'est de s'être mis en place dans un
environnement indépendamment de toute influence crustale. Cet événement
magmatique d'âge Protérozoïque inférieur est caractérisé par une accrétion d'un magma
juvénile sur tout le craton birimien de l'Afrique de l'Ouest (Dia, 1988, Abouchamy et
al., 1990).
Ces particularités lithologiques (présence de fonnations à la base du volcanisme
tholéiitique birimien) et géochimiques (enrichissement en LILE, LRE, Nb, Ce) a pennis
de proposer un mode de mise en place intraplaque.
Un large volume de magma basaltique à affinité de MORB enrichis se serait mis
en place à l'aplomb d'un panache mantellique sur une croûte immature ou en bordure
d'une plate fonne continentale en faveur d'un rifting précoce. Ce modèle est comparable
à celui décrit dans les provinces de basaltes continentaux (Wilson, 1990). Les magmas
basaltiques issus d'une fusion partielle du manteau supérieur, monte directement et
sans arrêt vers la surface. Au cours de cette ascension, il est le siège de phénomène de
ré équilibrage magmatique constant. Les premières venues de laves c'est à dire les plus
primitives sont plus succeptibles d'être contaminées par la lithosphère sus jacente que
les venues postérieures. Le magmatisme basique à ultrabasique tardif représenterait en
partie ce même magma qui aurait évolué dans des conditions hypabyssales. Son
caractère comagmatique avec le complexe volcanoplutonique tholéiitique a pennis de
les considérer en partie comme les cumulats des basaltes.
Cet environnement de mise en place est différent du contexte d'arc proposé dans
les parties septentrionales du supergroupe de Mako. En effet, le volcanisme tholéiitique
de Laminia - Kaourou interprété comme des lAT, ce sont mises en place dans un
environnement d'arc insulaire sans véritable collision entre les microplaques; les
panneaux d'amphibolo - gneissiques représenteraient la base de la croûte birimienne
(Dia, 1988). Plus à l'Est, dans le secteur de Soréto - Diakhali, le volcanisme tholéiitique
s'est déposé au - dessus d'un horizon sédimentaire détritique dans un contexte de bassin
arrière - arc (Diallo, 1994).
Cette divergence dans l'interprétation du contexte de mise entre les différents
secteurs du supergroupe de Mako, n'est en fait que le résultat de la diversité
lithologique. A part quelques spécificités géochimiques du volcanisme, les faciès en
pillow sont de géochimie presque comparable à l'échelle de la boutonnière. Du point de
vue lithologique, on est presque certain, qu'il y'a un événement sédimentaire ou
métamorphique sous le volcanisme birimien du supergroupe de Mako et les études
lithostructurales n'ont jusqu'à ce jour décrit une tectonique tangentielle responsable
d'une collision interplaque. Dans le contexte moderne de convergence de plaques,

220
l'accrétion du volcanisme d'arc associée à des bassins marginaux et de fragments de
croûte, peut résulter d'un collage sans collision de microplaques de caractéristiques
lithologiques différentes, comme cela a été préconisé dans le magmalisme de la partie
méridionale (Dia, 1988).
Dans le supergroupe de la Daléma, le complexe volcanoplutonique calco - alcalin
de la Daléma de chimisme comparable à celui des laves orogéniques est lié non à une
subduction mais à de grands cisaillements crustaux; exemple. le décrochement sénégalo
- malien, (Bassot et Dommanget, 1986, Bassot, 1987). Par contre, il a été interprété
comme des fom1ations mise en place dans un contexte d'arc insulaire (Ndiaye, 1994).
Untel modèle s'écarte de celui plus général proposé pour le craton Ouest
Africain, il consiste à un contexte qui s'apparente à la mise en place des basaltes de
plateaux océaniques (Abouchami et al., 1990). Ce contexte franchement océanique,
écarté de toute influence continentale et attribué au birimien du supergroupe de Mako
se heurte aux résultats lithologiques qui montrent une base de croûte birimienne
antérieure au volcanisme tholéiitique et la
mise en évidence de phénomènes de
contamination dans le volcanisme basique.
A l'échelle du craton, le volcanisme du sillon de Bouroum a une affinité des
basaltes continentaux, qui s'est mis en place en faveur d'un rifting intracontinental selon
le modèle de Kroner. La présence de MORB déprimés en LREE, particularise ce
volcanisme à celui du supergroupe de Mako qui montre un caractère enrichi et un
certain degré de contamination (Zonou, 1987). Par contre, la succession lithologique est
comparable à celle obtenue dans le secteur de Soréto - Diakhali (Diallo, 1994).
Dans la série de Perkoa au Burkina - Faso, le volcanisme tholéiitique associé aux
sédiments subgrauwackeux sont interprétés comme des basaltes continentaux mis en
place dans des conditions de plateforme sur un socle continental (Ratomaharo et al;.
1988).
En Guinée, dans le sillon de Niandian, le volcanisme tholéiitique à tendance
komatiitique et la lithologie sont comparables avec celui du supergroupe de Mako. Cet
ensemble volcanosédimentaire serait déposé dans un contexte fissurai (Tegyey et Johan,
·1989; Thiéblemeont, 1989).
Dans le sillon de la Haute Comoé (Alric et Vidal, 1991), les basaltes montrent un
chimisme comparable à ceux du volcanisme étudié (riches en fer et peu alumineux).
Leur caractère hybride entre les lAT et les MORB et les données isotopiques suggérent
que ce rift a pu évoluer vers le nord de la région en bassin arrière - arc en liaison avec
un environnement d'arc insulaire mis en évidence par Lemoine et al. (1989).

221
8 - EVOLUTION GEODYNAMIQUE
L'évolution géodynamique de la boutonnière est marquée par l'absence de toute
tectonique colllisionnelle ayant pour conséquence un raccourcissement de la croûte
birimienne et la présence de formations sous - jacentes au volcanisme tholéiitique qui
montre une affinité continentale. L'évolution proposée est la suivante:
Stade 1
Individualisation d'un bassin par un rifting précoce d'une croûte
lithosphérique immature ou d'une marge continentale à l'aplomb d'une panache
mantellique.
Stade II
L'ascension de la panache mantellique a pour conséquence la mise en place
d'une néocroute issue de la fusion partielle du manteau lherzolitique à spinelles. Lors de
son ascension, le liquide est le siége de processus de ré équilibrages magmatiques
constants, ce qui a pour conséquence un magma relativement évolué et une
différenciation faible du magmatisme tholéiitique. Une partie de ce magma va donner
les sills ultrabasiques de Mako qui seraient des réservoirs magmatiques qui ont évolués
à des profondeurs hyabyssales.
Les basaltes komatiitiques représenteraient les premières venues de laves de
quantité modeste. Au fur et à mesure de l'ouverture du bassin, les basaltes de la partie
méridionale à tendance de P ou de TMORB et les basaltes des parties centrales
(Sabodala) d'affinité de NMORB se sont mis en place.
Ce volcanisme en grande partie sous aquatique se termine par un événement
sédimentaire de nature chimique (Quartzite, Carbonates) et détritique (métapélites,
métagrauwacks).
Stade III
Ce stade est surtout marqué par le magmatisme calcoalcalin qui est localisé dans
les parties Est de la fenêtre de Kédougou - Kéniéba.
La genése de ce magmatisme calcoalcalin pourrait être attribuée à la fusion
partielle en profondeur du magma tholéiitique ou à des cisaillements crustaux.
StadeN
Il est marqué par le comblement du bassin avec du matériel détritique en grande
partie provenant de la destruction du complexe volcanoplutonique tholéiitique. Le
matériel de nature grauwackeuse à gréso - pélitique est surtout localisé à la partie

222
supérieure de la séquence. L'intervalle de mise ne place entre les sédiments et le
calcoalcalin doit être relativement court du fait de leur caractère intrastratifié.
Les problémes posés par ce modèle:
- une meilleure connaisance des fomlations géologiques sous jacentes au
volcanisme tholéiitique;
- la mise en évidence de série tholéiitique riche en magnésium d'affinité
komatiitique. Leur répartition et leur signification géodynamique dans les provInces
birimiennes du craton Ouest Africain;
- le probléme de contamination du volcanisme basique;
- les mécanismes de production massive de magma juvénile et leur
équivalent dans le précambrien.
- une étude systématique du calco - alcalin entre les deux supergroupes
Mako / Dialé - Daléma.

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