DETERMINATION DE LA TENEUR EN PLATINE DES ECHANTILLONS PAR LA SPECTROPHOTOMETRIE UV

Télécharger le fichier pdf d’un mémoire de fin d’études

Gisement ophiolitique [43]

La plupart de gisements de chromite du monde sont encaissés par des roches basiques et ultrabasiques. Ce sont probablement des roches ophiolitiques.
Les ophiolites s’obtiennent à partir des fragments de la croûte terrestre océanique et du manteau supérieur, suite à une collision entre un continent et un arc insulaire, ou entre un continent et la croûte océanique. De ce fait, la présence de sutures ophiolitiques indique l’existence d’un ancien océan entre deux blocs continentaux, maintenant contigus, qui engendrent à la fois des roches plutoniques et des roches microlithiques. Dans ce cas, un complexe ophiolitique montre un passage entre basaltes et péridotites.
Les ophiolites renferment très souvent des indices de chromites à morphologie complexe, au voisinage du contact manteau supérieur – croûte océanique. On distingue deux types d’ophiolites :
– les ophiolites lherzolithiques, liées à un manteau appauvri à chromites pauvres, riche en TiO2
– les ophiolites harzburgitiques associées aux arcs nsulaires et aux bassins marginaux, plus pauvres en TiO2 à chromites riches en Cr.
BOWEN suggère que ces deux roches proviennent de la fusion d’une roche mère ayant la composition d’une péridotite à feldspaths (allivalite : roche ultrabasique à cumulat d’olivine et plagioclases d’intercumulat) :
– des basaltes à débit en oreiller (pillow-lava),
– des dolérites, des roches à texture massive, grises ou noires, composées de labrador disposé en bâtonnet baignant dans l’augite,
– des diorites quartziques, des diorites gabbroïques et les péridotites. Ces péridotites élaborent la masse essentielle du complexe. On y trouve une zone basale de dunites, composés de cristaux d’olivine et par endroits, on constate des lits de chromite.
Ce cortège ophiolitique résulte d’une différenciation magmatique par fusion-percolation-ségrégation donnant ces roches basiques et ultrabasiques. Les gisements ophiolitiques résultent de l’association de ces roches avec les roches microlithiques correspondantes. Ce cortège recèle des précieuses minéralisations de chrome.

Gisement magmatique normal

La chromite se forme à partir de la cristallisatio n fractionnée du magma. Elle peut avoir lieu en même temps que se forment les roches silicatées lors de la cristallisation des silicates fondus : le magma. Suivant la variation de la température et de la pression dans les profondeurs de la croûte, on constate une répartition variable du magma en ces constituants (cristaux, partie fluide).
D’après l’expérience de BOWEN sur des composés complexes, au cours de la cristallisation des minéraux constitutifs des roches éruptives, cristallisent en premier lieu les minéraux les plus réfractaires tels que l’olivine,le pyroxène, les plagioclases basiques avec une formation des roches ultrabasiques telles que les pyroxénolites et les péridotites, ensuite, se cristallisent des minéraux plus fusibles tels que el feldspath et le quartz suivis d’une formation des roches acides telles que les syénites, les granodiorites et les granites [5].

Gisement magmatique précoce

Au cours de la cristallisation du magma, la chromite se sépare de ce dernier et forme des cristaux avant la naissance des roches silicatées à une température de 1000 à 1300°C. Elle se présente sous forme de nids, de lentilles ou des taches. La chromite se dissémine progressivement en passant dans les roches ultrabasiques stériles.
Par endroits, la chromite offre des concentrations remarquables disposées en strates orientées parallèlement les unes aux autres dans les intrusions litées et associées au platine. Exemples : Les gisements de chromite du Bushveld (en Afrique du Sud) et du grand dyke de Zimbabwé.

Gisement magmatique tardif

C’est après la cristallisation du magma que la chromite prend naissance. Les silicates formés constituent le ciment du minerai. Quelquefois, ils remplissent les fissures dans les roches mères formant ainsi les filons de minerai. Ainsi, la chromite présente un grand développement de corps filoniens et lenticulaires qui peuvent s’étendre sur plusieurs centaines de mètres avec une puissance de quelques dizaines de mètres. La chromite se localise ainsi dans des zones particulières, dans les charnières des plis et dansles cassures.
Les géologues supposent alors que le processus de formation de chromite a été accompagné de déformation tectonique.
Exemples : Gisements en Russie, chromite de Fethiye en Turquie, chromite du Mont de Pulog sur les îles Philippines [39].

Répartition et différentes formes de gisementde chromite dans le monde

La répartition de gisement de chromite à la surface du globe terrestre est nombreuse surtout en Grèce, en Nouvelle Calédonie et au Transvaal. Ayant plusieurs critères de détermination, la chromite présente un faible pouvoir réflecteur, une forte dureté et d’isotropie dont les réflexions internes sont caractéristiques.
Dans les roches éruptives basiques et ultrabasiques, la chromite se dispose soit sous forme :
– de nids ou de lentilles ou en taches (gisement magmatique précoce),
– de strates, des filons ou des stocks (gisement magmatique tardif),
de lopolites présentant une différenciation verticale, les minerais de densité élevée se trouvant à la base, sont surmontés des roches basiques. Ainsi,on peut résumer les gisements de chromite en deux sites :
– dans des niveaux stratiformes déformés au sein esd dunites,
– sous forme podiforme dans les tectoniques mantelliques, d’après BOULADON en 1986 [33].

Niveaux stratiformes déformés

Les chromites stratiformes apparaissent plutôt da ns les ophiolites harzburgites d’après OHNENSTETTER en 1985. Elles sont encaissées dans les dunites, à la base des cumulats ultrabasiques, au dessus de l’unité tectonique le manteau. Elles caractérisent le type de chromite réfractaire. Dans ce cas, les dépôts de chromite ressemblent à ceux des complexes stratifiés, volumétriques mais beaucoup plus petits.

Podiforme dans les tectonites mantelliques

L’origine des chromites podiformes est associée à des processus magmatiques:
– la fusion partielle incongruente du clinopyroxène dans le manteau,
– la cristallisation fractionnée dans la séquenceà cumulats,
– la fusion multiple ou la cristallisation dans des failles précoces. Dans les tectonites, les chromites s’accumulent soit :
– par une contamination avec l’encaissant,
– sous l’effet d’une phase fluide riche en gaz volatils (CO2, CH4, H2O).

Traits caractéristiques de la chromite

Composition chimique

La chromite est de composition théorique FeOCrO . A l’état pur, elle contient 32,02% de FeO et de 67,91 % de Cr2O3 mais dont la composition réelle varie suivant :
– les pôles magnésio-chromite (MgCr2O4) et ferrochromite (FeCr2O4),
– vers les pôles hercynite (FeAl 2O4) et spinelle (MgAl2O4).

Cristallographie

La chromite cristallise dans le système cubique, elle se présente rarement en cristaux. Elle est massive, finement granulaire à compacte avec un e cassure grenue ou écailleuse dont celle de chaque grain étant conchoïdale.

Minéraux associés à la chromite

Ce sont surtout la pyrrhotite, la magnétite, l’ilménite, et éventuellement les platinoïdes .

Propriétés physiques

La chromite présente un éclat métallique à mat. Sesparticules en se détachant forment une poussière noire. Dépourvue de clivage, elle présente un plan préférentiel de séparation détectée chez certains échantillons, à cassure inégale. A l’échelle de Mohs, la chromite se situe aux environs de 5,5 si sa densité moyenne est de 5,12. Signalons qu’au test de la flamme, la chromite devient magnétique.

Propriétés chimiques

La chromite est un minerai inoxydable. Elle reste intacte à l’action de l’eau. Insoluble dans les acides comme HCl, mais elle se décompose par fusion dans KHSO4 [9], [26].

Propriétés optiques

La chromite présente une variété de couleurs suivant la lumière. Ainsi, en lumière naturelle, elle est verte à noire brunâtre. Tandis qu’en lumière réfléchie, elle est blanc grisâtre avec des réflexions internes brunâtres. Translucide à opaque, son indice de réfraction varie de 2,08 à 2,16 avec un pouvoir réflecteur de 12,7 à 11 ,7 % pour des longueurs d’ondes comprises entre 4700 à 6500 Å.

Propriétés physico-chimiques de platine

Propriétés physiques

Les éléments de platinoïdes sont des métaux de couleurs gris d’argent à gris noir. Le platine présente un éclat métallique, de couleur gris acieràgris foncé. Sa température de fusion est très élevée avec un pouvoir catalytique important. La dureté du platine est de 4 à 4,5 ; tandis que sa densité est comprise entre 14,0 à 19,0 et approche les 22 à l’état pur. Il n’a aucun clivage, mais à la fois malléable et ductile, et quelques fois magnétique.

Propriétés chimiques

Aux platinoïdes sont attribués le terme de métaux oblesn du fait de leur énergie de sublimation et de leur potentiel d’ionisation particulièrement élevés.
Leur réactivité vis-à-vis de l’oxygène varie dans’ordrel suivant Os > Ru > Ir > Rh > Pd > Pt. Ainsi, alors qu’à l’état divisé, l’Os s’oxyde èsd la température ambiante, pourtant il faut atteindre une certaine valeur de 600 et 700°C pour oxyder le Ru et le Pt.
Le platine se dissout dans de l’eau régale (mélangede deux acides) diluée et chauffée à 90°C. Il est insoluble dans l’acide chlorhydrique et dans l’acide nitrique. L’eau régale lui permet de se séparer des autres métaux du groupe des platinoïdes.

Préparation de l’acide HCl 3,5 M [26]

On sait que HCl concentré à 33 % a une densité d =1,17 et que 3,5 M signifie 3,5 mole/l. Avec la masse molaire de HCl égale à 36,5 g/l, on peut déterminer la quantité de HCl pur en multipliant le nombre de moles de la solution que l’on veut obtenir par la masse molaire de HCl : 3,5moles x 36,5g/l = 127,85 g/l.
HCl 33 % signifie que : dans 100 g de HCl concentré 33 g HCl pur MHCl concentré = ? 127,85 g de HCl pur.
D’où MHCl concentré = (100 x 127,85)/33 = 387,42 g de HCl concentré.
La densité d = 1,17 signifie que dans 1170 g HCl concentré 1000 ml HCl concentré 387,42 g HCl concentré V HCl concentré= ?
V HCl concentré= (387,42 x 1000)/1170 = 331 ml.
Ainsi, on obtient une solution de HCl 3,5 M en mélangeant 331 ml de HCl concentré avec 669 ml d’eau distillée.

Préparation de la solution de SnCl(II)

peser 19 g de chlorure d’étain et mettre dans un bécher verser 100 ml de la solution de HCl (3,5 M) préparée on obtient une solution de couleur blanche comme le lait.

Préparation de la solution d’eau régale

Afin d’obtenir de l’eau régale, il faut prendre 11ml d’acide nitrique (HNO3) 68 % mélangé avec 33 ml de l’acide chlorhydrique (HCl) 33 % [25].

Cristallographie des principaux minéraux constitutifs de la chromite ou des roches encaissantes visibles sur les lames minces

Orthopyroxène – (Si 2 O6) (Fe, Mg)

– En LPnA, le pyroxène est très faiblement coloré dans les tons jaunes, bruns, verdâtres, à réfringence forte c’est-à-dire à contours très marqués. Ainsi, il est rarementpléochroïque. Il peut présenter des plans de débits ou des craquelures parallèles aux borduresdu minéral. Les sections normales à l’allongement d’allure octogonale montrent deux clivages suborthogonaux, grossiers.
– En LPA, le pyroxène présente une biréfringence faible à moyenne suivie d’un allongement positif et d’une extinction droite. Il peut polariser dans les jaunes à orangés du 1er ordre jusqu’au ème début du 2 ordre. L’angle maximum d’extinction est compris entre 39 et 47°. Les différentes formes de pyroxène sur la lame peuvent être octogonales et trapues.

Quartz (SiO2)

– En LPnA : le relief du quartz est faible avec n = 1,55. Sur la lame, il est incolore, limpide et ne présente aucune altération et de clivage. On peut avoir des inclusion ou des bulles.
– En LPA : le quartz présente une biréfringence faible avec B = 0,009Si. la lame est épaisse, il est de couleur jaune; mais généralement il est de blanc du premier ordre avec une extinction roulante ou onduleuse fréquente.

Biotite

– En LPnA : le relief de la biotite est moyen avec n = 1,60. Sur la lame, les sections hexagonales allongées sont striées par le clivage p (001) qui apparaît sous forme de stries fines et régulières de couleur brune. Le pléochroïsme est intense au niveau des sections clivées allant du brun rouge au jaune presque incolore.
– En LPA : la biotite présente une biréfringence forte avec B = ,050 pour la teinte du troisième ordre. Signalons que la teinte est très sensible aux inégalités du olissage,p et passe du rose au vert suivant les points de préparation. Ainsi, la biotite présent un aspect moiré. Elle possède une extinction droite avec un allongement positif par rapport à la trace d u clivage p.

Olivine

– En LPnA : l’olivine se présente en grains arrondis ou en prismes à contours hexagonaux irréguliers. Il est incolore et limpide. Son relief est accusé avec N= 1,80. Les clivages sont indistincts mais à craquelures parallèles à g 1.
– En LPA : il possède une biréfringence très élevée avec B = 0,040Les. teintes sont vives dans le deuxième et le troisième ordre. C’est un minéral caractéristique des roches basiques et ultrabasiques. De ce fait, il n’existe jamais en association avec le quartz dans une même roche.

Myrmékites

Ce sont des petites inclusions vermeculées de quartz dans son bourgeon de plagioclase acide, résultant du contact de feldspath potassique et de plagioclase plus basique (ou plagioclase avec du quartz).
Remarque : Les différentes variations de couleurs des cristaux peuvent être vues enAnnexe 1.

Plagioclases

Les plagioclases possèdent deux pôles : un pôles sodique (albit e) et un pôle calcique (anothite). Ils forment une série continue calcosodique. Sur une lame mince, ils se distinguent de l’orthose par des indices de réfraction un peu élevés et par l’existence de la macle polysynthétique formant des bandes longitudinales suivant (010).

Pétrographie et interprétation des lames

Au cours de notre étude sur le terrain, nous avons recueilli vintcinq échantillons. Ils sont tous analysés. Mais, nous n’avons pas pu effectuer des lames mincesque seulement sur les quinze échantillons choisis du fait des coûts élevés de la préparation.
Parmi ces quinze échantillons, on constate qu’il y a des roches qui possèdent les mêmes noms, c’est le cas par exemple des chromites et d’autres roches basiques et ultrabasiques échantillonnées. Ainsi, nous allons décrire les cristaux les plus représentatifs des roches sur des lames qui nous semblent nets et clairs.

Echantillon A20

La couleur noire de la roche ne change pas tant du point de vue lumière polarisée que sur la vue de lumière naturelle, cette partie noire indique des minéraux opaques.

Echantillon A9

La roche présente des plagioclases basiques le bytownite à macles polysynthétiques, de la biotite et du pyroxène nommé hypersthène.En lumière naturelle, les pyroxènes se distinguent des olivines (péridots) par une coloration naturelle plus soutenue. Les craquelures des péridots apparaissent plus lâche et le relief plus soutenu comme nous montre l a figure 13 ci-dessous.
En lumière naturelle, l’hypersthène présente une couleur vert pâle et unpléochroïsme faible dont les couleurs successives de n g , n m , n p sont du vert pâle, du jaune rougeâtre et rose, à relief fort caractérisé par les valeurs successives de ng , n m , n p de 1,714 ; 1,710 ; 1,701.
En lumière polarisée, l’hypersthène présente une extinction droite, d’un allongement positif et d’une biréfringence faible de 0,013 .

Echantillon A13

D’après notre observation sur les lames minces, nous pouvons déduire que le nom de cet échantillon s’agit de l’anorthosite ou de la plagioclasite. Cette roche contient essentiellement des plagioclases, une petite portion d’augite, d’hypersthène, d’hornblende et des inclusions de corindon. Ces minéraux ont chacun ses caractéristiques microscopiquesqui sont les suivantes :
– les plagioclases montrent des macles multiples polysynthétiques dans les cristaux observés entre polariseurs croisés. Un bon clivage est disposéarallèlementp en haut à droite et sur le bord inférieur à droite de la figure de A13. La rotation de la platine du microscope dans une direction provoque l’extinction des autres lamelles. Ces plagioclases sont essentiellement de l’andésine.
– l’augite présente une couleur brune à verte plus ou moins accentuée enlumière naturelle.
Elle présente un pléochroïsme faible avec n de couleur brunâtre, n de couleur vert-jaune et g m de n p vert pâle mais à relief fort dont les valeurs successives de n g, n m et de n p sont 1,732 ; 1,706 ; 1,703. En lumière polarisée analysée, elle possède une extinction oblique avec n g /c = 47 °, d’un allongement généralement positif avec une biréfringence moyenne de 0,032.
– l’hypersthène est de couleur vert pâle, vert jaune en lumière naturelle. Tandis qu’il n’a qu’un faible pléochroïsme dont les couleurs de ng , n m , n p sont successivement, du vert pâle, du jaune rougeâtre et de rose à relief fort avec les valeurs de n g, n m , n p qui sont 1,214 ; 1,710 ; 1,701. Tandis qu’en lumière polarisée, il possède unextinction droite avec n g/ c = 0 °, un allongement positif et une biréfringence faible de 0,013.
– l’hornblende est de couleur verte en lumière naturelle et présente un pléochroïsme net qui est maximum dans le plan parallèle à (010) dont n g, n m , n p ont des couleurs vert foncé, jaune vert et vert pâle à relief moyen dont les indices de ces variables sont 1,681 ; 1,667 ; 1,657. En lumière polarisée, elle présente une extinction oblique (n/c = 24 °), un allongement positif et une biréfringence moyenne de 0,024.
– le corindon est incolore en lumière naturelle. Ainsi, il peut y avoir une teinte de pléochroïque. Son pléochroïsme peut varier du bleu au bleu violacé etpeut être incolore, à relief fort de 1,762. En lumière polarisée, le corindon présente une xtinctione droite, un allongement négatif et une faible biréfringence de 0,008.
Sur une autre partie de cette lame, nous avons pu constater des allongements de biotite de couleur brune. Elle a un clivage parfait et se clive facilement en minces feuillets flexibles. En lame mince, ce clivage peut être observé. Ainsi, les sections perpendiculaires au plan de clivage ont un fort pléochroïsme avec n g = n m brun rougeâtre et n p jaune à relief moyen dont les valeurs successives de n g , n m , n p sont respectivement de 1,650 ; 1,650 ; 1,595. En lumière polarisée analysée, la biotite présente une extinction droite, à biréfringence forte de 0,06 comme nous montre les figures 9 et 10 ci-dessous.
Ainsi, nous pouvons déduire que la roche s’agit d’une anorthosite à biotite ou d’une plagioclasite à biotite.

Table des matières

PREMIERE PARTIE : GENERALITES ET RAPPELS BIBLIOGRAPHIQUES SUR LA CHROMITE ET LES PLATINOÏDES
CHAPITRE I : LA CHROMITE DANS LE MONDE
I-MINERAI
II- CHROMITE
III- CHROME
IV-METALLOGENIE
CHAPITRE II : LE PLATINE ET LES PLATINOÏDES
I- HISTORIQUE DU PLATINE
II- PROPRIETES PHYSICO-CHIMIQUES DE PLATINE
III- CRITERES D’EVALUATION DU POTENTIEL EN EGP
IV- UTILISATIONS
V- PRINCIPALES SOURCES D’EXPOSITION (SELS)
DEUXIEME PARTIE : ETUDES EXPERIMENTALES
INTRODUCTION
CHAPITRE I : ANALYSE CHIMIQUE
I- SCHEMA DE LA METHODE EXPERIMENTALE REALISEE
II- ECHANTILLONNAGE
III – FUSION ALCALINE
IV- DETERMINATION DE LA TENEUR EN PLATINE DES ECHANTILLONS PAR LA SPECTROPHOTOMETRIE UV
CHAPITRE II : L’ETUDE SUR LAMES MINCES
I- CONFECTION DES LAMES MINCES
II-METHODES
III- CRISTALLOGRAPHIE DES PRINCIPAUX MINERAUX CONSTITUTIFS DE LA CHROMITE OU DES ROCHES ENCAISSANTES VISIBLES SUR LES LAMES MINCES
IV- PETROGRAPHIE ET INTERPRETATION DES LAMES
V- DISPOSITION DES CRISTAUX SUR LES LAMES MINCES (FIGURES)
VI– DIFFERENTES FORMES DE EGP
TROISIEME PARTIE : LA CHROMITE D’ANDRIAMENA ET LES EGP
CHAPITRE I : LA CHROMITE D’ANDRIAMENA
I- SITUATION GEOLOGIQUE ET GITOLOGIQUE
II- CHROMITE D’ANDRIAMENA
III – TRAITEMENT DE CHROMITE D’ANDRIAMENA
CHAPITRE II : LES PLATINOÏDES D’ANDRIAMENA
I- PLATINOÏDES A MADAGASCAR
II- PLATINOÏDES D’ANDRIAMENA
III-ETUDE COMPARATIVE DES COMPLEXES PLATINIFERES D’ANDRIAMENA ET D’ANTANAMBAO MANAMPOTSY
IV- GITES PLATINIFERES D’ANDRIAMENA PAR RAPPORT AUX AUTRES GITES MONDIAUX
CONCLUSION

Télécharger le rapport complet