Généralités sur le volcanisme

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Le volcanisme de subduction

Lorsque deux plaques avancent l’une vers l’autre, l’une doit forcément passer au-dessous de l’autre. Dans le cas d’une plaque continentale et d’une plaque océanique, c’est la seconde, plus lourde et plus dense que l’autre, qui sombre, en frottant contre la première: c’est la subduction. Ces frottements violents fissurent la plaque, facilitant le trajet du magma. D’autre part, la plaque océanique, imbibée d’eau, aide la formation du magma dans le manteau. Lorsqu’elle plonge, elle entraine donc la liquéfaction partielle du manteau sous la plaque continentale. Entrainé par les gaz dissous, ce magma veut remonter à la surface: un volcan se crée.
Les volcans de subduction sont donc situés à la limite entre une plaque océanique et une plaque continentale, sur la côte Ouest de l’Amérique du Sud par exemple. [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009].

Le volcanisme de divergence

Lorsque deux plaques océaniques s’éloignent l’une de l’autre, il se forme un vide. Le magma contenu dans le manteau profite de cet espace pour remonter: il se forme un volcan sous-marin. Ces volcans marquent donc la ligne de séparation entre deux plaques océaniques qui s’écartent: appelée dorsale océanique. Il existe par exemple une dorsale dans l’océan Atlantique. [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009].

Le volcanisme de point chaud

Il peut arriver, dans le manteau, qu’un courant magmatique entraine vers la surface loin de toute limite de plaque: il s’agit alors de point chaud. Ce magma perce la croûte terrestre jusqu’à la surface, et un volcan se forme. Mais si le point chaud est fixe, la plaque bouge. Au bout d’un certain temps, le volcan n’est plus à l’aplomb du point chaud où arrive le magma: il s’éteint, et un nouveau volcan se forme. Ainsi, un point chaud donne naissance à toute une ribambelle de volcans, pouvant former un archipel comme dans le cas d’Hawaï. [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009].

Les pyroclastites

Les pyroclastites qui tirent leur nom de « pyro » ou feu et de « clastos » ou fragments sont des roches ou de lave projetés dans l’eau ou dans l’air lors d’une éruption volcanique explosive. Ces fragments, de taille variable, se déposent et forment les roches pyroclastiques après leurs transports par le vent ou par l’eau. Ils peuvent également se déposer par simple gravité autour de l’appareil volcanique.
La nature des pyroclastites varie suivant les éléments constitutifs :
– si les éléments constitutifs proviennent directement du magma, les pyroclastites sont de nature juvénile ;
– s’ils proviennent d’un même appareil volcanique, dans ce cas, elles sont de nature accessoire ;
– enfin, elles sont de nature accidentelle, lorsque les éléments constitutifs proviennent de la fragmentation des roches volcaniques encaissantes lors de l’éruption volcanique. On les considère ainsi, comme des lithoclastes. [Boiro A.,2007].

Classification des pyroclastites

La classification des pyroclastites peut se faire en fonction de plusieurs critères.

Critère génétique

– les éléments projetés dans l’air lors des fortes explosions volcaniques se déposent par gravité et forment un dépôt appelé retombées volcaniques ;
– les mouvements latéraux de la lave plus ou moins dense donnent naissance aux coulées volcaniques ;
– les déferlantes pyroclastiques sont des cas génétiques très particuliers car elles se forment dans un environnement subaquatique. C’est le cas des ignimbrites. [Boiro A., 2007].

Critère chimique

La composition chimique des pyroclastites dépend de celle du magma qui leur donne naissance.
Selon la teneur en silice du magma, son distinguées :
– les laves acides avec une teneur en silice supérieure à 63%;
– les laves intermédiaires où la teneur en silice est comprise entre 52 et 63%;
– les laves basiques où la teneur en silice est comprise entre 52 et 45%;
– les laves ultrabasiques où la teneur en silice est inférieure à 45%.
Le degré de saturation en alumine des magmas peut s’expliquer par la substitution des ions silicium (Si4+) par l’ion aluminium (Al3+) dans le site tétraédrique. Le déficit de charge est alors compensé par les ions sodium ou potassium. Ainsi, les roches saturées en alumine sont très riches en feldspaths alcalins ou feldspathoïdes. [Boiro A., 2007].

Critères lithologiques

La classification lithologique est basée sur la taille, la forme des fragments et sur le caractère consolidé ou non consolidé. Ainsi, selon la taille des fragments, sont distingués :
– les cendres (diamètre < 2mm) dont le dépôt forme les cinérites ;
– les lapillis (2mm < diamètre < 64mm) ;
– les brèches (diamètre > 64mm). [Boiro A.,2007].

Les éruptions volcaniques

Le magma qui s’accumule dans la chambre magmatique, sous le volcan, contient une grande quantité de gaz dissous. Petit à petit, à cause de la pression croissante, le gaz se sépare du magma, et forme des bulles, qui cherchent à remonter à la surface. Il entraine avec lui le magma, qui monte jusque dans le cratère : c’est l’éruption. [Falco P., 2006];[Michel F., 2009].

Eruptions effusives

Si le magma est suffisamment liquide, il sort du cratère facilement, et coule le long du volcan à quelques dizaines de kilomètres par heure. Ces éruptions sont les moins dangereuses. [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009].

Eruptions explosives

A l’inverse, si le magma est trop visqueux, il empêche le gaz de s’échapper. La pression monte, jusqu’à ce que la structure cède dans une formidable explosion. Un nuage de poussière monte à plusieurs kilomètres d’altitude, puis retombe sous forme de nuée ardente : un ensemble de gaz, de lave et de poussière qui dévale la pente à plusieurs centaines de km/h. [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009]

Les types de roches

Par définition, est nommé roche tout matériau constitutif de l’écorce terrestre. Les matières qui composent les roches sont qualifiées de matières minérales, à la différence des matières organiques qui supportent la vie. Aux températures habituelles qui règnent à la surface, entre – 60°C et + 60°C, les roches sont solides. Cependant, à des températures plus importantes, elles peuvent être liquides comme la lave d’un volcan. [Gozo A. et al, 2015].
L’eau appartient aussi à l’univers minéral et peut être considérée comme une roche.
Les roches présentent une grande diversité d’aspects, certaines sont cohérentes et dures comme le granite ou le marbre, alors que d’autres sont friables : c’est le cas de la craie ou du talc qui se rayent et s’effritent sous la simple pression de l’ongle.
Les roches se comportent de façons différentes vis à vis de l’eau. Les unes sont totalement imperméables alors que d’autres laissent pénétrer (elles sont poreuses) et passer l’eau (elles sont alors perméables).
De par ces divers processus géologiques, trois types principaux de roches sont observées: les roches sédimentaires, les roches ignées et les roches métamorphiques [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009].

Les roches sédimentaires

Les roches sédimentaires sont celles qui se forment à la surface de la Terre par accumulation de sédiments, le plus généralement au fond de l’eau : en mer, dans un lac, une lagune, ou dans un delta, mais parfois aussi en milieu terrestre aérien, à la surface des continents, comme d’anciennes moraines, par exemple. De par leur origine externe, les roches sédimentaires s’opposent donc aux roches d’origine profonde, magmatique ou métamorphique.
Les roches sédimentaires ne représentent qu’ environ 5 % du volume de la croûte terrestre, cependant elles en recouvrent 75 % de la surface, et sont donc très présentes dans les paysages.
Leur formation peut résulter de différents types d’activité géologique :
– Origine détritique : érosion, transport et dépôt des graviers, des grains et des particules, sables et argiles,
– Origine physico-chimique : précipitation de sels, évaporation comme pour la formation du gypse ou du sel gemme,
– Origine biochimique : dépôts liés à l’activité des êtres vivants. C’est le cas de la plupart des couches de calcaire.
Pétrole et charbon ont une origine biologique directe par l’accumulation puis la transformation de la matière organique d’origine animale ou végétale Les roches sédimentaires se rencontrent sous divers aspects : soit sous forme meuble comme les sables ou les limons, soit consolidées comme les grès, les calcaires… Cependant avec le temps, parfois beaucoup de temps, elles finissent toutes par s’indurer et se consolider [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009].
Le passage d’un sédiment meuble à une roche cohérente correspond à des processus de transformations plus ou moins longs appelés diagenèse.
La diagenèse s’effectue principalement par le tassement des sédiments, l’élimination de l’eau qu’ils contiennent et la consolidation des matériaux par cristallisation ou par cimentation. Les roches sédimentaires conservent dans leur structure des traces de leur origine par dépôts successifs, comme des stratifications régulières ou entrecroisées, des rides de courants, des classements granulométriques…
Sachant que la plupart des roches sédimentaires se forment sur les fonds marins, leur présence dans les paysages continentaux nécessite la mise en œuvre de phénomènes de soulèvements liés aux mouvements tectoniques de chaque région concernée [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009].

Les roches métamorphiques

Le terme de roche métamorphique vient du grecque meta signifiant changement et morph signifiant forme. Le métamorphisme, ou « métamorphose » des roches, est l’ensemble des modifications qui transforment les roches à l’état solide, quand celles-ci sont soumises à des conditions de pression et de température différentes de celles d’origine. D’une façon générale, les roches métamorphiques se forment en profondeur, dans le contexte de la collision des plaques tectoniques et de la naissance des chaînes de montagnes. Les roches métamorphiques présentent généralement un feuilletage appelé schistosité, à savoir le fait de pouvoir se débiter en plaques plus ou moins fines et régulières. C’est le cas pour les ardoises et les schistes.
De nombreuses roches métamorphiques montrent un aspect folié. Leurs minéraux sont orientés suivant des plans parallèles et disposés en lits plus ou moins marqués. Parfois, ils sont groupés en paquets allongés ou en forme d’oeil : gneiss oeillé.
Une des conséquences du métamorphisme est l’apparition des nouveaux minéraux par recombinaison des éléments chimiques en présence dans la roche : pyrite dans une ardoise, grenats dans un micaschiste…
Le métamorphisme est un phénomène qui peut affecter toutes les roches préexistantes, quelles que soit leurs natures et leurs origines. Il existe donc une grande variété de roches métamorphiques, dont les principales correspondent aux grandes familles de roches sédimentaires et éruptives (tableau II) [Falco P., 2006 ; Michel F., 2009 ; Lefran P et al., 2015].

Études du volcanisme au Sénégal

Origine du volcanisme sénégalais

Souvent, il est retenu qu’un volcan n’est jamais éteint. Or, la marge passive de l’Afrique de l’Ouest a connu des épisodes volcaniques dont les témoins se retrouvent aux Îles Canaries, au Sénégal, aux Îles du Cap-Vert et en Guinée.
Les épisodes volcaniques intermittents ont débuté au Tertiaire et se sont poursuivis jusqu’au début du Quaternaire. Très récemment, des activités sismiques et volcaniques ont été enregistrées en Guinée à Koumbia en 1983 et aux Îles du Cap-Vert à Fogo en 1995. C’est dire que la marge passive n’est que d’une relative stabilité. [ Lô P G .,1988 ; Mpassi D.R .,2004; Ndiaye M.,2003 ; Ngom PM.,1995].
Il y a dix millions d’années, un volcan était en activité au large de l’actuelle presqu’île du Cap Vert. Le Cap Manuel, ainsi que les îles de Gorée et des Madeleines, formés de laves refroidies, sont les témoins de cet épisode volcanique. A la même époque, à Diass (15 km au Sud Est de Thiès) et à Bandia (sur la route Thiès-Sindia), de la lave était remontée jusqu’à la surface du sol, à travers d’énormes cheminées ou dykes [ Lô P G .,1988 ; Mpassi D.R .,2004; Ndiaye M.,2003 ; Ngom PM.,1995].

Répartition des volcans au Sénégal

Situation géologique

La sédimentation dans la partie occidentale du Sénégal débute à l’ère secondaire au Jurassique dans les régions de Dakar et de Thiès par des dépôts d’abord carbonatés, puis argileux et sablo-argileux. Au Tertiaire, au cours du Paléocène, ce domaine est recouvert d’Ouest en Est par des marnes et des marno-calcaires devenant totalement calcaires à Thiès. A l’Eocène inférieur, la sédimentation débute par des limons et des argiles à Dakar alors qu’à l’Est, des argiles et des marnes se déposent au «Ravin des Voleurs ». Cette sédimentation continue à l’Eocène moyen. Le retrait de la mer à l’Eocène supérieur-Oligocène coïncide avec le début du volcanisme dans la région [ Lô P G .,1988 ; Mpassi D.R .,2004; Ndiaye M.,2003 ; Ngom PM.,1995].

La Province volcanique du Sénégal occidental

La partie occidentale du Sénégal a été la base, du Tertiaire au Quaternaire, d’un volcanisme basique dont les produits sont des coulées de laves basaltiques associées à des roches volcano-sédimentaires. Ces formations affleurent uniquement dans les régions de Thiès et de Dakar. [ Lô P G .,1988].

Les régions littorales

Dans la presqu’île du Cap-Vert et la région de Thiès, les mouvements tectoniques ont soulevé des couches sédimentaires de l’Eocène et même du Maastrichtien, et des éruptions volcaniques se sont produites. Ces différentes roches ont subi des altérations et érosions successives. Leur relief est donc beaucoup plus varié [ Lô P G .,1988 ; Mpassi D.R .,2004; Ndiaye M.,2003 ; Ngom PM.,1995].

Le plateau et la « falaise» de Thiès

Le substrat du plateau de Thiès est formé par des marnes et calcaires de l’Eocène moyen, avec des couches de phosphates et des dépôts argilo-sableux postérieurs. Une partie de ces phosphates de chaux s’est altérée au Néogène en «latéritoïdes phosphatés », riches en alumine, qui constituent des cuirasses blanchâtres et compactes. Elles sont par endroits recouvertes de cuirasses ferrugineuses. Le plateau s’élève progressivement en pente douce d’Est en Ouest, de 40 à 120 m, et culmine à 130 m. Les diverses cuirasses affleurent dans la partie occidentale. Vers l’Est, elles disparaissent sous les dépôts sableux.
Ce plateau monoclinal correspond à un revers de cuesta (relief dissymétrique constituée d’un côté par un talus à profil concave (le front), en pente raide et, de l’autre, par un plateau doucement incliné en sens inverse (le revers) [Lô P G .,1988 ; Mpassi D.R .,2004; Ndiaye M.,2003 ; Ngom PM.,1995].
La «falaise» de Thiès est un escarpement de faille, rajeuni et inversé, mais qui évolue en cuesta. Elle est constituée par les marnes blanches à attapulgite et les calcaires marneux de l’Eocène inférieur qui présentent un léger pendage vers l’Est. Ces formations tendres sont coiffées par les cuirasses du plateau qui constituent le niveau résistant [ Lô P G .,1988 ; Mpassi D.R .,2004; Ndiaye M.,2003 ; Ngom PM.,1995].
La cuesta s’étire sur environ 30 Km, du Nord au Sud. Son altitude relative varie de 50 à 90 m. Le front de côte n’est découpé que par les indentations peu profondes de vallons obséquents qui canalisent le ruissellement. Convexes au sommet, les versants deviennent concaves vers le bas, avec des pentes faibles de 20 à 25°. Ils sont couverts de colluvions partiellement cimentées par des encroûtements calcaires. Au pied de la cuesta, s’étendent des glacis jusque dans la grande dépression du lac Tanma-Somone. Ces versants sont également couverts par des épandages sablo-argileux contenant des gravillons ferrugineux. [ Lô P G ., 1988 ; Mpassi D.R ., 2004; Ndiaye M., 2003 ; Ngom PM., 1995].

La presqu’île du Cap-Vert et les Niayes

Les reliefs s’élèvent dans les secteurs Sud-Est et Ouest, alors que les terrains sablonneux avec les Niayes occupent toute la partie septentrionale. Leurs formes dépendent surtout de la lithologie, très variée dans la presqu’île. [Mpassi D.R ., 2004]
Le massif de Ndiass, long de 27 Km du Nord au Sud, s’étend de Pout à Popenguine. C’est un massif à sommet légèrement incliné, formé d’une succession de buttes convexes et de petits plateaux très découpés atteignant 100 à 105 m dans la partie centrale, à la hauteur du village de Tiécky. Ces buttes de grès rougeâtres, morcelées et souvent cuirassées, sont taillées en falaises tout au le long de la côte, à l’exemple des falaises pittoresques du Cap Rouge et du Cap de Naze [Mpassi D.R., 2004 ; Ndiaye M.,2003].
Au Nord-Ouest du massif, dans la région de Rufisque-Bargny, s’étendent les bas plateaux de Bargny et de Mbao. Ces derniers, incisés par de petits marigots, se prolongent vers le Nord et le Nord-Ouest par le plateau de Djender Guedj, qui domine sur 30 m le lac Tanma. Comme pour la falaise de Thiès, leurs versants, en pente douce, sont couverts de colluvions (dépôt de sédiments qui se forme sur une petite distance et en fine couche sur un versant) et des débris de cuirasse, mélangés au sable. Leur substrat est constitué de marnes et calcaires de l’Eocène inférieur et moyen, légèrement ondulés et faillés par endroits. Ce sont tantôt des surfaces structurales, tantôt des niveaux d’érosion tronquant les couches. La roche est souvent masquée par des matériaux argilo-sableux à éléments ferrugineux. Ces marno-calcaires ont subi une karstification, les poches creusées par dissolution des marnes, sont remplies de matériaux souvent cimentés par un encroûtement calcaire.
Au Sud-Est, le massif de Ndiass correspond à un horst de grès maastrichtiens. Ces grès sont souvent argileux et rubéfiés, pas très résistants et traversés par de nombreuses failles [Mpassi D.R., 2004 ; Ndiaye M.,2003].
Cependant, le fer s’est concentré en cuirasses qui constituent les niveaux résistants.
A l’Est, ce massif s’abaisse vers la vallée fossile de la Somone, et est déblayé dans les argiles de base de l’Eocène inférieur. Elle est actuellement envahie par une savane arbustive à épineux (Acacia seyal).
Le plateau de Dakar (ou horst de Dakar), de 20 à 30 m d’altitude, s’élève progressivement à l’extrémité Sud de la tête de la presqu’île. Sa structure est complexe. Il est formé de sédiments marins du Paléocène et de l’Eocène inférieur, principalement des argiles silicifiées jaunes et de roches volcaniques, ankaratrites et tufs, du Miocène supérieur qui sont altérés vers le haut. Ces formations sont couvertes par une cuirasse riche en fer.
Les ankaratrites sombres du Cap Manuel se terminent par de belles orgues, comme les basanites des îles de Gorée et des Madeleines [Mpassi D.R., 2004 ; Ndiaye M., 2003].
Entre ces deux horsts, s’individualise une zone affaissée, le fossé (graben) de Rufisque. Celui-ci se relève légèrement vers Sébikotane au niveau du plateau de Bargny.
A l’Ouest, se dressent les deux buttes des Mamelles (figure 3) : la plus haute culmine à 105 m, l’autre atteint 99 m. Ce sont les restes d’un grand cône volcanique édifié au Quaternaire ancien, à moitié détruit par l’érosion marine et continentale. Ces buttes sont formées sur des scories et des tufs peu résistants. Autour, s’étendent d’abord des plateaux de basanites, puis des plateaux de dolérites, souvent plus bas, présentant une topographie plus bosselée. Des petits culots dominent les terrains parsemés de boules alors que des sables argileux remplissent les dépressions. La côte rocheuse est précédée de platiers et d’écueils, mais l’érosion est très forte par endroits dans les sables infrabasaltiques, entre Fann et Ouakam.
Un erg ogolien occupe les parties centrale et septentrionale de la presqu’île, depuis les plateaux de dolérites jusqu’au lac Tanma. Il se situe dans le prolongement de l’erg du Kayar. Il est aussi formé de grandes dunes longitudinales orientées dans l’ensemble Nord-Est – Sud-Ouest. Ces cordons dunaires sont souvent très émoussés, leur altitude varie de 15 à 25 m, avec une hauteur moyenne de 10 m. [Mpassi D.R., 2004 ; Ndiaye M.,2003].
Des dépressions humides, les Niayes, s’étirent entre les ondulations sableuses. Elles correspondent, entre autres, à des traces d’anciens réseaux hydrographiques. Ces bas-fonds sont inondés par les émergences de la nappe phréatique en saison des pluies, ils s’assèchent ensuite plus ou moins selon leur position.
La côte Nord de la presqu’île, rectiligne de Kayar à Yoff, a été entièrement régularisée par l’importante dérive littorale. Le sable de la plage est amoncelé par les alizés maritimes en dunes vives, blanches. Vers l’intérieur s’élèvent des dunes littorales semi-fixées, jaunes. Leur modelé est confus : elles présentent souvent une forme parabolique. Ces dunes sont partiellement ravivées par les vents de la saison sèche. Le ravivement est total autour du quartier de Pikine puisque toute la végétation a été détruite, pouvant entraîner des conséquences fâcheuses comme une avancée de la mer. Cet ensemble de dunes littorales s’élève entre 20 et 30 m et domine souvent les cordons ogoliens par un talus abrupt et instable par endroits; ainsi certaines Niayes s’ensablent.
Les lacs s’allongent entre l’erg ogolien et les dunes littorales. Ils correspondent à de petits golfes noùakchottiens, fermés progressivement par les apports de sable. [Lô P G ., 1988 ; Mpassi D.R ., 2004; Ndiaye M., 2003 ; Ngom PM., 1995].
La province volcanique est caractérisée par une fracturation de la lithosphère. Les failles qui en résultent sont très profondes et montrent un rajeunissement d’Est en Ouest. Les plus anciennes sont d’âge jurassique à l’Est et les plus récentes ont été rajeunies au Quaternaire, puis remplies de magma dans la partie occidentale de la province. [Lô P G .,1988 ; Mpassi D.R., 2004 ; Ndiaye M., 2003].

Table des matières

Introduction
PREMIERE PARTIE RAPPELS BIBLIOGRAPHIQUES
Chapitre I : Généralités sur le volcanisme
I- La formation des volcans
I-1 Le volcanisme de subduction
I-2 Le volcanisme de divergence
I-3 Le volcanisme de point chaud
II- Les pyroclastites
II-1 Classification des pyroclastites
II-2 Critère génétique
II-3 Critère chimique
II-4 Critères lithologiques
III- Les éruptions volcaniques
III-1 Eruptions effusives
III-2 Eruptions explosives
IV- Les types de roches
IV-1 Les roches sédimentaires
IV-2 Les roches métamorphiques
IV -2-1 Les marbres
IV -2-2 Les schistes
IV -2-3 Les ardoises
IV -2-4 Les quartzites
IV -2-5 Les gneiss
IV -2-6 Les roches ignées
Chapitre II : Études du volcanisme au Sénégal
I- Origine du volcanisme sénégalais
II- Répartition des volcans au Sénégal
II-1 Situation géologique
II-2 La Province volcanique du Sénégal occidental
II-3 Les régions littorales
II-4 L’état actuel des volcans sénégalais
II-5 Le futur du volcanisme sénégalais
CHAPITRE III : Résidus volcaniques au Sénégal
I- Génèse tufs volcaniques
I- Les différents types de tufs volcaniques
I-1 Les tufs volcaniques acides
I-2- Les cinérites
II- Intérêts des résidus volcaniques
II-1 Utilisation des tufs dans le domaine de la construction
II-2 Utilisation géotechnique des tufs volcaniques
II-2-1 Les propriétés pouzzolaniques
II-2-2 Réaction entre la chaux et les pouzzolanes
II-2-3 La réaction pouzzolanique
II-2-4 Les additions pouzzolaniques
III- Sols volcaniques et agriculture
DEUXIEME PARTIE ETUDE EXPERIMENTALE
Chapitre I : Matériel et méthodes
I- Cadre d’étude
II- Caractérisation physicochimique et minéralogique de tufs volcaniques de la région de Kédougou
II-1- Matériel et méthodes
II-1-1 Matériel
II-1-1-1 Matériel minéral
II-1-1-2 Réactifs et appareillage
II-1-2 Méthodes
II-1-2-1 Teneur en eau
II-1-2-2 Composition chimique élémentaire
II-1-2-3 Composition minéralogique
II-1-2-4 Mesure de la capacité d’échange cationique (C.E.C.)
II-1-2-5 Limite de liquidité. Limite de plasticité
III- Méthodes de caractérisation de la pharmacopée
III-1 Détermination du pH
III-2 Pouvoir de gonflement
III-3 Aptitude à l’écoulement
III-3-1 Masse volumique en vrac
III-3-3 Indice de compressibilité. Indice de Hausner
IV- Activité antioxydante
CONCLUSION
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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