Influence du fluor dans la formation des roches métamorphiques

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Travaux récents et les travaux de PGRM

Les parties Nord, Centre et Est de Madagascar ont fait l’objet des études géologiques du Consortium USGS-BGS lors de la révision de la cartographie de Madagascar dans le cadre du projet PGRM. A la fin du projet PGRM, l’appellation « domaines » a remplacé les termes « ceinture, bloc et système » (Tucker et al., PGRM 2012). Dès lors, le socle cristallin malgache est formé de neuf (09) domaines et sous-domaines, qui sont les domaines d’Antongil-Masora, Antananarivo, Ikalamavony, Itremo, Vohibory, Anosyen, Androyen, et Bemarivo.
Le domaine d’Antongil-Masora se présente comme un équivalent du Craton du Dharwar Occidental en Inde et forme un noyau d’âge Méso- à Néoarchéen à la périphérie duquel s’est accrété le domaine d’Antananarivo, incluant les ceintures de roches vertes du complexe de Tsaratanana, au Néoarchéen terminal (BGS-USGS-GLW, 2008).
Les parties Nord et Centre de Madagascar reposent sur différents terranes archéens appelés domaines ou ceintures qui ont été juxtaposés pendant les périodes de Néoprotérozoïque-Cambrien dans l’orogenèse panafricaine (BGS-USGS-GLW, 2008).

Domaine de Bemarivo

Le domaine de Bemarivo est un bloc distinct de l’extrémité nord de Madagascar, c’est le domaine qui affleure dans la partie Nord de Madagascar. Il comprend essentiellement des roches métasédimentaires et plutoniques calco-alcalines juvéniles, et d’âge Cryogénien (0,758-0,708 Ga) (Tucker et al., 1999b ; Thomas et al., 2009). Il est considéré comme un arc océanique ou un assemblage de plusieurs blocs qui se sont accrétés au bouclier Archéen de Madagascar vers l’Ediacarien ou le Cambrien (Buchwaldt et al., 2003 ; Jöns et al., 2006). Ce domaine peut être divisé en deux parties avec au nord, un terrain jeune comprenant des roches plutoniques intrusives et des roches volcaniques du Cryogénien, la suite de Manambato (740-708 Ma), et au sud, un terrain plus ancien constitué de roches plutoniques du Cryogénien, la suite d’Antsirabe-Nord (760-750 Ma) qui recoupe les formations du Mésoprotérozoïque de marge continentale du groupe de Sambirano-Sahantaha (Thomas et al., 2009). Ces deux terrains sont supposés s’être accrétés aux domaines déjà regroupés d’Antongil-Masora (sous-domaine d’Antongil) et d’Antananarivo au début du Cambrien vers 540-520 Ma.
Le domaine de Bemarivo est constitué par des roches supracrustales appartenant aux facies amphibolite et granulite, des métagranitoïdes et granites, des roches volcaniques stratifiées appartenant aux faciès schistes verts et amphibolite (Moine et al, 2014). Ces roches sont formées sous un faciès granulitique de moyenne pression.
Une séquence des roches sédimentaires (quartzite, micaschiste et marbre) de bas grade affectée par un métamorphisme de bas grade et intrudée par des roches de la suite d’Imorona-Itsindro est aussi visible dans ce domaine (Moine et al, 2014).

Domaine d’Antongil-Masora

Le domaine d’Antongil-Masora, à l’est de Madagascar, est divisé en deux sous-domaines ayant une histoire très semblable : le sous-domaine d’Antongil au nord-est et le sous-domaine de Masora, plus au sud et distinct géographiquement de celui d’Antongil. Ces deux sous-domaines sont caractérisés par des suites communes de gneiss Paléoarchéen et Mésoarchéen, ainsi que de formations métasédimentaires et orthogneissiques du Néoarchéean (Tucker et al., PGRM 2012).
Le sous-domaine d’Antongil est caractérisé par un assemblage, d’âge Paléo- à Mésoarchéen, d’orthogneiss et de roches paradérivées. Cet assemblage comprend à la fois la suite de Nosy Boraha, complexe d’orthogneiss migmatitiques, de composition Tonalite Trondhjémite-Granodiorite (TTG), et le Groupe de Fenoarivo, séquence mal comprise, de paragneiss du Mésoarchéen. Les autres roches archéennes de ce sous-domaine sont celles du groupe de Mananara au nord, et du groupe d’Ambodiriana au sud (Tucker et al., PGRM 2012). Le domaine d’Antongil-Masora préserve les plus vieilles roches connues à Madagascar (Moine et al., 2014).

Domaine d’Antananarivo

Le Domaine d’Antananarivo, qui correspond aux hauts plateaux du centre de Madagascar, est une vaste étendue composée d’orthogneiss et de paragneiss d’âge Néoarchéen en faciès schiste vert à granulitique (Tucker et al., PGRM 2012).
Les gneiss du Néoarchéen sont divisés en unités supracrcustales, le groupe de Vondrozo au sud et le groupe de Sofia au nord, et en orthogneiss regroupés au sein de la Suite de Betsiboka et présentant une composition variée allant de granite-monzonite (type Betsiboka) jusqu’à des faciès plus basiques de composition tonalite-granodiorite (type Moramanga) (Tucker et al., PGRM 2012).
Outre ces unités, le domaine comprend trois grandes ceintures synformes de schistes et de gneiss basiques d’âge Néoarchéen à Mésoprotérozoïque (2,70-2,48 Ga). Elles sont regroupées au sein du Complexe de Tsaratanana et elles sont représentées, d’ouest en est, par la ceinture de Bekodoka-Maevatanana, celle d’Andriamena et celle de Beforona (Tucker et al., PGRM 2012).

Groupe d’Ambatolampy

Dans le domaine d’Antananarivo se trouve le groupe d’Ambatolampy, antérieurement reconnu comme « Série d’Ambatolampy » qui représente une séquence de roches supracrustales, inégalement préservées, fortement plissées et avec une extension de plus de 400 km depuis Antananarivo jusqu’à Fianarantsoa au sud (Tucker et al., PGRM 2012). Ce groupe est caractérisé par des schistes et des paraganeiss alumineux, certains sont riches en graphite, et avec d’abondants niveaux de quartzite.

Groupe de Manampotsy

Outre le groupe d’Ambatolampy, toujours dans le domaine d’Antananarivo, nous rencontrons aussi le groupe de Manampotsy. Le groupe de Manampotsy est une ceinture orientée N-S, de roches métasédimentaires à fort pendage (Tucker et al., PGRM 2012). Cette formation est située pour l’essentiel, à l’est de la zone de cisaillement d’Angavo-Ifanadiana. Elle peut s’étendre sur plus de 50 km de large par endroit et elle répartie sur 800 km de long entre Bealanana au nord et la marge ouest du domaine de Masora au sud (Tucker et al., PGRM 2012).

Suite d’Imorona-Itsindro

La suite d’Imorona-Itsindro est très présente dans les domaines Précambriens du centre de Madagascar à savoir celui d’Antananarivo, le sous-domaine d’Itremo et le domaine d’Ikalamavony (Tucker et al., PGRM 2012). Dans les autres domaines, cette suite n’a été identifiée que dans le sous-domaine Anosyen et le sous-domaine de Masora. La suite d’Imorona-Itsindro est très bien contrainte en âge par des données isotopiques qui la situent entre 820 et 760 Ma (Tucker et al., PGRM 2012).

Conditions métamorphiques (Pression – Température) panafricaines (tirées de PGRM, 2012)

D’après les informations collectées dans le rapport final de BGS-USGS-GLW, 2008 (tableau 1), les roches du domaine d’Antongil se sont formées sous les conditions du faciès amphibolite sous des températures comprises entre 600 à 750°C et de pressions entre 8 à 10 Kb. Le domaine de Masora montre des températures légèrement inférieures de 650-700°C et pour une pression de 6-7 Kb. Le domaine d’Antananarivo autochtone de l’ouest montre des températures de 650-750°C mais des pressions relativement basses de 4-6 Kb. Le complexe du Mangoro, le long de la partie orientale du domaine d’Antananarivo autochtone montre des pressions et températures similaires dans le sud avec 5,5-6 Kb, mais des pressions légèrement plus élevées dans le Nord, où les 7-8 Kb ont été enregistrés (tableau 1).
La partie principale de la ceinture Manampotsy montre des températures similaires au Complexe du Mangoro avec 700 à 750°C mais une pression plus élevée de 7,5 à 10 Kb, tandis que la partie orientale enregistre les températures légèrement plus basses de 600 à 650°C, mais des pressions plus élevées de 10-12 Kb (tableau 1).
Dans la partie nord du Groupe de Sahantaha sur le flanc sud du Domaine de Bemarivo, des températures de 500 à 600°C et des pressions de 6-8 Kb sont enregistrées, semblables à celles du nord du Complexe du Mangoro. Des températures plus élevées jusqu’à 850°C ont été enregistrés par le thermomètre de deux feldspath, mais il n’est pas certain qu’elles sont fiables bien qu’elles s’accordent avec les températures publiés par Jöns et al., (2006). Il y a très peu de déterminations thermobarométriques dans la partie nord du Domaine de Bemarivo et les conditions sont basées uniquement sur les assemblages de minéraux, mais il y a des différences. Le groupe de Milanoa a des assemblages de facies amphibolite moyen à supérieur. Le Groupe de Manambato montre un métamorphisme similaire. Par contre, le Groupe de Daraina montre des assemblages de faciès de schistes verts supérieurs et le Groupe d’Andrarona le faciès de schistes verts faibles seulement (Tucker et al., PGRM 2012).

MATERIELS ET MATERIAUX UTILISES

Zone d’étude

Situation géographique

Du point de vue géographique, la présente étude se passe principalement les parties Nord, orientale et centrale de Madagascar. Plus particulièrement, cette étude concerne huit (08) régions administratives de la Grande Ile, à savoir les régions DIANA, SAVA et Sofia au Nord, Analanjirofo, Atsinanana et Alaotra Mangoro à l’Est, Vatovavy Fitovinany au sud-est et Amoron’i Mania au Centre.
Le choix de ces zones repose sur le fait que la présente étude est une application des techniques de détermination des conditions de formations des roches issues des secteurs d’études du Consortium BGS et USGS lors du projet PGRM. En effet, lors du projet PGRM, le Consortium BGS-USGS s’occupait des zones Nord, orientale et centrale de Madagascar dont nous disposons des échantillons avec des analyses chimiques des minéraux.
Dans la figure 3 ci-dessous, nous voyons la limite administrative des régions concernées par cette étude afin de voir la situation ou localisation géographique de la zone de cette étude.
Comme nous pouvons constater sur la figure 3, l’étude concerne principalement les parties Nord et orientale de l’île. Les échantillons étudiés se concentrent surtout dans la partie Nord-Est et Est.

Cadre géologique

Du point de vue géologique, cette étude s’étend sur trois domaines lithologiques du socle cristallin de Madagascar : les domaines de Bemarivo au Nord et Nord-Est, le domaine d’Antongil-Masora au Nord-Est et Est, et le domaine d’Antananarivo au Centre, Centre-Est et Centre-Nord.
Le domaine d’Antongil-Masora est connu comme le domaine renfermant les formations géologiques les plus vieilles de la Grande Ile ; il est d’âge Méso à Néoarchéen (~3200 Ma) et affleure dans la partie Est de la Grande Ile (Schofield et al., 2010). Le domaine d’Antongil-Masora est dominé essentiellement au Nord, par des Monzogranites et aussi des granitoïdes, migmatites et schistes ; les parties Sud et Ouest sont dominées par des roches métasédimentaires et des gneiss (Schofield et al., 2010).
Le domaine d’Antananarivo combiné au domaine d’Antongil-Masora, occupe une très grande superficie du socle cristallin malgache. Ce domaine affleure aussi bien au Centre qu’au Nord de la Grande Ile. Il s’agit d’un ensemble lithologique complexe d’âge Néoarchéen (~2500 Ma) et formé essentiellement de gneiss et de migmatites (Schofield et al., 2010) .
Le domaine de Bemarivo, quant à lui, est un ensemble lithologique formé par des roches plus jeunes par rapport aux deux autres domaines cités ci-dessus. Il affleure au Nord et au Nord-Est de Madagascar et date du Néoprotérozoïque (Thomas et al., 2009), et est dominé par des roches métasédimentaires et des granitoïdes (Schofield et al., 2010).
Outre ces domaines, la présente étude touche aussi des suites lithologiques (suite d’Imorona-Itsindro) et des groupes lithologiques (groupes de Manampotsy et d’Ambatolampy) qui sont des intrusions dans ces domaines.
La figure 4 ci-dessous nous montre la place de ces domaines ainsi que les suites que nous venons de parler par rapport à la carte géologique globale de Madagascar.
Cette carte (figure 4) nous montre bien que les domaines géologiques concernés par cette étude sont les domaines de Bemarivo et d’Antananarivo. Avec ces deux domaines s’ajoutent les groupe de Manampotsy et d’Ambatolampy ; et aussi les suites d’Imorona-Itsindro et de Manambato.

Matériels de traitement des données

Pour atteindre l’objectif de cette étude, nous avons recours à l’utilisation de quelques logiciels ou langage informatique afin de déterminer les conditions de formation des roches dans les zones d’étude. Ces matériels nous permettent de faire des traitements ou d’analyse des données géochimiques.

Le langage Quick basic (QB)

Le quick basic est un vieux langage informatique permettant d’exécuter des commandes afin de faire des calculs avec Windows. Dans notre cas, nous avons utilisé quick basic pour déterminer la température de formation des roches contenant de la biotite avec un taux de fluor assez élevé en utilisant des données chimiques des éléments présents dans les minéraux constituant la roche. Pendant ce travail, le QB version 6.4 nous a été de grande utilité.

Le géothermomètre grenat – biotite

Le géothermomètre grenat-biotite, abrégé en TGtBi (Moine et Gibert, 1997, non publié), est un thermomètre géologique qui permet d’obtenir la température de formation d’une roche métamorphique en fixant la valeur de la pression, en utilisant l’échange Fe-Mg entre grenats et biotites. Ce géothermomètre a été choisi lors de la réalisation de ces travaux vu qu’il tient compte de la teneur en fluor de la roche. L’incorporation du fluor dans la biotite va stabiliser le composant de Mg de la biotite (Zhu et Sverjensky, 1992). Dans ce cas, la température obtenue à partir du géothermomètre grenat-biotite serait sous-estimée si nous ignorons la teneur du fluor dans la biotite (Zhu et Sverjensky, 1992). C’est la raison pour laquelle cette méthode a été choisie et utilisée dans le cas de la présente étude. Ce géothermomètre grenat-biotite peut à la fois être utilisé avec Microsoft Excel sous forme de programme (cas du programme de Wu) ou lancé avec winTWQ. Les deux cas sont utilisés dans cette étude.
D’une manière générale, le géothermomètre grenat-biotite a été largement utilisé dans les études pétrologiques et a subi plusieurs calibrations expérimentales par Ferry et Spear en 1978, Perchuck et Lavrent’eva en 1983 ; et empiriques par Saxena en 1969, Thompson en 1976, Goldman et Albee en 1977, Hodges et Spear en 1982, Ganguly et Saxena en 1984, et Indares et Martignole en 1985 (Zhu et Sverjensky , 1992).
Les calibrations ont donné des estimations de températures constantes et raisonnables pour les roches métamorphiques de moyen grade (Zhu et Sverjensky, 1992).

Table des matières

INTRODUCTION
CHAPITRE 1 : SYNTHESE BIBLIOGRAPHIQUE
1.1 Travaux avant le projet PGRM
1.1.1 Bloc d’Antongil
1.1.2 Bloc d’Antananarivo
1.1.3 Ceinture de Bemarivo
1.2. Travaux récents et les travaux de PGRM
1.2.1 Domaine de Bemarivo
1.2.2 Domaine d’Antongil-Masora
1.2.3 Domaine d’Antananarivo
1.2.4 Groupe d’Ambatolampy
1.2.5 Groupe de Manampotsy
1.2.6 Suite d’Imorona-Itsindro
1.2.7 Conditions métamorphiques (Pression – Température) panafricaines (d’après PGRM)
CHAPITRE 2 : METHODOLOGIE
2.1 MATERIELS ET MATERIAUX UTILISES
2.1.1 Zone d’étude
2.1.1 Situation géographique
2.1.1.2 Cadre géologique
2.1.2Matériels de traitement des données
2.1.2.1 Le langage Quick basic (QB)
2.1.2.2 Le géothermomètre grenat – biotite
2.1.2.3 Le géothermobaromètre de Wu
2.1.2.4 Le logiciel Arcgis
2.2 METHODES UTILISEES
2.2.1 Compilation et recherche bibliographiques
2.2.2 Traitement des données chimiques
2.2.3 Méthode grenat – biotite (TGt-Bt) avec Quick Basic 6.4 (Zhu et Sverjensky, 1992)
2.2.4 Méthode winTWQ de Berman (2007)
2.2.5 Méthode de Wu (2004)
2.2.6 Méthode de Henry (2005)
CHAPITRE 3 : RESULTATS
3.1 Présentation des échantillons à étudier
3.2Estimation par winTWQ 2.34
3.2.1 Domaine d’Antananarivo
3.2.2 Domaine de Bemarivo
3.2.3 Groupes de Manampotsy et d’Ambatolampy
3.3 Estimation par la méthode géothermobarométrique de GBPQ de Wu
3.4 Estimation de température par la méthode de Henry
3.5 Estimation par la méthode de Zhu et Sverjensky
3.6 Récapitulatif des résultats
CHAPITRE 4 : DISCUSSIONS
4.1 Influence du fluor dans la formation des roches métamorphiques
4.2 Faciès métamorphiques
4.3 Qualité des résultats
4.4 Limite des méthodes
4.5 Comparaison avec les autres travaux
4.6 Perspectives d’avenir
CONCLUSION
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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