Les déformations induites dans l’encaissant lors de la mise En place du système volcanique

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PRESENTATION DU BASALTE ET DU GISEMENT DE DIACK

Présentation du basalte

Généralité sur les roches basaltiques

Définition et historique

Etymologiquement, « Basalte » est un terme dérivé de basanite du grec basanos signifiant pierre de touche, une petite tablette de pierre foncée utilisée en orfèvrerie pour tester les alliages. De façon générale, on peut définir un basalte comme une roche volcanique de couleur foncée, de densité voisine de 3 et composée essentiellement de plagioclase, pyroxène et olivine. Par ailleurs, les basaltes sont des roches magmatiques éruptives très communes qui forment près de 95 % des laves océaniques et continentales terrestres. Leur diversité de structure et de composition rend difficile leur classification, traditionnellement on différencie les basaltes selon leur teneur en éléments chimiques majeurs (SiO2, K2O et Na2O).
Le basalte est une roche mélanocrate à holomélanocrate (sombre à très sombre) à structure microlitique, qui est issue de la fusion partielle du manteau terrestre de composition péridotitique (lherzolite).
Le basalte est une roche basique. Les roches plutoniques de même composition minéralogique sont les gabbros.

Contextes géodynamiques de formation

Les basaltes se classent par leur taux de saturation en silice.
Lorsque le basalte n’atteint pas le plan de saturation de la silice, de la néphéline [SiAlO4] Na est exprimée. C’est le domaine des basanites, et, à l’approche du plan de saturation, celui du basalte alcalin à olivines. Au-delà du plan de saturation, c’est le domaine tholéiitique, avec le basalte tholéiitique, si le quartz n’est pas exprimé, et sinon le quartz tholéiite.
➢ Franzson, H.,
Les néphélinite et mélilitites sont des roches holofeldspathoïdiques. Elles ne se trouvent que dans les rifts, généralement en fin de vie.
La basanite est caractéristique du volcanisme intraplaques ponctuel et de faible volume.
Le basalte alcalin à olivine est une roche ubiquiste. On le trouve dans le volcanisme intraplaque océanique et continental lorsque celui-ci est de faible volume.
Le basalte tholéiitique (ou olivine tholéiite, ou tholéiite à olivine) constitue les fonds océaniques. Les MORB (= basalte de dorsale, de l’anglais Mid Ocean Ridge Basalt) – K2O inférieur à 0,2 % et TiO2 inférieur à 2,0 % sont les constituants essentiels de la croûte océanique. Il se trouve également dans le volcanisme intraplaques océanique et continental. Il contient un orthopyroxène.
La tholéiite à quartz (ou quartzique) est beaucoup plus rare. Cette dénomination est trompeuse car on ne trouve jamais de quartz dans ces roches. Le quartz apparaît seulement virtuellement dans la normalisation de la composition chimique.
Selon leurs conditions de formation, on distingue six grands types de basaltes couramment désignés par leurs acronymes anglo-saxons, les cinq premiers océaniques [Juteau and Maury, 1997], le sixième continental :
-Les MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts) mis en place au niveau des dorsales océaniques, très souvent au niveau de l’axe de celles-ci.
-Les BABB (Back Arc Basin Basalts) mis en place au niveau des axes d’extension situés à l’arrière des arcs insulaires. Ces basaltes forment la croute des bassins d’arrière arc ou des bassins marginaux.
-Les OPB (Ocean Plateau Basalts) mis en place en contexte intraplaque océanique. Ils sont responsables de l’épaississement des croutes océaniques sur lesquelles ils reposent.
-Les OIB (Ocean Island Basalts) également mis en place en contexte intraplaque océanique. Ils constituent les monts sous-marins et les iles intraocéaniques (La Réunion, Kerguelen, Hawaii, iles de la Société…)
-Les IAB (Island Arc Basalts) mis en place dans les arcs insulaires mais également dans les marges continentales actives de type andin.
-Les CTB (Continental Tholéiitic Basalts) que constituent les basaltes des rifts continentaux et ceux des plateaux. Ces basaltes se retrouvent au sein des LIP (Large Igneous Province) qui rassemblent les marges volcaniques passives et les zones de trapp. Leur composition chimique est très variable dans le temps : alcaline au début de leur mise en place puis évolution vers un pôle davantage tholéitique [Mahoney and Coffin, 1997].

Caractéristiques géochimiques, géotechniques et minéralogiques

Les basaltes sont issus d’un magma basaltique formé par fusion partielle du manteau. Cette fusion se produit généralement à 1200°C sous 0,5 à 1,0 GPa en condition anhydre et à 1000°C avec de l’eau, indépendamment de la pression (si elle est comprise entre 0,5 et 3 GPa). Ces roches sont relativement pauvres en silice (SiO2 < 53%) et riches en magnésium (MgO > 5%). Cependant, du point de vue de leur composition chimique, les basaltes peuvent être répartis en deux grandes familles qui, par différenciation, peuvent donner des séries continues : les basaltes tholéitique et les basaltes alcalins. D’une part les tholéite sont des basaltes mésocrates, saturés en silice, avec très peu ou pas d’olivine. SiO2 se retrouve soit dans le verre soit sous forme de quartz ou de tridymite. On retrouve ces basaltes au sein des CTB, mais également dans les fonds océaniques actuels et dans certains arcs insulaires. La différenciation des tholéites conduit à des andésites puis à des rhyolites. D’autre part, les basaltes alcalins sont mélanocrates et sous-saturés en silice. Ils possèdent beaucoup d’olivine et sont davantage riches en Na2O et K2O que les tholéites. Ils sont principalement présents dans les volcans continentaux mais on les retrouve également dans certains arcs insulaires. Leur différenciation conduit à des andésites à Labrador, à des trachyandésites et finalement à des phonolites. En fonction de la pression à laquelle se fait la fusion partielle mantellique, les minéraux affectés ne sont pas les mêmes. Pour des taux de fusion faibles, le liquide est riche en eau et en alcalins : on obtient des basanites ou des basaltes alcalins à olivines. Pour des taux de fusion élevés, le liquide est plus riche en calcium, fer et magnésium, et on obtient des tholéites à olivine. La teneur en MgO est un autre critère de répartition des basaltes en trois groupes : les basaltes primitifs (8% < MgO < 12%), les basaltes évolués (5% < MgO < 8%) et les basaltes picritiques (MgO > 12%). Il est important de noter que très peu de phénocristaux apparaissant dans les basaltes sont en équilibre avec la composition du verre hôte. Ceci est particulièrement vrai pour les basaltes d’origine océanique. Les compositions des minéraux sont largement influencées par les effets combinés des mélanges magmatiques et des cinétiques de cristallisation. Le basalte est composé essentiellement de plagioclases (50 %), de pyroxènes (25 `à 40 %), d’olivine (10 à 25 %), et de 2 à 3 % de magnétite qui confère à la roche sa couleur noire ainsi que ses propriétés magnétiques. Les phénocristaux apparaissent selon un ordre précis au sein de la matrice basaltique : 1) les olivines magnésiennes, 2) les plagioclases calciques et 3) les clinopyroxènes. Si le magma est riche en eau (basaltes alcalin et calco-alcalins), le pyroxène apparait avant le plagioclase.

Présentation Du Gisement De Diack

Informations générales

Le basalte est une roche volcanique utilisée surtout dans les travaux de BTP (béton, couches de revêtement de chaussées, ballasts de chemin de fer). Depuis l’adoption en 1972 du décret n° 072/662 interdisant l’exploitation de basalte dans la région de Dakar, les carrières de basalte sont essentiellement localisées sur le site de Diack (Khombole). La présence des basaltes au Sénégal est le témoin du volcanisme tertiaire dans la Presqu’île du Cap-Vert (Fann, Gorée, Ravins des voleurs, Thiéo, etc.) et dans le Plateau de Thiès (Diack, Taïba).
L’exploitation du basalte à des fins industrielles est totalement effectuée à Diack dont les études pétrographiques révèlent trois (03) faciès. Le gisement volcanique de Diack est relativement homogène et l’étude géotectonique de la carrière n’a décelé aucune hétérogénéité structurale importante liée à une faille et pouvant entraîner des perturbations au cours de l’exploitation ou une pollution accidentelle de la production.
Le massif en exploitation montre très peu d’hétérogénéités sous forme d’accidents mineurs (diaclases) ou majeurs failles). En effet, la mise en place de ce massif à la fin du Miocène s’est faite probablement dans les mêmes conditions géotectoniques et géodynamiques demeurées stables, par de simples rejeux de failles antérieures, vestiges des phases distensives, qui ont pu entrainer l’ouverture de l’Atlantique. La région est donc caractérisée par une grande stabilité des conditions géotectoniques et géodynamiques et on ne connaît dans la tectonique régionale une phase ou contrecoups de phases postérieures à la mise en place de ce massif.
De tous les affleurements volcaniques de la région de Thiès, le plus important par son étendue et la variété des roches qu’il renferme est celui de Diack (latitude : N14, 67335, longitude: W16, 73208) à 80 km de Dakar, sur le même parallèle. Des affleurements de roches volcaniques y émergeaient du versant méridional de la colline de Ngoundiane. Ils culminaient à 48 m. FRAUDET, 1970 en a fait une étude de terrain et pétrographique détaillée en 1973. Aujourd’hui, l’aspect originel a été grandement modifié par plusieurs carrières de granulats contenues dans une zone elliptique de grand axe NW-SE de 2 km x 1 km.
Les affleurements de Diack se présentent sous forme de 2 masses principales allongées constituant 2 pitons qui émergent de 30 à 50 m au-dessus de sols colluvionnaires brun-rouge à gravillons latéritiques : ces sols recouvrent et masquent une partie des roches volcaniques. L’allure générale du gisement est beaucoup plus celle de protrusion que d’une émission lavique.
Ces venues massives sont accompagnées de tufs volcaniques répartis autour des affleurements et cachés par les formations superficielles. La masse des tufs est certainement très importante car des puits creusés à proximité les ont traversés sur une épaisseur de 20 mètres. Dans les petits affleurements analogues entre Thiès et Dakar, on trouve également des tufs mêlés à des roches identiques.
Les observations de terrain et les sondages des carrières ont montré l’existence de trois faciès pétrographiques à Diack (DIA, 1980) sur plus de 70 m d’épaisseur et sous une zone d’altération ferralitique de 10 m d’épaisseur.
– un faciès à grain fin, majoritaire, représenté essentiellement par des basanites. Il a une structure microlitique porphyrique à phénocristaux de pyroxène et d’olivine, dans une mésostase riche en verre et en microlites de plagioclase, de microcristaux de pyroxène et d’olivine,
– un faciès à grain moyen, moins abondant que le faciès précédent. La structure est doléritiques intersertale avec un pourcentage élevé de plagioclase en lattes englobant des pyroxènes et/ou des olivines en phénocristaux ou en microcristaux ;
– un faciès à gros grain, représenté par une roche grenue entièrement cristallisée, sans mésostase interstitielle. La structure est grenue pegmatitoïde, contenant de nombreuses lattes de plagioclase et des cristaux de pyroxène.
La basanite de Diack est une roche gris-noir, très dure, à grain très fin. Sa structure est microlitique porphyrique à phénocristaux de pyroxène et d’olivine et microlites de plagioclases. La dolérite de Diack présente une texture le plus souvent intersertale, rarement subophitique. Le gabbro de Diack laisse apparaître de beaux cristaux quelquefois centimétriques de pyroxène et de plagioclase. Il se présente en filons d’une dizaine de mètres de large. L’examen des lames minces (FRAUDET, 1970 et cette étude) montre que si les parties entièrement grenues sont les plus abondantes, elles peuvent passer graduellement à des zones très finement cristallisées, rappelant une mésostase. Ces parties microcristallines sont plus ou moins abondantes, leur proportion variant de 5 à 30 %. Les parties grenues gabbroïques et les zones microcristallines sont finement imbriquées. Elles rappellent les parties grenues que l’on rencontre aussi dans le volcanisme Oligo-miocène de Dakar (île de Gorée, île des Madeleines) et qui ont été signalées par GORODISKI (1952) et COMBIER (1952) sous le nom de pegmatitoïde.
Les études pétrographiques et les analyses chimiques effectuées par FRAUDET (1970) ont montré que ces trois faciès ont une origine identique et sont issues d’un même magma. Ils sont le résultat de vitesses de refroidissement différentes. La zone microlitique, la seule ayant un caractère nettement volcanique, correspondrait ainsi à une bordure figée rapidement lors de la mise en place, le gabbro du centre en serait l’équivalent grenu, refroidi beaucoup plus lentement.
QUIN et FRAUDET (1975) considère que le volcanisme de Diack est fissuraI et de type océanique alcalin. Il rapproche ce volcanisme de celui de la province volcanique des îles du Cap-Vert.
Localement (en carrière au point de latitude : N14, 67335, longitude: W16, 73208) apparait une superposition entre les laves, des tufs lités sus-jacents (10 m d’épaisseur) et cuirassés (2 m), des sables (3 m) eux-mêmes cuirassés (1 m). La présence des tufs lités et la forte épaisseur de lave massive indique que Diack pourrait être le résultat d’une activité explosive phréatomagmatique suivie par la formation d’un maar de diamètre kilométrique et rempli par un lac de lave dont la cristallisation lente est à l’origine des différents faciès pétrographiques. Ces différents faciès proviennent d’un même magma (Roger et al, 2009 et Ndiaye et Ngom, 2014). Les roches basaltiques de Diack ont une densité moyenne de 3 et sont composées de phénocristaux de pyroxènes, de plagioclases et d’olivines avec souvent des minéraux accessoires.
La presque totalité de la production de basalte de la région de Thiès provient du site de Diack dans la Commune de Ngoundiane. Sur ce site, 80% de la production est assurée par les entreprises GECAMINES et COGECA. Le reste de la production est assuré par TETACAR, Houan Sitram et CSE.
Dans la zone de Pout, seule la carrière de SOECO exploite le basalte. La production de cette année (2018) a connu une hausse de 46% par rapport à l’année 2017.
A l’intérieur de chaque périmètre existent des aires de stockage de la production finie, stockée en silos par fraction granulaires.

ETUDE SUR LE GISEMENT DE DIACK Introduction

Depuis quelques années les contraintes d’urbanisme et le souci de protéger l’environnement tendent à abandonner une partie des gisements de granulats de roches massives plus particulièrement dans les zones de Dakar, qui constituaient les principales sources des granulats utilisés pour les différentes infrastructures de travaux publics et de génie-civil. La zone de Dakar et sa banlieue a fait l’objet de mesures récentes de protection des sites, interdisant l’exploitation des produits volcaniques localisés en bordure côtière.
C’est pourquoi, l’inventaire de différents gisements de granulats basaltiques situés en dehors de Dakar a été entrepris. Il a permis la prospection et l’étude géologique sommaire de 12 sites (DIA, 1980).
Les études d’impact, ont montré que trois de ces sites paraissent intéressants (Diack, Séné Sérère, Keur Mamour), celui de Diack était de loin le plus important.
Le gisement de Diack (Thiès) est exploité en carrière depuis plus de dix ans et il est donc actuellement fortement sollicité puisqu’il produit l’essentiel des granulats utilisés dans les ouvrages de génie-civil et de bâtiment et qu’il est d’un accès facile. Mais paradoxalement, ce gisement fortement exploité n’a fait l’objet que de quelques études géologiques consacrées à la pétrographie des différents faciès pétrographiques rencontrés ; aucune étude de détail pour la définition des paramètres géométriques et qualitatifs, n’a été entreprise jusqu’à présent.

Etude géologique et géodynamique de la carrière de Diack

Les études antérieures effectuées sur le gisement

Les roches volcaniques de Diack ont fait l’objet de quelques études antérieures.
TESSIER (1950) signale ce gisement en 1950 mais sans l’étudier et donne une description pétrographique des trois faciès observés dans ce gisement. Il assimile le mode de mise en place à une coulée massive située des deux failles orthogonales N-S et E-W.
FRAUDET (1970) qui effectue un levé topographique des différents pointements volcaniques de Diack, distingue dans son étude pétrographique trois faciès pétrographiques (basanite à grain très fin, dolérite à grain moyen et gabbro doléritiques à gros grain). Il ébauche une étude géochimique et conclut à l’appartenance des laves à la lignée de différenciation de basaltes alcalins océaniques.
QUIN et FRAUDET, (1975) considèrent que le volcanisme de Diack est fissuraI et de type océanique alcalin. Ils rapprochent ce volcanisme de celui de la province volcanique des îles du Cap-Vert.
CANTAGREL et al (1980) ont daté quelques faciès volcaniques de Diack par la méthode K/Ar et ont obtenu le résultat suivant
DIA (1980) qui, dans un inventaire des différents matériaux volcaniques en affleurement dans la presqu’île du Cap-Vert et le Plateau de Thiès fait une étude géologique sommaire de la carrière de Diack. Il signale trois types de faciès pétrographiques, et la fracturation spectaculaire en prismes de directions et de pendages variés qui semble indiquer une mise en place différente de celle d’une coulée massive.
Les quelques études citées montrent donc que le gisement volcanique de Diack, exploité en carrière depuis plus d’une décennie, n’a pas fait l’objet d’une étude de détail. Et qu’à l’heure actuelle, les caractéristiques de ce gisement ne sont pas encore bien connues.

Contexte géotectonique du volcanisme de Diack

La région de Diack, constituant l’extrémité orientale du plateau de Thiès, n’est pas une particularité au sein de ce plateau. Elle s’inscrit dans le contexte géologique et tectonique de l’extrémité occidentale du bassin sédimentaire sénégalais.
Durant tout le Tertiaire et le Quaternaire, aucune phase tectonique majeure n’a affecté la partie occidentale du bassin sénégalais; il n’y a eu que des rejeux périodiques des failles profondes dont les directions principales sont orientées N-S et E-W, et qui sont liées à la phase de distension qui a entrainé l’ouverture de l’Atlantique. Les manifestations volcaniques tertiaires et quaternaires sont donc à lier à ces rejeux de failles anciennes.
Des indices d’une néotectonique pléistocène sont signalés en bordure côtière dans les terrasses alluvionnaires récentes et dans la cuirasse ferrugineuse pliocène (DEMOULIN, 1970 ; FAURE et al, 1970 ; FRAULT, 1970). L’intensité de cette néotectonique serait forte en bordure côtière et irait en diminuant à l’intérieur du continent. C’est ainsi qu’aucun accident majeur ou mineur n’a été décelé dans le système volcanique de Diack situé à 100 kilomètres à l’intérieur des terres.
Le gisement volcanique de Diack est relativement homogène et l’étude géotectonique de la carrière n’a décelé aucune hétérogénéité structurale importante liée à une faille et pouvant entraîner des perturbations au cours de l’exploitation ou une pollution accidentelle de la production.

Etude structurale et géodynamique du gisement de Diack : interprétation de la géométrie des coulées

Description des affleurements volcaniques

Le gisement volcanique de Diack est situé à l’extrémité orientale du Plateau de Thiès, à 37 kilomètres de Thiès. Il est compris entre les méridiens 16°43’ et 16°45’ de longitude ouest et les parallèles 14°40’et 14°41’ de latitude nord. Les pointements volcaniques émergent du versant occidental très adouci de la colline de Ngoundiane qui culmine à 62 mètres. L’observation de la couverture photo aérienne au 1/50.000 du plateau de Thiès permet de constater que ce gisement est ceinturé par une dépression semi-circulaire en rapport probablement avec le drainage des cours-d’eau qui semblent suivre les limites du massif volcanique.
Le gisement se présente essentiellement sous forme de deux pitons Pl et P2, séparés par une zone sans affleurement.
– Un grand piton P1 situé à l’Est; il présente un contour elliptique dont le grand axe s’allonge suivant 1a direction Nord-Sud. Il occupe une superficie d’environ 104.400 m². Selon les descriptions de TESSIER (1950); FRAUDET (1970), ce grand piton était formé d’un ensemble de fronts de taille naturels en forme de mamelons, dont la hauteur moyenne était estimée à 15 mètres mais à la date d’Avril 2019 à laquelle j’ai effectué une visite du gisement et les mesures structurales, tous les mamelons ont été fortement entamés par les exploitations, et les hauteurs des fronts de taille varient actuellement de 2 à 5 mètres.
Le massif est assez homogène et aucun vecteur de pollution (failles, zones de broyage,…) n’a été observé. Quelques diaclases apparues après solidification de la lave perpendiculairement à l’axe de la prismation, affectent dans la partie supérieure de la découverte quelques prismes du faciès à grain fin. Sur ce piton, la fracturation se réduit à une prismation particulièrement développée, avec une disjonction prismatique en gerbe. Les plans de prismation montrent des directions et pendages variables, et sont souvent tapissés de zéolites d’un blanc pur en masse fibreuse, en nodules, ou en aiguilles fines. La zéolite la plus fréquente serait de la natrolite (FRAUDET, 1970) : mésotype orthorhombique.
Ces faciès basaltiques vont du grain très fin au grain gros. Le passage d’un faciès à l’autre est souvent continu. Le faciès à grain fin est plus fréquent et constitue l’essentiel du piton.
– Un piton P2 situé à environ 250 mètres à l’Ouest de ce grand piton. Il s’allonge suivant deux directions préférentielles orthogonales N-S et E-W. Il couvre une superficie d’environ 46.800 mètres carrés. L’exploitation de ce piton se fait en même temps que l’autre piton et sur plusieurs fronts de taille.
Ce piton P2 ne présente pas d’hétérogénéités importantes pouvant engendrer des problèmes ultérieurs dans l’exploitation. La prismation est peu fréquente et moins nette. Le cœur du piton est massif ; la prismation se situe aux extrémités du piton et délimite des prismes subhorizontaux orientés sensiblement selon les axes d’allongement du piton.
Les faciès pétrographiques observables sont les mêmes que ceux cartographiés dans le piton P1 mais avec une prédominance du faciès à grain moyen.
-En dehors de ces deux pitons, existent six petits affleurements sans relief important situés dans les prolongements des deux pitons. On retrouve dans ces mamelons les faciès observés dans les deux massifs.

Structure du gisement de Diack

Le massif en exploitation montre très peu d’hétérogénéités sous forme d’accidents mineurs (diaclases) ou majeurs (failles). En effet, la mise en place de ce massif à la fin du Miocène s’est faite probablement dans les mêmes conditions géotectoniques et géodynamiques demeurées stables, par de simples rejeux de faille antérieures: vestiges des phases distensives, qui ont pu entrainer l’ouverture de l’Atlantique. La région est donc caractérisée par une grande stabilité des conditions géotectoniques et géodynamiques on ne connaît dans la tectonique régionale aucune phase ou contrecoups de phases postérieures à la mise en place de ce massif.
L’observation du front de taille est utile pour apprécier la lithologie et les structures tectoniques. Le massif rocheux est très fracturé. Sur le front de taille de 15 m, il y a des écailles de roches qui sont dues aux tirs de mines. Le basalte de Diack se débite en dalles avec des diaclases (figures 5 et 6). Il présente une texture microgrenue, avec des pyroxènes et des plagioclases (Roger et al, 2009). Quelques hypothèses d’une néotectonique du Pléistocène inférieur à moyen sont avancées dans
l’extrémité de la partie occidentale du bassin sédimentaire sénégalais.

Les plans de prismation

L’une des caractéristiques de ce gisement est la fracturation en prismes figure 8. La disjonction prismatique se fait par des plans de prismation qui correspondent à des structures de retrait orthogonales aux surfaces isothermes de refroidissement de la lave. Ces plans de prismation sont tapissés de minéralisations secondaires provenant certainement d’une phase hydrothermale, et délimitent dans l’espace des prismes à sections polygonales.

Les déformations induites dans l’encaissant lors de la mise en place du système volcanique

Une tranchée creusée au Sud-est du piton P2 a permis récemment d’observer à l’affleurement un niveau des terrains sédimentaires de l’encaissant et la zone de contact elle-même. Le niveau encaissant est constitué de marnes connues dans d’autres endroits du Plateau de Thiès ; notamment sur la falaise de Thiès où elles constituent l’horizon du Ravin des Voleurs. L’encaissant semble bien avoir été affecté par la montée de la lave.
En effet, les valeurs des directions et pendages des plans de stratification (S), mesurées de la base vers le sommet de l’encaissant : N130.83NE, N135.85NE et N140.87NE montrent une déformation des plans de stratification.

Les surfaces d’écoulement

Dans certains fronts de taille du piton Pl et dans le piton P2, il a été facile d’observer des surfaces d’écoulement marquées par une fluidalité, mais très souvent cette fluidalité n’est pas évidente et il s’avère difficile de donner avec précision l’orientation des surfaces d’écoulement.

Interprétation de la géométrie du système volcanique : mise en place de l’ensemble volcanique de Diack

L’analyse structurale du gisement, la description de la géométrie des différents éléments du système volcanique semblent révéler des liaisons étroites entre la géométrie des pitons et les différentes directions des surfaces d’écoulements.
Selon Dia (1980) « il me semble au vu de toutes ces observations rendues en partie possible par l’avancement de l’exploitation, que l’on doive considérer le gisement volcanique de Diack, non comme une coulée massive comme l’avaient proposé TESSIER (1950) et FRAUDET (1970), mais comme un système intrusif en dykes, formé à la faveur de l’intersection deux systèmes orthogonaux de directions moyennes N-S et E-W. Les directions d’allongement des pitons, assimilables à celles des failles qui ont permis leur mise en place sont N-S dans le piton P1, E-W et N-S dans le piton P2. Ceci m’amène à penser que la mise en place des deux pitons du système intrusif pourrait ne pas être synchrone ; elle se serait faite d’abord et principalement selon la direction N-S, ensuite suivant la direction E-W, qui a subi au préalable un léger décalage lié à un décrochement suivi d’un basculement ; ce qui pourrait expliquer la divergence des pendages des prismes observés dans le piton P2 ».

Etude minéralogique des différents faciès pétrographiques observés dans la carrière de Diack

Les différents faciès de Diack ont la même composition minéralogique (les mêmes minéraux se retrouvent dans les différents faciès); mais la proportion des différents minéraux varie d’un faciès à l’autre. La composition minéralogique des faciès de Diack (Tableau 1) montre que le minéral qui varie fortement du faciès à grain fin (basanite) aux faciès à grain moyen et à gros grain (dolérite et gabbro pegmatitoïde) est surtout le plagioclase, qui passe de 5 % à 58%. Cette augmentation du taux de plagioclase, s’accompagne d’une diminution de la résistance à la fragmentation. Il est donc possible que les plagioclases introduisent une certaine fragilité dans les essais de résistance à la fragmentation Dia, 1980 (Los Angeles et Fragmentation dynamique).

Le faciès à grain fin

Il correspond à une roche gris-noire, à grain fin généralement phanitique, contenant parfois des cristaux d’olivine visibles à l’œil nu dans une mésostase interstitielle. La roche dense et compacte a une cassure conchoïdale.
La prismation est souvent bien nette ; la roche se débite en prismes dont le diamètre dépasse rarement 30 centimètres. Cette disjonction prismatique est très souvent soulignée par des minéralisations secondaires ; en outre, il est fréquent de rencontrer des géodes tapissées de zéolites fibreuses correspondant probablement à d’anciennes vacuoles gazeuses de la lave lors de sa solidification.
Ce faciès qui constitue la majorité du piton P1 est représenté aussi dans la partie nord du piton P2. Le diamètre moyen des minéraux se situe entre 52µm et 100µm.
La structure est de type microlitique porphyrique à phénocristaux de pyroxène et d’olivine, dans une mésostase riche en verre. Le pyroxène constitue l’élément dominant de la roche et représente l’essentiel des phénocristaux à coté de quelques olivines.

Le faciès à grain moyen

La roche est gris-noire, légèrement plus claire que celle à grain très fin. Elle est compacte, dense et presque entièrement cristalline.
La prismation est grossière et moins fréquente que dans le faciès à grain plus fin, et se traduit par de gros prismes de 60 à 70 cm de diamètre.
Ce faciès pétrographique est moins abondant que le faciès plus fin, il se localise dans les pitons et les petits affleurements. Le diamètre moyen des minéraux est compris entre 250µm et 350µm.
La structure est doléritiques intersertale ou subophitique avec des pourcentages élevés de plagioclase en lattes englobant des pyroxènes et/ou des olivines en phénocristaux ou en microcristaux.

Le faciès à gros grain

Il est représenté par une roche grenue entièrement cristallisée sans mésostase interstitielle. La texture est de type grenu pegmatitoïde contenant de nombreuses lattes de plagioclase et des cristaux de pyroxène.
La roche est relativement moins dense et a une cassure irrégulière. Elle est toujours massive ou sous forme de filonnets pegmatitoïde de faible puissance (décimétrique à métrique) dans les faciès déjà décrits. Ce faciès est représenté dans les deux pitons et dans les petits affleurements. La roche est holocristalline à structure doléritiques gabbroïques à phénocristaux de plagioclase qui sont les plus abondants des minéraux constitutifs, de pyroxène et d’olivine. Les minéraux opaques assez fréquents dans la roche, présentent toujours un habitus squelettique. Dans certains échantillons, existe autour de la titanomagnétite de la biotite en plages xénomorphes.

Table des matières

LISTE DES ABREVIATIONS ET NOMENCLATURE
INTRODUCTION GENERALE
PARTIE PRESENTATION GENERALE
INTRODUCTION
CHAPITRE 1 : CADRE GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE
1.1 Cadre géographique
2.2. Cadre géologique
CHAPITRE 2 : PRESENTATION DU BASALTE ET DU GISEMENT DE DIACK
1. Présentation du basalte
1.1. Généralité sur les roches basaltiques
1.1.1. Définition et historique
1.1.2. Contextes géodynamiques de formation
1.1.3. Caractéristiques géochimiques, géotechniques et minéralogiques
2. Presentation Du Gisement De Diack
2.1. Informations générales
2.2 Indices et gisements
2.3. Caractéristiques des basaltes de Diack
3. Conclusion
PARTIE 2 SYNTHESE DES TRAVAUX ANTERIEURS
CHAPITRE 1 : ETUDE SUR LE GISEMENT DE DIACK
Introduction
1. Etude géologique et géodynamique de la carrière de Diack
1.1. Les études antérieurs effectués sur le gisement
2.2. Contexte géotectonique du volcanisme de Diack
2.3. Etude structurale et géodynamique du gisement de Diack : interprétation dela géométrie des coulées
1.3.1. Description des affleurements volcaniques
1.3.2. Structure du gisement de Diack
1.3.2.1. Les plans de prismation
1.3.2.2. Les déformations induites dans l’encaissant lors de la mise En place du système volcanique
1.3.2.3. Les surfaces d’écoulement
1.3.2.3 – Interprétation de la géométrie du système volcanique : mise enplace de l’ensemble volcanique de Diack
1.4. Etude minéralogique des différents faciès pétrographiques observés dans la carrière de Diack
1.4.1. Le faciès à grain fin
1.4.2. Le faciès à grain moyen
1.4.3. Le faciès à gros grain
CHAPITRE 2 : SYNTHESE DES TRAVAUX SUR L’EXTENSION DUCORPS BASALTIQUE DE DIACK
Introduction
1. Reconnaissance géophysique des basaltes à Diack : méthodes de prospectionélectrique et magnétique
1.1. Contexte géologique et structural
1.2.1. Méthode et équipements de prospection électrique
1.2.2. Méthode et équipements de prospection magnétique
1.2.3. Appui logistique
1.3. Mesures effectuées
1.3.1. Magnétisme
1.3.2. Sondages électriques verticaux (SEV)
1.3.3. Sondages carottés verticales SCV (14ha)
1.4. Interprétation des résultats géophysiques (14ha)
1.4.1. Cartographie magnétique
1.4.2. Modélisation électrique
Conclusion
CONCLIUSION GENERALE ET PERSPECTIVES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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