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Le noyau ancien
Il peut être scindé en trois unités (Picard, 1999):
l’unité de Boghen, datée du paléozoïque (Bard et al., 1971). Elle est constituée de schistes quartzo-feldspathiques, qui reposent sur un socle volcanique. Cette unité correspond à un paléo-océan (Picard, 1999), la troisième unité est celle de Koh, d’âge variant entre le permien et le trias inférieur. Elle a été reconnue dans la chaîne centrale. C’est des formations essentiellement sédimentaires surmontant des basaltes et gabbros (Picard, 1999).
l’unité de Téremba, c’est une alternance de sédiments et de dépôts volcaniques reconnue entre la baie de Saint-Vincent et la baie de Moindou. Elle est d’âge variant entre le permien et le jurassique supérieur (Paris, 1981 ; Cluzel et al., 2001).
La couverture sédimentaire
A partir du crétacé inférieur, on assiste à l’ouverture de la mer de Tasman, qui conduit à la séparation la Grande Terre du continent Australien (Paris, 1981 ; Cluzel et al., 1994 ; Picard, 1999). Cette dislocation de la bordure est du super-continent Gondwana s’est accompagnée du démantèlement des reliefs en cours de surrection et la formation de dépôts sédimentaires au crétacé supérieur.
Cluzel et al., (2001) divisent les dépôts du crétacé supérieur en trois ensembles :
un ensemble inférieur, formant la base de la série : il est constitué d’éléments grossiers arrachés au noyau ancien. un ensemble intermédiaire fait de grès, de shales riches en matière organique fossile (charbon), un ensemble supérieur, constitué de grès fins, renfermant des ammonites et des mollusques bivalves.
L’auteur explique le granoclassement dans les dépôts sédimentaires du crétacé supérieur par une baisse de l’intensité de l’érosion et/ou par une augmentation de la distance entre la source d’apports détritiques et la zone de sédimentation.
Au paléocène, des sédiments marins couvrent par endroits les dépôts du crétacé supérieur. Ils affleurent aussi bien sur la côte est que ouest, et sont formés de phtanites et de calcaires.
Le processus de sédimentation a été interrompu à l’éocène par la mise en place de l’unité basaltique de Poya et de la nappe de péridotites.
L’orogenèse néo-calédonienne
L’unité de Poya
Elle se compose principalement de laves basaltiques organisés en coussins, de dolérites et de gabbros, le tout couvert de radiolarites stratifiées (Cluzel et al., 1994, 1997, 2001 ; Picard, 1999). Souvent considérés comme des épanchements volcaniques in-situ ou non loin du site actuel (Paris, 1981 ; Maurizot et al., 1985), le modèle aujourd’hui largement admis est celui d’une nappe « ophiolitique » ayant chevauchée le noyau ancien et sa couverture sédimentaire au crétacé supérieur (Cluzel et al., 1994 ; Eissen et al., 1998 ; Cluzel et al., 2001). L’unité de Poya n’aurait aucun lien génétique avec la nappe de péridotites (Eissen et al., 1998 ; Picard, 1999 ; Cluzel et al., 2001).
La nappe des péridotites
L’épisode le plus spectaculaire dans la construction de l’édifice géologique néo-calédonien, a été le chevauchement du noyau ancien, de l’ensemble sédimentaire et de l’unité basaltique de Poya par une nappe de péridotites à l’éocène supérieur (Paris et al., 1979). La nappe à sa mise en place, couvrait une part importante de la Grande Terre, et a été progressivement décapée par une succession d’épisodes d’altération chimique et d’érosion mécanique (Trescases, 1975 ; Paris et al., 1977 ; Latham, 1986).
Aujourd’hui, les témoins de cet événement géologique sont (Figure II-4) :
le massif ultrabasique du sud : il représente avec son prolongement de la côte est, 81% de la superficie des péridotites de Nouvelle-Calédonie.
les klippes en chapelet de la côte Ouest et du Nord (Kopéto-Boulinda, Koniambo, Tiébaghi, Poum, île de Bélep, etc…).
Ces massifs de péridotites sont sur le plan lithologique, dominés par une masse harzburgitique, appelée masse péridotitique principale (Guillon, 1975). Elle compose l’essentiel du massif du Sud, et la totalité des klippes de la côte ouest et du nord. Cette monotonie lithologique est localement interrompue, soit par des rubans de dunites et de pyroxénites, qui correspondent à des niveaux de ségrégation de l’olivine et du pyroxène, soit par de la lherzolite dans les massifs de Tiébaghi et Poum (Moutte, 1982 ; Augé, 1985).
L’unité métamorphique haute pression du nord
Dans la partie septentrionale de la Grande Terre, les basaltes ont été métamorphisés en glaucophanites sous 25 kilobars de pressions et 600°C de température à une profondeur -70 kilomètres (Cluzel et al., 1994 ; Picard, 1999) : c’est l’unité de Pouébo. Au sud ouest de l’unité de Pouébo, des sédiments détritiques ont également subi un métamorphisme de haute pression : 10 kilobars et 400°C à -30 kilomètres de profondeur, formant des schistes : c’est l’unité du Diahot. Les deux unités métamorphiques sont datées de l’éocène (Picard, 1999).
Transformations hydrothermales tardives des péridotites
La serpentinisation hydrothermale
Outre la semelle serpentineuse de la nappe ultrabasique, directement liée à la mise en place tectonique, la serpentinisation « dans la masse » accompagne une importante partie des péridotites de Nouvelle-Calédonie, et dans le massif du Sud les péridotites exemptes de serpentinisation sont rares (Orloff, 1968 ; Trescases, 1975; Besset, 1980 ). Il s’agit d’un processus d’altération pré-météorique qui transforme le péridot et le pyroxène en silicates hydratés (Thayer, 1966 ; Delvigne et al., 1979 ; Besset, 1980 ; Delvigne, 1990) :
harzburgite : (Mg, Fe) 2SiO4 + MgSiO3 + 2H2O → (Mg, Fe)3Si2O5(OH)5.
Péridot + Enstatite Serpentine.
dunite :
2(Mg2SiO4) + 3H2O → Mg3Si2O5 (OH) 4 + Mg (OH) 2.
6(MgSiO3) + 3H2O → Mg3Si2O5 (OH) 4 + Mg3Si4O10 (OH) 2.
Enstatite serpentine talc.
La serpentinisation est une altération hydrothermale qui affecte les péridotites avant leur mise en affleurement, et qu’il convient de distinguer de l’altération météorique qui affecte les roches exposées aux agents atmosphériques.
L’altération latéritique
Les roches une fois affleurantes subissent une évolution due à l’action combinée de facteurs climatiques (pluviométrie, température) et biologiques (végétation, micro-organismes). Classiquement, comme le fait remarquer Trescases (1975), la transformation des minéraux primaires en zone tropicale, se traduit par une lixiviation totale des cations basiques, et une élimination totale ou partielle de la silice. La silice non exportée ou importée se combine à l’aluminium résiduel pour former des minéraux argileux. C’est une transformation majeure qui affecte le tiers des terres émergées du globe (Nahon, 1986 ; Tardy, 1993), modèle la surface des continents et assure le cycle géochimique des éléments (Zeissink, 1969 ; Grandin, 1973 ; Trescases, 1975 ; Nesbitt et al., 1979, 1992 ; Elias et al., 1981 ; Boulangé, 1983 ; Cramer et al., 1983 ; Colin, 1984 ; Eggleton et al., 1987 ; Marker et al., 1991 ; Tardy, 1993).
Le processus d’altération des roches ultrabasiques en zone tropicale, se démarque de ce schéma classique. En effet, les péridotites sont composées essentiellement de silicium et de magnésium, éléments tous deux solubles dans les conditions de surface. Le fer apparaît alors comme le seul composé majeur sensiblement stable. De ce fait, le processus de dégradation des roches ultrabasiques en environnement tropical est généralement régit par la ferritisation, définie par Pedro et al. (1966), comme un processus d’hydrolyse des silicates ferromagnésiens, qui aboutit au maintien dans le profil d’altération du fer à l’état ferrique et de son individualisation sous forme d’oxy-hydroxydes de fer plus ou moins cristallisés.
En Nouvelle-Calédonie, la transformation latéritique de la nappe de péridotites a largement été étudiée (Trescases, 1975 ; Besset, 1980 ; Pelletier, 1983 ; Latham, 1986 ; Llorca, 1986), et le profil d’altération type proposé par Trescases (1975), comporte du sommet vers la base :
la cuirasse : d’aspect scoriacé, alvéolaire et/ou pisolitique, elle se compose pour l’essentiel de goethite et d’hématite, horizon gravillonnaire: ce sont des formations meubles, à granulométrie hétérogène. La fraction grossière est constituée en majorité de pisolites ou grenailles et de fragments de cuirasse. Il est essentiellement goethitique, horizon de latérite rouge (ou allotérite) : c’est un horizon remanié à nodules ferrugineux peu indurés. Il est essentiellement constitué de goethite, la saprolite fine : c’est un horizon à granulométrie très fine, constitué d’hydroxydes de fer partiellement cristallisés en goethite. La structure de la roche initiale y est souvent reconnaissable, même si les silicates primaires sont quasi absents, la saprolite grossière, c’est un horizon à fragments de roche cohérente, emballés dans une matrice terreuse.
La roche mère : Trescases (1975) décrit des péridotites très « diaclasées », souvent fracturées et plus ou moins serpentinisées. La minéralogie se résume globalement à une forte proportion d’olivine plus ou moins altérée en serpentine, à de l’enstatite et à de la chromite.
Les platinoïdes dans les roches ultrabasiques
Si le potentiel chromifère des ophiolites est connu et exploité depuis le début du XIXème (Augé, 1985), leur potentiel en platinoïdes a en revanche été longtemps ignoré. Il a fallu attendre le début des années 1980 pour que Constantinides et al. (1980) mettent en évidence la présence de platinoïdes dans les chromitites ophiolitiques. Depuis, plusieurs publications sont venues confirmer ces conclusions (Johan et al., 1980 ; Augé, 1985 ; Prichard et al., 1981 ; Prichard et al., 1994 ; Stockman et al., 1984 ; Nilsson, 1990 ; Ohnenstetter et al., 1991 ; Garuti et al., 1999 ; Moreno et al., 1999).
Traditionnellement dans ce type de minéralisation, l’iridium, l’osmium et le ruthénium prédominent sur le platine et le palladium (Harris et al., 1973 ; Cabri et al., 1975 ; Stockman et al., 1984 ; Augé, 1985 ; Ohnenstetter et al., 1991 ; Garuti et al., 1999). Mais depuis une quinzaine d’années, plusieurs études ont révélé l’existence de chromitites ophiolitiques à platine-palladium-rhodium (Gauthier et al., 1990 ; Corrivaux et al., 1990 ; Ohnenstetter et al., 1991 ; Augé et al., 1994 ; Moreno et al., 1999). Ces dernières se distinguent nettement des chromitites à osmium-iridium-ruthénium par leur structure stratiforme, leur texture et leur position stratigraphique dans les complexes ophiolitiques.
En Nouvelle-Calédonie, les premiers indices de platinoïdes associés aux chromitites ophiolitiques ont été révélés en 1980 (Johan et al., 1980).
En 1982, dans la foulée de cette découverte, une quarantaine d’anciennes exploitations de chromites du territoire ont fait l’objet de recherches pour les platinoïdes (Page et al., 1982).
En 1985, Augé (1985) caractérise l’anomalie en platinoïdes des chromitites de Tiébaghi. C’est une minéralisation à Os-Ir-Ru, liée à la présence de minéraux du groupe du platine en inclusion dans les cristaux de chromites. Sa paragenèse est dominée à 75% par la laurite (RuS2). Accessoirement on observe des sulfures d’osmium, d’iridium, de cuivre et de rares alliages (Pt, Pd, Fe).
En 1990, un programme de prospection mené par le BRGM repasse au peigne fin les massifs ophiolitiques de Nouvelle-Calédonie. Plusieurs anomalies sont découvertes, dont la plus prometteuse est celle de l’embouchure de la Rivière des Pirogues (Maurizot, 1992). La particularité de cette anomalie par rapport à toutes celles qui avaient été jusque là mise à jour, est le rôle majeur joué par le platine et palladium vis à vis des autres EGP.
Contrôle lithologique de la minéralisation
La minéralisation platinifère de la Rivière des Pirogues est associée à des chromitites stratiformes et à des dykes de pyroxénites chromifères situés à la base de la zone de transition entre dunite et pyroxénite (Augé et al., 1995).
Les dykes recoupant
Ils forment un réseau singulier dans les ensembles dunito-gabbroïque du massif du Sud (Augé, 1998). Ils regroupent une lithologie très variée, avec néanmoins une nette prédominance des dykes de pyroxénite. Accessoirement on rencontre un leucogabbro pegmatoïdique à hornblende noire, dit euphotide et rarement des dykes de werhlite (Maurizot, 1992).
Le réseau a une direction générale E-W (Figure III-2), et un pendage sub-vertical à vertical. Ce réseau de dykes est contemporain à l’arc de cercle gabbroïque, auquel il se raccorde dans la partie occidentale du secteur (Maurizot, 1992).
Les chromitites platinifères
Deux types de concentration de chromite ont été reconnus dans la formation cumulative de la Rivière des Pirogues (Augé et al., 1995 ; Augé, 1998).
Le premier correspond à des niveaux centimétriques de chromite stratiformes dans la dunite et la werhlite. Leur extension est métrique et ils sont souvent perpendiculaires aux dykes de pyroxénite. Le second forme des amas irréguliers ou des minéraux disséminés dans les dykes de pyroxénite et la werhlite.
Dans les deux cas la chromite se présente sous forme de cristaux automorphes ou sub-automorphes, de taille variant de la centaine de microns au millimètre. Elle se distingue chimiquement des chromites mantelliques par un appauvrissement en chrome (Cr2O3) corrélé à un enrichissement en FeOtotal. (Figure III-3).
Les alliages Pt-Fe
Ils se composent d’isoferroplatine (Pt3Fe) et d’associations de type Pt-Fe-Cu, sans qu’il ne soit possible de dire s’il s’agit de tétraferroplatine (PtFe) riches en Cu ou de tulameenite (Pt2FeCu) (Augé et al., 1995). Ils forment des grains automorphes avec ou sans d’autres MGP en inclusion. Le platine, composant majeur peut d’être partiellement remplacé par Pd, Ir et Rh. Le fer est parfois substitué par du cuivre.
La coopérite (PtS)
Augé et al. (1995), décrivent de petits grains de coopérite trouvés exclusivement en inclusions dans les cristaux de chromite. Ils sont dans quelques rares cas, accompagnés de petits grains de sulfures de Rhodium. Les compositions structurales des phases, calculées sur la base de deux atomes indiquent un excès de soufre M0.94S1.06 (Augé et al., 1995). De rares et faibles substitutions de Pt par Pd et Rh ont été signalées.
La laurite (RuS2)
Elle se présente en petits cristaux isolés ou en association complexe avec d’autres sulfures d’EGP. Leur composition varie peu d’un grain à l’autre, et elles ont exclusivement été observées en inclusion dans la chromite (Augé et al., 1995).
La boweIte
L’unique grain trouvé dans la minéralisation de la Rivière des Pirogues, l’a été en inclusion dans de la chromite. Sa composition est proche de (Rh1.36Ir0.62Cu0.02)Σ2.0S3.0 (Augé et al., 1995).
Les thiospinelles
Ce sont des composés de formule générale (Fe, Ni, Cu)(Ir, Rh, Pt)2S4 , trouvés en inclusion dans la chromite platinifère de la Rivière des Pirogues (Augé et al., 1995). Ils forment de petits cristaux libres ou associés à d’autres porteurs d’EGP.
Deux phases ont été distinguées : la malanite (Cu, Fe)(Pt,Rh)2S4 plus abondante, et la cuprorhodsite (Cu, Fe)(Rh, Ir)2S4.
Les oxydes d’EGP
Ces phases apparaissent aussi bien en roche qu’en latérites (Augé et al., 1994). Ils se présentent sous les faciès les plus divers, allant du grain automorphe non altéré, au grain sans forme spécifique et très poreux. Ils ont contrairement aux alliages et sulfures un pouvoir réflecteur faible et une composition chimique très variée. Les teneurs en oxygène varient entre 1 et 10 % de poids. La phase la plus abondante correspond aux oxydes de Pt-Fe. Accessoirement on trouve des oxydes de Ir-Fe-Rh, de Fe-Rh-Pt et de Pt-Ir-Fe-Rh.
Les formations latéritiques
Le secteur anomal de la Rivière des Pirogues est couvert d’un manteau d’altération de plusieurs mètres. La latéritisation affecte préférentiellement les niveaux de dunite et de werhlite, qui constituent les versants de la séquence ophiolitique.
Deux latérites types, se distinguent suivant la roche parentale (Figure III-4):
Les latérites jaunes sur dunite et werhlite : elles sont essentiellement présentes dans la partie orientale de l’anomalie. C’est sur ces formations que se rencontrent les profils les plus épais : 10 – 15 m. Un profil type de ce manteau se compose du bas vers le haut : de saprolite grossière, de saprolite fine, d’allotérite et d’un horizon sommital à pisolites. On observe occasionnellement des « paléo-surfaces » qui dédoublent l’horizon pisolitique, et souligne le caractère épisodique des dépôts et leur origine allochtone (Maurizot, 1992). Les formations de recouvrement et les latérites développées in-situ sont fréquemment ravinées en lavakas, laissant apparaître la roche mère et le réseau de dykes dans des coupes naturelles.
Les latérites rose-orangé sur pyroxénites et beige-blanc sur gabbros : elles sont surtout présentes dans la partie occidentale du secteur, et fossilisent le réseau de dykes basiques et ultrabasiques dans la zone anomale. Tout comme dans les altérites sur dunite et werhlite, l’érosion mécanique ouvre de grands lavakas dans les latérites sur pyroxénite et gabbro du secteur ouest.
C’est dans ces deux types d’altérites qu’ont été définis les profils d’altération, dans le but de caractériser le comportement minéralogique et géochimique des minéraux et éléments du groupe du platine en milieu latéritique.
La minéralisation secondaire de la Rivière des Pirogues
Les latérites qui couvrent la minéralisation en roche, présentent des enrichissements systématiques et continus en Pt et Pd en comparaison de la roche mère (Maurizot, 1992 ; Augé et al., 1994). Cette distribution spatiale des EPG selon les auteurs ne reflète ni l’abondance, ni l’extension des métallotectes de la minéralisation primaire. Elle ne s’explique alors que par une redistribution des platinoïdes dans le manteau d’altération.
La paragenèse associée à cette minéralisation secondaire est largement dominée par des alliages Pt-Fe de type isoferroplatine et des oxydes d’EGP (Augé et al., 1994): 60% d’alliages Pt-Fe de type isoferroplatine, les autres phases majeures sont des oxydes de Pt-Fe, des alliages Pt-Fe de type tétraferroplatine, et la tulameenite, accessoirement on trouve de la coopérite, des oxydes de Rh-Ir-Pt-Fe.
Hypothèse de mise en place de la minéralisation primaire & conclusion
L’hypothèse de mise en place rapportée dans ce travail a été proposée par Augé et al. (1995). D’après l’auteur, l’aspect stratiforme des chromitites platinifères de la Rivière des Pirogues, traduit un dépôt dans un environnement peu agité. La cristallisation s’est faite à partir d’un magma plus évolué que celui ayant généré les chromites mantelliques, et sous des conditions plus oxydantes que celles qui ont régi la formation des chromites podiformes (Tiébaghi) (Augé et al., 1995). Cette précipitation sous forte fugacité d’oxygène ƒ(O2) explique la prédominance de Pt sur les autres EGP, notamment Ir, Os et Ru dans la minéralisation de la Rivière des Pirogues (Amossé et al., 1990, 1993).
La co-existence d’alliages et de sulfures de EGP dans la minéralisation de la Rivière des Pirogues, est liée selon Augé (1995) à l’isolement des minéraux formés, dans des gangues de chromite et à une évolution rapide du milieu de précipitation. En effet, le contrôle lithologique des chromites à MGP par le réseau de dykes, et la discontinuité des métallotectes, suggèrent à l’auteur une genèse liée à des injections multiples de magmas mafiques dans la chambre, à partir de réseaux de fracturations. Ces apports de magmas dont l’origine serait la cristallisation incomplète de la séquence ophiolitique (le complexe filonien et les unités volcaniques qui terminent habituellement les séries ophiolitiques sont absents), ont entraîné une modification des conditions physico-chimiques de la chambre magmatique, plus particulièrement une baisse de la température et un accroissement de la ƒ(O ). Ces changements, combinés à la faible ƒ 2 fugacité initiale de soufre ( (S2)) de la chambre, ont induit une précipitation soudaine de MGP composés essentiellement d’alliages. Les MGP formés ont alors servi de germes pour la précipitation de la chromite qui a suivi (Augé, 1985).
La formation des chromites a induit à son tour un accroissement rapide de la fugacité du soufre ƒ(S2) du liquide résiduel, ce qui a conduit à la formation de sulfures. La nucléation dans les chromites des MGP déjà formés a empêché leur rééquilibrage avec un liquide résiduel devenu riche en soufre.
La discontinuité spatiale des métallotectes, indiquerait que ces évolutions sont restées locales, et n’ont affecté que les interfaces des magmas.
La roche saine
Le bedrock qui affleure au fond des lavakas de la zone anomale est une werhlite. Elle est parcourue de dykes pluri-décimétriques à métriques, de pyroxénite et de gabbro. Le pyroxène dans la werhlite se présente en cristaux de taille pluri-millimétrique à centimétrique et/ou en amas fusiformes de petits cristaux de pyroxènes. Le pyroxène est englobé dans une matrice microgrenue fortement serpentinisée.
L’abondance de la chromite dans cette formation varie du disséminé à des filonnets centimétriques et/ou des amas difformes. Les échantillons représentatifs de ce faciès sont PG34 et PG35.
La roche altérée cohérente ou saprolite grossière
Elle représente le premier mètre du profil d’altération (-330 à -220 cm). Le faciès présente une granulométrie hétérogène, et le pyroxène s’y distingue encore très nettement. L’horizon est disloqué en blocs pluri-centimétriques et décimétriques par un réseau de diaclases probablement lié à la percolation des solutions d’altération. Les blocs montrent à la cassure une zonation d’altération, avec une enveloppe externe brun-jaune et un cœur peu ou pas altéré de couleur gris-foncé. Le réseau de dykes, les filonnets et amas de chromite ne montrent aucune perturbation attribuable à la latéritisation. Deux échantillons ont été prélevés dans cet horizon : PG31 et PG32.
L’altérite friable ou saprolite fine
C’est un faciès plus homogène d’environ un mètre de puissance (-220 à -30 cm), de couleur brune, dans lequel le pyroxène n’est plus reconnaissable. Sa texture très fine lui confère une certaine plasticité. Le réseau de diaclases ci-dessus décrit persiste, dessinant des blocs centimétriques, dont les faces sont tapissées d’une mince couche noire d’aspect manganésifère. Ici, les blocs ne présentent plus de zonations d’altération à la cassure. Le réseau de dykes et les chromitites sont toujours peu perturbés par la latéritisation. La saprolite fine se tasse progressivement vers la surface, et passe à une altérite de couleur brun-rouge. Cinq échantillons représentent ce faciès : PG36, PG37, PG38, PG39, PG41.
L’horizon d’allotérite
La partie sommitale du profil (-30 à 0 cm), a subi un remaniement et un tassement, qui ont fait disparaître le réseau de diaclases. La structure de la roche mère n’y est plus préservée. Des nodules peu indurés et des pisolites ferrugineux font leur apparition.
Les pisolites, de taille généralement millimétrique montrent souvent à la cassure une structure concentrique : un cortex externe, très ferrugineux, de couleur rouge-sombre enveloppant un nucléus noir et d’éclat métallifère. Les échantillons pris dans ce faciès sont numérotés PG43 et PG44.
LE PROFIL PW
Le profil PW se situe en dehors de la zone anomale définie lors de la campagne de prospection minière de 1992 (Maurizot, 1992). Le substrat lithologique (échantillon PW0) est identique à celui du profil PG. Ce profil d’altération peu tronqué, est plus évolué par rapport au profil PG présente un horizon à pisolites (Figure IV-2). On distingue donc au dessus du bedrock, et sur une épaisseur d’environ 3m, quatre horizons d’altération : saprolite grossière (-300 à –210 cm, représentés par les échantillons PW1, PW3), saprolite fine (-210 à -150 cm, représentés par PW6), allotérite (-150 à –70 cm, représentés par PW8, PW10) et horizon à pisolites (-70 à 0 cm avec comme échantillons représentatifs PW12 et PW13). En dehors de l’horizon à pisolites, les autres faciès d’altération sont identiques à ceux décrits dans le profil PG.
L’horizon à pisolites
C’est un horizon de recouvrement de couleur rouge-sombre très riche en pisolites ferrugineux. Ils sont à la cassure, identiques à ceux décrits dans l’allotérite du profil PG. C’est un horizon très remanié avec d’importantes traces d’activités biologiques (racines, terriers). Le réseau de dykes disparaît et aucun indice macroscopique ne permet de rattacher cet horizon à la roche sous-jacente.
LE PROFIL PA
Ce profil est représentatif du réseau de dykes de pyroxénite, qui recoupent le niveau à werhlite de la séquence ophiolitique. Le profil correspond à un dyke orienté N80°, épais d’environ 70 cm, avec un pendage sub-vertical.
L’altération météorique qui l’affecte, dessine quatre faciès d’altération : saprolite grossière, saprolite fine, allotérite et horizon à pisolites (Figure IV-2). Le dyke et ses horizons d’altération sont encaissés dans un profil d’altération sur werhlite, identique à PG.
Profil d’altération sur werhlite
Il présente du bas vers le haut : une altérite friable à structure préservée (saprolite fine), un horizon intermédiaire remanié (allotérite) et un horizon sommital à pisolites. La saprolite fine représente les 2/3 de ce profil. Elle est identique au faciès décrit dans le profil PG. Le passage de la saprolite fine à l’horizon à pisolites est progressif et se fait par un horizon tassé et remanié. L’altérite perd progressivement sa teinte brun-jaune de la saprolite fine au profit d’une coloration brun-rouge.
Le Profil PA
La roche saine
C’est une pyroxénite chromifère, dans laquelle le pyroxène forme des méga-cristaux de taille centimétrique à pluri-centimétrique. La chromite se présente aussi bien en grains disséminés, qu’en amas difformes ou en lits millimétriques. Accessoirement et de façon sporadique on observe une amphibole noire. Ce faciès a été échantillonné à deux niveaux PA22 et PA21.
La saprolite grossière
Elle correspond au mètre inférieur du profil (-250 à -140 cm). La pyroxénite y est débitée en blocs pluri-centimétriques à décimétriques par un réseau de diaclases identique à celui observé dans la werhlite. Les blocs de formes cubiques, sont enveloppés d’une fine couche noire manganésifère, qui tache les doigts au touché. Chaque bloc présente à la cassure un cortex d’altération peu épais (quelques millimètres), de teinte beige-rose. Le reste de l’échantillon paraissant sain ou peu altéré.
À l’échelle des grains de pyroxène, on retrouve la même pellicule beige qui reste sur les doigts au touché et qui témoigne d’un début d’altération météorique. Les échantillons de cet horizon sont, PA20, PA19, PA17, PA16 et PA14.
La saprolite fine
Sur une épaisseur d’un demi-mètre (-140 à -100 cm), les blocs de pyroxénites sont progressivement remplacés par des cailloux dans le profil, et la matrice d’altération vire du beige-rose à l’orangé. Dans cet horizon, apparaissent les premières radicelles qui témoignent d’un début d’activité biologique. La structure de la roche mère est reconnaissable et traduit un changement de volume limité. Les chromitites ne montrent aucune modification attribuable à la transformation supergène. Les échantillons prélevés dans cet horizon sont PA15, PA12, PA11 et PA10.
L’allotérite : -100 à –40 cm
Les éléments de pyroxénites deviennent de plus en plus rares lorsqu’on se rapproche de la surface. Le dyke ne se distingue de l’encaissant que par quelques cailloux épars de pyroxénite non altérée et son produit d’altération orangé. Les chromitites ne forment plus que des grains dispersés dans le produit d’altération. Des nodules d’oxydes de fer peu indurés ainsi que les premiers pisolites bien indurés apparaissent. Dans cet horizon, les radicelles sont épigénisées par des précipitations d’oxydes de fer, formant des tubules de dimension millimétrique. La matrice d’altération vire progressivement de l’orangé au rouge. Les échantillons PA9, PA8, PA7, PA6, PA5, PA4 sont représentatifs de ce faciès.
Horizon à pisolites
Dans cet horizon remanié et bio-perturbé d’une quarantaine de centimètre (-40 à 0 cm), la filiation lithologique disparaît totalement. L’altéro-plasma coloré en rouge sombre et les pisolites ferrugineux sont à tout point de vue, identiques à ceux observables dans tout le secteur. Les échantillons pris dans cet horizons sont PA3, PA2 et PA1.
Evolution minéralogique et géochimique des profils d’altération
PROFIL PG
Evolution minéralogique globale
La werhlite non altérée a été observée au cœur des blocs de saprolite grossière. C’est une roche massive, à granulométrie hétérogène et de coloration grise à gris-foncé. La caractérisation minéralogique au microscope optique et par Diffraction de Rayons X (DRX), révèle essentiellement de l’olivine et du diopside. Accessoirement on observe de la chromite, et rarement de l’orthopyroxène (Figure IV-2).
L’olivine se présente en cristaux automorphes, recoupés par un réseau de veines remplies de serpentine et de granules ou chapelets de granules de minéraux opaques (Planche IV-1a). Les spectres de DRX révèlent que la serpentine est essentiellement composée d’antigorite (7.33 Å, 2.51 Å, 2.45 Å, 2.16 Å, 1.79 Å).
Le pyroxène forme des grains exclusivement xénomorphes, et montre très souvent une texture poécilitique. La chromite de taille généralement inférieure à 500 µm, se présente en grains automorphes ou sub-automorphes. Elle apparaît aussi bien en inclusion dans l’olivine qu’en position interstitielle entre les cristaux de péridot.
Les proportions semi-quantitatives des minéraux ont été déduites des spectres de DRX, à partir de la surface des pics principaux (Sanfo, 1994 ; Hamidi, 1996 ; Bamba, 1996). Elles indiquent que la werhlite saine est composée de 40 à 70% d’olivine, 30 à 45% d’antigorite et 10 à 20% de diopside.
Dans les saprolites, les silicates sont progressivement remplacés par la goethite (4.154 Å ; 3.373 Å ; 2.445 Å ; 2.688Å ; 1.729 Å).
L’olivine est le premier silicate affecté par la latéritisation. L’altération débute à l’interface antigorite – olivine, et progresse de manière centripète dans le grain. Cette altération débutante de l’olivine colore en brun-rouge l’antigorite, qui se confond rapidement avec les produits d’altération supergène. L’antigorite, encore saine au sommet de la saprolite grossière, disparaît très rapidement des spectres de DRX dès la base de la saprolite fine. Dans cet horizon, l’olivine ne subsiste qu’en noyaux centraux dans des cortex ferrugineux (Planche IV-1b). Le diopside est le silicate primaire qui résiste le mieux à la dégradation supergène. Il est peu affecté dans la saprolite grossière et subsiste en traces au sommet de la saprolite fine. Les silicates disparaissent totalement du profil d’altération au sommet de la saprolite fine (Figure IV-3).
La quantification de cette évolution des silicates dans le profil PG d’altération à partir des spectres de DRX, montre que la proportion d’olivine varie peu entre la roche saine et la base de la saprolite grossière (+ de 50% de la roche). Elle passe à moins de 30% au sommet de cet horizon. A la base de la saprolite fine, elle représente moins de 15% de l’altérite. L’antigorite voit sa proportion augmentée légèrement entre le bedrock et la saprolite grossière, passant de 35% à 40% en moyenne. A la base de la saprolite fine, l’antigorite ne compte plus que pour 5% environ de l’altérite, et disparaît très vite dans cet horizon. La proportion de diopside évolue peu entre la roche primaire et la saprolite grossière (autour de 15 % en moyenne). Elle passe à 10% en moyenne à la base de la saprolite fine, et disparaît au milieu de cet horizon. La goethite apparaît dans de la saprolite grossière et compte pour 15% en moyenne de la roche. Sa proportion atteint 50% à la base de la saprolite fine, et 100% au sommet de celle-ci.
Altération supergène de l’antigorite
Dans la saprolite grossière, la serpentine est colorée en brun par les hydroxydes de fer issus de l’altération débutante de l’olivine. Sa composition géochimique à ce stade reste très proche de celle du minéral parental.
L’altération supergène de la serpentine devient significative au sommet de la saprolite grossière. Les observations et les micro-diffractions de la matrice d’altération au MET, montrent que les lamelles d’antigorite se transforment en une phase poly-minérale (Planche IV-3a, b et c).
La caractérisation minéralogique par DRX sur échantillon orienté, révèle un mélange de smectites et d’antigorite parentale (Figure IV-5).
Les analyses semi-quantitatives par EDS (Tableau IV-6) montrent que la transformation se traduit chimiquement par une diminution des teneurs de magnésium qui passe de 43% poids de MgO en moyenne dans l’antigorite primaire à 3% poids en moyenne dans le produit d’altération. La silice voit ses teneurs croître de 42% poids à 68% poids de SiO2 entre l’antigorite et la matrice d’altération. Le fer passe de 14% poids de FeO* dans l’antigorite à 27% poids dans le produit d’altération (Figure IV-6).
Dans la saprolite fine et l’allotérite, la filiation minérale devient incertaine, rendant impossible la caractérisation des phases dérivées.
Bilan de l’altération des pyroxènes
Les variations géochimiques mises en évidence au cours de la ferritisation du pyroxène et illustrées à la Figure IV-10, ne peuvent être interprétées en terme de mobilité d’éléments que lorsqu’on prend en compte les variations de densités .
La ferritisation des pyroxènes préserve la structure du minéral parental jusqu’au sommet de la saprolite fine. Cette conservation traduit une réduction limitée du volume initial du minéral. Cela nous permet de quantifier l’évolution géochimique des pyroxènes dans les saprolites dans un raisonnement iso-volume suivant le principe et l’équation énoncés dans le chapitre VI.
Les résultats obtenus et consignés dans le tableau IV-12 montrent que le passage de l’enstatite au plasma goethitique à la base de la saprolite grossière se traduit par un enrichissement absolu en métaux : Al (+500%), Fe (+ 300%) et Ni (+2500%). Ces apports s’accompagnent d’un lessivage du magnésium de l’ordre de –90%. Le stock initial de silicium (Si) est également réduit d’environ 40%. De même, la ferritisation du diopside à la base de la saprolite grossière entraîne l’exportation d’au moins 50% du silicium initial et environ 80% du magnésium parental. La quasi-totalité du calcium est lessivée soit environ 98% du stock de départ. Les enrichissements absolus en métaux dans cette transformation sont de l’ordre de +400% pour Al, +1000% pour Fe et +900% pour Ni (Tableau IV-13).
Au sommet de la saprolite grossière, les alcalino-terreux sont totalement éliminés des franges altérées et les pertes de silice sont de l’ordre de –80%. Ces valeurs sont valables aussi bien pour l’ortho- que le clinopyroxène. Le taux d’accumulation du fer passe de +300 à +550%, et de +1000 à +1500 % respectivement pour l’enstatite et le diopside. Dans les deux cas, les facteurs d’accumulation de Al et Ni baissent par rapport à la base de l’horizon.
Dans la saprolite fine, les taux de transferts sont globalement identiques à ceux du sommet de la saprolite grossière.
Analyses à la microsonde électronique
Les analyses géochimiques à la microsonde électronique (Tableau V-1) révèlent des teneurs en chrome variant entre 40 et 45% de poids d’oxydes. Les teneurs en aluminium oscillent entre 7 à 12% de Al2O3, les concentrations de fer total se situent entre 35 et 40% de poids d’oxydes, alors que le magnésium titre entre 3 à 6% de MgO.
La composition chimique des chromites platinifères est relativement constante dans un diagramme ternaire Cr2O3-Al2O3-FeO, et se distingue nettement des chromites de la mine de Tiébaghi et des chromites disséminées du massif de péridotites du sud (Figure V-1).
Les proportions cationiques, calculées sur la base de 64 charges négatives sont consignées dans le Tableau V-1. La formule structurale moyenne de la chromite platinifère de la Rivière des Pirogues est proche de (Mg0.25Fe2+0.75)(Cr1.25Fe3+0.35 Al0.40 )O4. Le Fe3+ a été déduit du fer total, en supposant que le rapport stoechiométrique R3+/R2+ de la chromite est de 2/1 (R3+ = Cr3+, Al3+, Fe3+ , Ti4+ ; R2+ = Mg2+, Fe2+).
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Table des matières
CHAPITRE I : Introduction et Méthodologie
I INTRODUCTION
I.1 Evolution des concepts d’altération des minéraux du groupe du platine
I.1.1 Evolution des MGP pendant la serpentinisation hydrothermale
I.1.2 Evolution des MGP en milieu latéritique
I.2 Objectifs de l’étude
II Méthodes d’étude
II.1 Sur le terrain
II.1.1 Cartographie des formations de surface
II.1.2 Choix des profils d’altération et échantillonnage
II.1.3 La batée
II.2 Au laboratoire
II.2.1 Mesure des densités et de la porosité
II.2.2 Séparation minéralogique
II.2.3 Microscopie optique
II.2.4 Microscopie Electronique à Balayage (MEB)
II.2.5 Microsonde électronique
II.2.6 Microscopie Electronique à Transmission (MET)
II.2.7 Diffraction de Rayons X
II.2.8 Spectrométrie RAMAN
CHAPITRE II : Milieu Naturel
I Esquisse géographique
I.1 Climat
I.1.1 La pluviométrie
I.1.2 La température
I.2 Végétation
I.3 Le modelé
II Aperçu géologique
II.1 Le noyau ancien
II.2 La couverture sédimentaire
II.3 L’orogenèse néo-calédonienne
II.3.1 L’unité de Poya
II.3.2 La nappe des péridotites
II.3.3 L’unité métamorphique haute pression du nord
II.3.4 Transformations hydrothermales tardives des péridotites
II.3.4.1 La serpentinisation hydrothermale
II.3.4.2 L’altération latéritique
II.3.5 Les platinoïdes dans les roches ultrabasiques
CHAPITRE III : Minéralisation Platinifère de la Rivière des Pirogues
I INTRODUCTION
II Contexte géologique
II.1 Description sommaire des niveaux lithologiques
II.1.1 La dunite
II.1.2 La werhlite
II.1.3 La pyroxénite
II.1.4 Le gabbro
II.2 Contrôle lithologique de la minéralisation
II.2.1 Les dykes recoupant
II.2.2 Les chromitites platinifères
III La minéralisation en roche de la Rivière des Pirogues
III.1 Les alliages Pt-Fe
III.2 La coopérite (PtS)
III.3 La laurite (RuS2)
III.4 La bowieite
III.5 Les thiospinelles
III.6 Les oxydes d’EGP
IV Les formations latéritiques
V La minéralisation secondaire de la Rivière des Pirogues
VI Hypothèse de mise en place de la minéralisation primaire & conclusion
CHAPITRE IV : Pétrographie et Pétrologie des Profils d’Altération
I Introduction
II Description macroscopique et échantillonnage des profils d’altération
II.1 LE PROFIL PG
II.1.1 La roche saine
II.1.2 La roche altérée cohérente ou saprolite grossière
II.1.3 L’altérite friable ou saprolite fine
II.1.4 L’horizon d’allotérite
II.2 LE PROFIL PW
II.2.1 L’horizon à pisolites
II.3 LE PROFIL PA
II.3.1 Profil d’altération sur werhlite
II.3.2 Le Profil PA
II.3.2.1 La roche saine
II.3.2.2 La saprolite grossière
II.3.2.3 La saprolite fine
II.3.2.4 L’allotérite : -100 à –40 cm
II.3.2.5 Horizon à pisolites
III Evolution minéralogique et géochimique des profils d’altération
III.1 PROFIL PG
III.1.1 Evolution minéralogique globale
III.1.2 Evolution minéralogique et chimique des principales phases dans la werhlite
III.1.2.1 L’olivine Saine
III.1.2.1.1 La serpentinisation de l’olivine
III.1.2.1.2 Discussion
III.1.2.2 Altération supergène de l’olivine
III.1.2.3 Altération supergène de l’antigorite
III.1.2.3.1 Discussion
III.2 Profil PA
III.2.1 Evolution minéralogique globale
III.2.1.1 L’allotérite et l’horizon à pisolites
III.2.2 Evolution minéralogique et chimique des pyroxènes
III.2.2.1 Les pyroxènes primaires
III.2.2.2 Serpentinisation du pyroxène
III.2.2.2.1 Discussion
III.2.2.3 Altération supergène des pyroxènes
III.2.2.4 Bilan de l’altération des pyroxènes
III.2.2.4.1 Discussion
III.3 Conclusion
CHAPITRE V : Pétrologie des Chromites Platinifères de la Rivière des Pirogues
I Introduction
II La chromite primaire
II.1 Analyses à la microsonde électronique
II.2 Le rapport Cr#
II.3 Le rapport Mg#
II.4 Le rapport Cr/Fe* (Fe* = Fe2+ + Fe3+)
II.5 Le Titane : Ti
II.6 Manganèse (Mn), Nickel (Ni), Zinc (Zn)
II.7 Discussion
III Serpentinisation et évolution des chromites
III.1 Transformation minéralogique et géochimique des chromites dans les veines de serpentinisation
III.2 Discussion
IV Altération latéritique et évolution des chromites
IV.1 Evolution morphologique et géochimique des grains de chromite dans le manteau latéritique
IV.2 Discussion
V Conclusion
CHAPITRE VI : Bilans Géochimiques et Transferts de Matières
I Introduction
II Distribution des éléments dans les profils d’altération
II.1 Le manteau d’altération sur werhlite : Profil PG
II.1.1 Les éléments majeurs : SiO2, MgO, Fe2O3
II.1.2 Les éléments mineurs : Al2O3 et Cr2O3
II.1.3 Les métaux de transition et métaux traces : Mn, Co, Ni, et Ti
II.2 Manteau d’altération sur pyroxénite : Profil PA
II.2.1 Les éléments majeurs : SiO2, MgO, CaO, Fe2O3
II.2.2 Les éléments mineurs : Cr2O3 et Al2O3
II.2.3 Les métaux de transition et métaux traces : Mn, Ni, Co et Ti
II.2.4 Discussion
III Bilans de l’altération
III.1 Choix d’un invariant
III.2 Méthode de Calcul
III.3 Densités Réelle, Apparente et Porosité
III.4 Résultats
III.5 Discussion
III.6 Bilans Géochimiques de l’Altération Supergène
III.6.1 Manteau d’altération sur werhlite : Profil PG
III.6.1.1 Les éléments très mobiles : Si et Mg
III.6.1.2 Les éléments mobiles : le chrome
II.5.1.3 Les éléments enrichis : Fe, Mn, Ni et Co
III.6.2 Manteau d’altération sur pyroxénite : Profil PA
III.6.2.1 Les éléments mobiles : Si, Ca, Mg
III.6.2.2 Les éléments enrichis : Ni, Mn, Co et Fe
IV Bilans de masse dans les profils d’altération
V Discussion & Conclusion
Sommaire
CHAPITRE VII : Comportement Géochimique et Minéralogique des Platinoïdes en environnement Latéritique
I Introduction
II Distribution chimique de Pt et Pd dans les profils d’altération
II.1 Profil d’altération sur pyroxénite chromifère : Profil PA
II.2 Manteau d’altération sur werhlite : Profil PG
II.3 Le profil PW
II.4 Discussion
III Les minéraux du groupe du platine dans le manteau d’altération
III.1 Séparation des minéraux du groupe du platine
III.2 Distribution des minéraux du groupe du platine dans le manteau d’altération
III.3 Morphologie des grains de MGP dans le manteau latéritique
III.4 Discussion
IV Les principaux Minéraux du Groupe du Platine
IV.1 L’Isoferroplatine (Pt3Fe)
IV.2 Les alliages Pt-Fe-Cu
IV.2.1 Le Tétraferroplatine (PtFe)
IV.2.2 La Tulameenite (Pt2FeCu)
IV.3 Les oxydes d’EGP
IV.3.1 Les oxydes Pt-Fe
IV.3.2 Les oxydes de Pt-Fe-Cu
IV.3.3 Les oxydes de Rh-Ir-Pt-Fe
IV.4 Principaux faciès de MGP dans le manteau d’altération
IV.5 Caractérisation géochimique de quelques faciès
IV.5.1 Les particules zonées à cortex discontinus
IV.5.2 Les particules composites
IV.6 Discussion
V Evolution géochimique et minéralogique des MGP dans le manteau d’altération
V.1 Oxydes de Pt-Fe
V.2 Alliages Pt-Fe-Cu
V.3 Discussion
VI Conclusion
CHAPITRE VIII : Conclusion générale et Perspectives
I Conclusion générale
I.1 La serpentinisation hydrothermale
I.1.1 Serpentinisation de l’olivine
I.1.2 Serpentinisation du pyroxène
I.1.3 Evolution hydrothermale de la chromite
I.1.4 Modification hydrothermale de la minéralisation platinifère
I.2 L’altération latéritique
II Perspectives
II.1 Applications à la prospection minière
II.2 Les perspectives fondamentales
REFERENCES
BIBLIOGRAPHIQUES
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