1-3: Description sommaire des formations de la région de KATIOLA-MARABADIASSA

Les travaux récents de Doumbia (1997) ont permis d'établir une distinction au sein de l'ensemble des roches volcaniques. Cet auteur a ainsi pu distinguer les volcanites de ceintures, les volcanites de bassin et les pointements de volcanites acides qui affleurent à la bordure de massifs granitoïdes.

Les volcanites de ceintures ou roches vertes renferment les roches volcano-plutoniques basiques (métabasaltes et métagabbros) et hypovolcaniques neutres (méta-dolérites). Les équivalents de ces formations dans la région de Zuénoula sont le massif de métagabbro de Koupéla et les formations basiques au Sud de la granodiorite de Dianfla.

Les volcanites de bassin sont constituées de pyroclastites (à fragments scoriacés et de lambeaux de laves aplatis), de laves massives ou bréchiques. Ces volcanites sont interstratifiées dans les formations sédimentaires (conglomérats, arkoses et grès arkosiques). Les équivalents de ces formations, dans la région de Zuénoula, sont les formations méta-andésitiques constituant la grande majorité des formations volcaniques du bassin de la Marahoué.

II-2:STRUCTURATION DES VOLCANITES ET SEDIMENTS

Les surfaces de stratification S0 sont rares et souvent transposées à la schistosité qui affecte les roches. Les observations de terrain et microscopiques nous ont permis d'identifier trois étapes dans la déformation des volcanites et des sédiments, que nous désignons respectivement par D₁, D₂ et D₃. Signalons que cette appellation n'est pas en relation avec les phases de déformation définies par Feybesse et al. (1989), mais tient compte de l'évolution de la déformation.

II-2-1: La déformation D₁

Cette étape de déformation est locale et se manifeste aux abords de certains plutons granitiques. Elle correspond à la déformation périplutonique ou de volume rattachée à la mise en place de granitoïdes et décrite au NE de la Côte-d'Ivoire par Delor et al. (1994, 1995a, 1995c), et par Vidal et al. (1996). Elle a été observée dans les métasédiments et métagabbros de Koupéla. Elle se manifeste par une foliation S1 et par une linéation L1.

Le métagabbro de Koupéla est bordé, dans sa partie SE, par le massif granitique de Bouaflé-Koupéla qui le recoupe partiellement.

La foliation S₁ observée est pénétrative et matérialisée par une recristallisation de biotite-muscovite (dans les métasédiments), de chlorite-amphibole (dans le métagabbro) indiquant un métamorphisme thermique qui accompagne la mise en place du granite de Bouaflé-Koupéla (fig. III-14). Cette S1 tourne autour des granites. Par endroits apparaissent des filons à quartz-feldspath plissés à axe faiblement penté à l'approche des granites. La linéation L1, lorsqu'elle est visible, est à fort plongement (type "dip-down") vers l'W-NW (fig. III-14). L'intensité de la déformation diminue lorsqu'on s'éloigne du contact granite-encaissant. On peut observer une texture presque équante à la bordure ouest du métagabbro de Koupéla (zone la plus éloignée du granite de Koupéla).

Figure III- 14: Bloc-diagramme montrant l'interprétation schématique de la phase de déformation D₁ liée à la mise en place du massif granitique de Bouaflé-Koupéla. La déformation liée aux décrochements a été ignorée volontairement pour mieux rendre compte de la D1.

II-2-2: La déformation D2

Cette déformation est la plus marquée et affecte l'ensemble des roches. Elle s'apparente à une déformation liée à une tectonique décrochante elle-même contemporaine de la phase compressive à 2,1 Ga NW-SE déjà décrite ailleurs pour l'Afrique de l'Ouest (Bard, 1974; Lemoine, 1988; Ama Salah et al., 1996; Vidal et al., 1996; Doumbia, 1997). La déformation est matérialisée par des foliations transposées à la stratification S0 des métasédiments, des plans de cisaillement (associations S/C) et une linéation.

La foliation S₂ est pénétrative avec un pendage qui varie de 90° à 45°. La direction passe du N00° vers N50° et vers N00° du Sud au Nord (fig. III-15). Ce schéma décrit une structure sigmoïde à l'échelle régionale avec un déplacement senestre (fig. III-1). L'angle augmente lorsqu'on s'éloigne des grands couloirs de décrochements. Le report des pôles de la foliation sur un stéréogramme rend compte de cette rotation de sa direction.

Figure III- 15: Diagrammes des pôles de la foliation S₂ et de la linéation L₂ de la bordure est.

Cette foliation est accompagnée d'une linéation minérale et d'étirement (L₂) (micas et

minéraux ferromagnésiens) subhorizontale à faiblement pentée (fig. III-15). Des plis (P2), à l'échelle régionale, à axe subhorizontal orienté globalement NE-SW accompagnent également cette foliation. A l'approche des grands accidents, des microplis isoclinaux s'individualisent (fig. III-16).

La déformation D2 a un comportement progressif qui se matérialise par une deuxième

foliation S'₂ associée aux plans C de cisaillement. On peut l'assimiler à une schistosité de plan

axial d'une deuxième famille de microplis (P'₂) à axe fortement penté (fig. III-16) ou de

boudinage de filons de quartz. Cette S'₂ a une direction généralement comprise entre N50° et

N90° selon l'intensité du décrochement. On aurait cependant pu attribuer les structures S'2 et

P'2 à une autre phase de déformation, mais les observations de terrain montrent que ces structures disparaissent lorsqu'on s'éloigne des grands couloirs décrochants sénestres méridiens. Leur apparition est donc liée au fonctionnement de ces décrochements.

La phase D₂ tend à oblitérer la D₁. Les surfaces S₁ ne sont plus visibles et des zones de mylonitisation peuvent apparaître à l'interface granite-encaissant.

Nous avons représenté (fig. III-16) la disposition des différentes structures les unes par rapport aux autres, à l'échelle de l'échantillon.

Figure III- 16: Mise en évidence des structures liées à la phase de déformation D₂. Les plans C" sont des fractures sénestres, probablement post D₂.

II-2-3: La déformation D₃

La déformation D3 est inégalement répartie et se traduit sur le terrain par une schistosité de crénulation orientée globalement N120°E dans les arkoses, pélites et volcano-sédiments (fig. III-13G). Elle est attribuée à un serrage tardif NNE-SSW (Vidal, 1987; Siméon

et al., 1992; Vidal et al., 1996). Elle est faiblement représentée.

II-3:CONDITIONS DE CRISTALLISATION DES MINERAUX SECONDAIRES

Comparées aux granitoïdes, les roches volcaniques et sédimentaires montrent des assemblages plus métamorphiques. C'est également dans celles-ci que la déformation est plus intense. La présence fréquente de reliques de minéraux tels que le clinopyroxène et l'amphibole traduit l'absence d'équilibre entre les minéraux. Nous pouvons estimer les conditions de cristallisation des minéraux secondaires en comparant les assemblages aux résultats des travaux expérimentaux de Cooper (1972); Harte et Graham (1975); Maruyama et

al. (1983); Schmidt et al. (1997). Les assemblages retenus sont:

•••• Hornblende+Actinote+Plagioclase+Chlorite±Epidote (1)

Cet assemblage a été rencontré dans le métagabbro de Koupéla et correspond au faciès schistes verts (Cooper, 1972; Schmidt et al., 1997). A cet assemblage s'ajoute la biotite, une

abondance de la hornblende et de plus faibles teneurs en chlorite lorsqu'on se rapproche du granite de Bouaflé-Koupéla. Ceci correspond au faciès amphibolite et est donc associé à la

déformation D1 décrite plus haut. C'est un métamophisme thermique qui est lié à la mise en

place du granite.

•••• Actinote+Epidote+Chlorite+Oxydes±Quartz (2)

Cet assemblage correspond également au faciès schistes verts (Harte et Graham, 1975) que nous rencontrons dans les métabasites au Sud de la granodiorite de Dianfla.

•••• Actinote±(Hornblende?)+Chlorite+Albite+Epidote (3)

Cet assemblage correspond au faciès schistes verts (Maruyama et al., 1983). A cet assemblage s'ajoutent la calcite et le quartz, dont l'apparition se fait en présence de CO2 et

H2O (Harte et Graham, 1975). Les réactions peuvent être exprimées par:

* Actinote+H2O+CO2 ⇒⇒⇒⇒ Chlorite+Calcite+Quartz (3a)

* Hornblende+H2O+CO2 ⇒⇒⇒⇒ Chlorite+Epidote+Calcite (3b)

* Actinote+Epidote+H2O+CO2 ⇒⇒⇒⇒ Chlorite+Calcite+Quartz (3c)

On peut observer l'assemblage (3)+calcite+quartz dans le faciès intermédiaire à andésitique du bassin de la Marahoué. Les nombreuses fractures qui bordent ou qui recoupent ces formations pourraient être particulièrement favorables à la circulation des fluides tardifs

(H₂O et CO₂). Lorsque la biotite s'ajoute à cet assemblage, nous avons les volcano-sédiments

pyroclastitiques.

•••• Chlorite+Epidote+Séricite±Calcite (4)

Cet assemblage caractérise les roches métasédimentaires et correspond à un métamor-phisme de faible degré dans le faciès schistes verts. Lorsque nous avons de la biotite, les roches sont des micaschistes, proches des massifs granitoïdes (cas de l'enclave de micaschiste dans l'apophyse granitique de Danangoro que nous décrirons dans le chapitre IV).

Les assemblages (2), (3), et (4) qui correspondent au faciès schistes verts se

rencontrent principalement dans les zones où nous avons décrit la déformation D2. En

présence de fluides la calcite (3a,b,c) apparaît par le biais des fractures.

D'autres assemblages ont été décrits dans la région de Katiola-Marabadiassa et correspondent, soit au faciès prehnite-actinote (Doumbia, 1997), soit à des cornéennes à