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Thèse de doctorat/ PhD Thesis Citation APA:

Elfadili, S. (1998). Pétrogenèse des nodules d'éclogites des kimberlites de mbuji mayi (R.D. Congo, Ex-Zaïre) : étude pétrologique et géochimique (Unpublished doctoral dissertation). Université libre de Bruxelles, Faculté des sciences, Bruxelles.

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Faculté des Sciences

Département des Sciences de la Terre et de l’Environnement

PETROGENESE DES NODULES D’ECLOGITES DES KIMBERLITES DE MBUJI MAYI

(R.D. CONGO, EX-ZAÏRE)

Etude pétrologique et géochimique

Thèse présentée pour l’obtention du grade académique de Docteur en Sciences

Saïd EL FADILI

Directeur de Thèse : Prof. D. DEMAIFFE

Octobre 1998

Ce travail est dédié à deux

femmes qui ont tout donné pour

moi : ma mère et mon épouse.

Le mérite de lancer ce travail sur les nodules d’éclogite revient à l’Ingénieur C. Fieremans et au professeur D. Demaiffe.

Mes remerciements les plus sincères et ma plus grande reconnaissance s’adressent tout particulièrement au professeur D. Demaiffe qui m’a accueilli avec beaucoup de sympathie dans son laboratoire et a accepté la direction de ce travail. Depuis le premier jour, le professeur D. Demaiffe a suivi le déroulement de ce travail avec un intérêt particulier et sans relâche. Il a toujours été à l’écoute et a su intervenir quand c’était nécessaire; il m’a accordé de nombreux entretiens me faisant ainsi bénéficier de sa riche expérience et m’a appris la rigueur et la prudence. Il m’a toujours soutenu aussi bien financièrement que moralement (particulièrement pendant ma période de maladie). Pendant 6 années de recherches, j’ai donc découvert non seulement un professeur et directeur de thèse de grandes qualités scientifiques, mais également un homme avec des qualités humaines exceptionnelles. Merci DD.

C’est à l’Ingénieur C. Fieremans que je dois la possibilité de réaliser ce travail : il nous a aimablement fourni 148 nodules d’éclogite. Cet homme s’est illustré pendant des dizaines d’années dans le domaine de la géologie minière à la société minière du Backwanga (MIBA) au Congo (ex-Zaïre). Qu’il veuille bien trouver ici l’expression de ma reconnaissance la plus sincère.

Je remercie sincèrement le professeur honoraire J. Michot (anciennement directeur des laboratoires associés de géologie) pour m’avoir accepté dans son laboratoire.

Mes remerciements les plus particuliers s’adressent à mon ancien patron et professeur L.

Doyen pour m’avoir accepté dans son laboratoire en tant qu’Assistant et Chercheur, ce qui

m’a permis d’assurer des ressources financières et mener ainsi à bien ce travail.

Je voudrais exprimer ma reconnaissance et ma gratitude les plus sincères au Dr. L. André pour les nombreuses discussions intéressantes que nous avons eues ensemble et surtout pour sa fructueuse collaboration en ce qui concerne le dosage des éléments en traces par ICP-MS conventionnel et ICP-MS sonde laser au Musée Royal d’Afrique Centrale.

Je remercie vivement le Dr. E. Jagoutz de Max Planck Institut für Chemie (Mainz, Allemagne) pour avoir aimablement accepté de relire ce travail et de faire partie du jury.

C’est pour nous un honneur de voir ce grand géochimiste, sans doute un des plus grands spécialistes des éclogites du manteau, s’intéresser à ce travail.

Je suis également reconnaissant à Madame D. Weis, maître de recherches FNRS, pour son aide efficace et ses conseils judicieux en matière d’analyses isotopiques au spectromètre de masse.

Je suis très reconnaissant au Dr. J.P. Liégeois pour son aide au pilotage du spectromètre de masse et pour ses conseils fort intéressants en géochimie isotopique-géochronologie et en informatique.

J’adresse des remerciements tous particuliers au professeur A. Bernard pour la réalisation des analyses au microscope électronique à balayage. J’ai été très sensible à son aide et sa grande disponibilité et j’ai découvert quelqu’un de profondément humain.

Je tiens à remercier vivement le professeur J. Jedwab pour les nombreuses discussions que nous avons eues au sujet des diamants et des phosphates (principalement la whitlockite) et pour m’avoir aidé à résoudre plusieurs problèmes minéralogiques (analyses au microscope électronique à balayage).

Mes plus grands remerciements s’adressent également au Dr. B. Bingen pour la précieuse

assistance qu’il m’a apportée tant pour la séparation des minéraux que pour le comptage

de points.

analyses isotopiques de l’oxygène et de carbone (en cours) et surtout pour leur accueil chaleureux au laboratoire des isotopes stables (GIS) de l’Université Paris VII à Paris.

Je suis particulièrement reconnaissant au professeur Panou pour m’avoir consacré beaucoup de son précieux temps pour les mesures de masse spécifique.

J’exprime ma très vive reconnaissance au Dr. Kampata (Université Catholique de Louvain- La-Neuve) pour m’avoir aimablement fourni 8 nodules et pour ses précieux conseils dans le domaine de la thermobarométrie.

Je tiens à remercier profondément le Professeur Duchesne (Université de Liège) pour son généreux don de 4 nodules dont celui à diamant.

M. G. Bologne (Université de Liège) est vivement remercié pour le dosage des éléments majeurs par fluorescence X.

M. J. Wautier est également remercié pour les analyses des minéraux par microsonde électronique.

Je remercie vivement tous les membres du département des Sciences de la Terre et de l’Environnement (DSTE) pour leur collaboration et leur soutien ;

- le Chargé de cours J. Scoates pour ses précieux conseils en pétrologie et son aide efficace en informatique;

- le Dr. Matielli pour sa grande disponibilité et ses nombreux conseils en matière de dosage des isotopes;

- le Professeur A. Herbosh pour la réalisation d’une partie des analyses (Rb et Sr) à la fluorescence X;

- J.P. Mennessier pour m’avoir encadré en matière de préparations chimiques et

patiemment guidé au pilotage du spectromètre de masse;

- F. Africano pour son aide à la réalisation des analyses et à la prise des photos au microscope électronique à balayage.

- C. Chaval et Ch. Gilson pour leurs aides efficaces concernant les préparations chimiques;

- P. Hermand et J. Vandevandel pour la réalisation des filaments:

- G. Bernadinis pour la réalisation particuliérement difficile des lames minces et pour l’aide efficace à l’extraction des diamants à partir du nodule.

- P. Kubben pour la réalisation des sections polies;

- Claude Maerschalk pour la réalisation d’une partie des analyses isotopiques;

- N. Cromps pour ses belles réalisations artistiques (graphes, cartes et photos);

- M. J. Spronck pour son aide précieuse dans de multiples tracas administratifs.

And last but not least mes compagnons de route Nanou, Tamimount et Zakia qui ont si bien su me prodiguer leurs sincères amitiés.

Je me tourne vers mes parents et toute ma famille qui ont fait énormément de sacrifices et qui ont toujours rêvé d’avoir un docteur dans la famille. Je leur suis très reconnaissant et leur dois affection et tendresse. Ali m’a montré à la fois une profonde amitié et un lien familial solide.

La personne qui m’a donné toute l’affection du monde et m’a permis de mener ce travail à

son terme, c’est bien sûr ma tendre épouse, Nathalie. C’EST A ELLE QUE JE DOIS TOUT.

i. INTRODUCTION

II. LES ECLOGITES DES KIMBERLITES : SYNTHESE DES TRAVAUX ANTERIEURS 5 11.1. TERMINOLOGIE

11.2. DEFINITION RECENTE DE L’ECLOGITE LITHO-TYPE 11.2.1. Rappel

11.2.2. Définition récente

11.3. DEFINITION DU FACIES ECLOGITE 11.4. CLASSIFICATION DES ECLOGITES

11.5. CLASSIFICATION DES ECLOGITES DANS LES KIMBERLITES 11.6. ORIGINE DES ECLOGITES DES KIMBERLITES

II. 6.1. Le Fractionnement magmatique à haute pression

II. 6.2. La transformation métamorphique du matériel océanique crustal subducté 11.6.3. Autres hypothèses

11.6.3.1. Le sous-plaquage magmatique à la limite croûte-manteau et dans le manteau supérieur

11.6.3.2. Résidus de fusion

III. LES KIMBERLITES DE MBUJI MAYI (KASAI, R.D. CONGO) 21 III. 1. INTRODUCTION

111.2. APERÇU DE GEOLOGIE REGIONALE 111.3. LES KIMBERLITES AU CONGO

111.4. CONCLUSION

IV. DESCRIPTION PETROGRAPHIQUE DETAILLE DE LA SUITE DES NODULES 29 IV. 1. INTRODUCTION

IV.2. DESCRIPTION MACROSCOPIQUE IV.2.1. Introduction

IV. 2.2. Formes et dimensions IV.2.3. Masse spécifique

IV.3. DESCRIPTION MICROSCOPIQUE

IV. 3.1. Eclogites

IV.3.1.1. Introduction

IV.3.1.2. Classification structurale des éclogites de Mbuji Mayi IV.3.1.3. Classification minéralogique des éclogites de Mbuji Mayi IV.3.1.4. Description pétrographique des éclogites de Mbuji Mayi

IV.3.1.4.1. Minéraux essentiels IV.3.1.4.2. Minéraux accessoires

IV.3.1.4.3. Fusion des éclogites de Mbuji Mayi

IV.3.1.4.4. Evénements métasomatiques affectant les éclogites de Mbuji Mayi

IV. 3.2. Granulites

IV.3.2.1. Les granulites à omphacite IV.3.2.2. Les granulites à disthène IV. 3.3. Clinopyroxénites à grenat

IV. 4. CONCLUSIONS

V. CHIMIE MINERALE ET THERMOBAROMETRIE 73

V. 1. INTRODUCTION

V.2. METHODE ANALYTIQUE

V.3. COMPOSITIONS CHIMIQUES DES MINERAUX V. 3.1. Clinopyroxène

V.3.2. Grenat

V.3.3. Minéraux accessoires

V.4. ESTIMATIONS GEOTHERMOBAROMETRIQUES V.4.1. Estimations de la température

V.4.2. Estimations de la pression

V.4.3. Estimations géothermobarométriques des éclogites de Mbuji Mayi V.4.3.1. Températures

V.4.3.2. Pressions V.5. DISCUSSIONS

V.5.1. Variations de composition des phases principales dans les trois groupes d’éclogites

V.5.2. Structure spongieuse du clinopyroxène et fusion partielle des nodules éclogitiques

V.5.3. Structure lamellaire et en colliers (« necklace ») du grenat

V.5.4. Conditions thermobarométriques

VI. GEOCHIMIE DES ELEMENTS MAJEURS ET TRACES 133 VI. 1. INTRODUCTION

VI.2. ELEMENTS MAJEURS VI. 2.1. Méthode analytique Vi.2.2. Présentation des résultats

Vl.2.2.1. Roches totales analysées

Vl.2.2.2. Roches totales recalculées : composition des protolithes Vl.2.2.3. Normes des protolithes

VI.2.2.4. Variations des teneurs en éléments majeurs VI.3. ELEMENTS EN TRACES

VI. 3.1. Introduction

VI. 3.2. Roches totales analysées

VI.3.2.1. Méthode analytique : ICP-MS conventionnel VI.3.2.2. Présentation des résultats

VI. 3.3. Analyses des minéraux par ICP-MS conventionnel Vl.3.3.1. Introduction

VI.3.3.2. Méthode analytique Vl.3.3.3. Présentation des résultats

VI. 3.4. Analyses des minéraux parla sonde laser couplée à l’ICP-MS Vl.3.4.1. Introduction

Vl.3.4.2. Méthode analytique Vl.3.4.3. Présentation des résultats

VI.3.4.4. Coefficients de partage entre le clinopyroxène et le grenat VI. 3.5. Roches totales recalculées : compositions des protolithes

VI.4. DISCUSSIONS

VI. 4.1. Influence du métasomatisme sur les éclogites de Mbuji Mayi

VI. 4.2. Nature des protolithes et mode de formation des éclogites de Mbuji Mayi

VIL GEOCHRONOLOGIE ET GEOCHIMIE ISOTOPIQUE 213

VII. 1. INTRODUCTION

VII.2. PROCEDURE ANALYTIQUE

VII. 2.1. Lessivage des grains

VI 1.2.2. Attaque des échantillons

VI 1.2.3. Passage des solutions sur les colonnes échangeuses d’ions VI 1.2.4. Mesures au spectromètre de masse

VII.3. GEOCHRONOLOGIE

VI 1.3.1. Rb-Sr: roches totales VI 1.3.2. Rb-Sr: minéraux VI 1.3.3. Sm-Nd : roches totales VI 1.3.4. Sm-Nd : minéraux VII.4. GEOCHIMIE ISOTOPIQUE

VII. 4.1. Roches totales analysées VI 1.4.2. Minéraux séparés

VII. 4.3. Composition isotopique des minéraux métasomatiques : comparaison avec la kimberlite hôte

VII. 4.4. Roches totales recalculées VII.5. DISCUSSIONS

VI 1.5.1. L’âge de formation des éclogites de Mbuji Mayi

VI 1.5.2. Caractérisation isotopique de la région-source des éclogites de Mbuji Mayi VI 1.5.3. Caractérisation isotopique du (des) fluide(s) métasomatique(s) qui a (ont)

affecté les éclogites de Mbuji Mayi et ses (leurs) implications

VIII. MODELE PETROGENETIQUE DES ECLOGITES DE MBUJI MAYI 245 VII.1. LE PROBLEME DE L’ORIGINE DES ECLOGITES DU MANTEAU

VII. 2. COMPARAISON ENTRE LES ECLOGITES DE MBUJI MAYI ET CELLES DE UDACHNAYA, BELLSBANK, ROBERTS VICTOR ET KOIDU

VIII. 3. COMPARAISON ENTRE LES ECLOGITES DE MBUJI MAYI, LES GABBRONORITES DU KASAÏ, LES RESIDUS DE FUSION D’UN BASALTE ET LES SEQUENCES OPHIOLITIQUES (BASALTES/GABBROS)

VIII.4. PROPOSITION D’UN MODELE PETROGENETIQUE POUR LES ECLOGITES ET GRANULITES DE MBUJI MAYI

VIII.5. CONCLUSION

IX. CONCLUSIONS GENERALES 265

1

Chapitre I : INTRODUCTION

La connaissance du manteau supérieur et de la croûte profonde est essentielle pour la compréhension du développement de la terre, de son histoire géologique et de son évolution géochimique. L’échantillonnage direct de ces parties du globe terrestre est cependant rarement possible. Ainsi, nos connaissances sur la structure interne de la terre sont basées sur des données géophysiques et plus particuliérement sur les différences de vitesse de propagation des ondes sismiques. On ne possède cependant que peu d’informations sur la géochimie et la minéralogie des parties profondes de la terre.

Depuis une trentaine d’années, les géologues ont développé des moyens indirects qui permettent de saisir la géochimie et la minéralogie du manteau supérieur et de la croûte inférieure. En effet, ils ont développé l’étude des fragments, encore appelés nodules ou xénolithes, de roches dérivées du manteau (lherzolites, éclogites, clinopyroxénites) et de la croûte profonde (granulites) qui ont été amenés à la surface lors des éruptions de basaltes alcalins et surtout de kimberiites.

Les volcans kimberlitiques et basaltiques sont donc considérés comme des « fenêtres » par lesquelles les géologues « observent » les processus qui se déroulent dans la croûte profonde et le manteau supérieur. En effet, les nodules trouvés dans les kimberiites et les basaltes alcalins nous permettent d’acquérir de nombreuses informations, à savoir:

- la nature minéralogique et pétrographique des roches mantelliques et crustales ainsi

que leurs caractéristiques géochimiques;

- l’estimation des conditions thermobarométriques qui régnaient lors de la formation de ces roches;

- le partage des éléments lors des phénomènes de fusion partielle et/ou de cristallisation magmatique (équilibre liquide/solide) ou lors des processus de recristallisation métamorphique (équilibre solide/solide);

- le recyclage éventuel des matériaux d’origine crustale (croûte océanique ou croûte continentale) lors du processus de subduction;

- les transformations métasomatiques subies par les roches.

Les recherches entreprises dans le cadre de cette thèse sont focalisées sur les nodules d’éclogite et de granulite trouvés dans les kimberlites de Mbuji Mayi (R.D. Congo, ex- Zaïre).

L’objectif majeur que nous nous sommes fixés dans ce travail est l’élaboration d’un modèle pétrogénétique pour ces nodules éclogitiques et granulitiques.

Pour ce faire, différentes approches ont été utilisées; elles sont synthétisées dans les 9 chapitres qui constituent cette thèse. Après une synthèse détaillée des travaux qui ont été publiés dans la littérature sur les nodules éclogitiques d’autres provinces kimberiitiques dans le monde, le cadre géologique de la région de Mbuji Mayi sera présenté.

Notre étude proprement dite commence par la description pétrographique détaillée des

échantillons, suivie de la partie consacrée à la chimie minérale et aux estimations

géothermobarométriques. Ces deux chapitres nous permettront;

3

1) de classer les 160 nodules étudiés en grandes catégories minéralogiques et structurales afin de faciliter les études géochimiques et isotopiques;

2) de distinguer les minéraux primaires, c’est-à-dire ceux issus du protolithe (roche mère) des minéraux secondaires résultant de l’interaction de la roche avec un fluide métasomatique (kimberlite, ...etc);

3) d’estimer les conditions pression-température de formation des nodules;

4) de mettre en évidence les réactions de déstabilisation de certains minéraux; les implications de ces réactions sur la pétrogenèse des éclogites et des granulites seront examinées en détail.

Ensuite, nous présenterons et interpréterons les variations de composition chimique en éléments majeurs et en traces des roches totales d’une part et des principaux minéraux (grenat, clinopyroxène et phlogopite) soigneusement séparés d’autre part. Enfin, le chapitre suivant traitera de la géochimie isotopique du strontium (Sr) et du néodyme (Nd). Cette approche géochimique et isotopique nous aidera ;

1) à identifier les protolithes des nodules;

2) à évaluer l’effet du métasomatisme sur la composition chimique (éléments majeurs et surtout traces);

3) à caractériser géochimiquement et isotopiquement la région-source de ces éclogites;

4) à calculer leur âge de formation.

La géochimie des isotopes stables (O et C) est actuellement en cours au laboratoire du

Professeur Javoy (Université Pierre et Marie Curie, Paris), elle ne pourra pas être traitée

dans ce travail suite à plusieurs problèmes techniques survenus à Paris.

L’ensemble des informations pétrographiques, minéralogiques, thermobarométriques,

géochimiques et isotopiques nous permettra de proposer un modèle pétrogénétique

pour ces nodules d’éclogite et de granulite.

CHAPITRE II. ECLOGITES DES

KIMBERLITES : SYNTHESE DES

TRA VA UX ANTERiEURS

Chapitre II : LES ECLOGITES DES KIMBERLITES : SYNTHESE DES TRAVAUX ANTERIEURS

11.1. TERMINOLOGIE.

Le terme éclogite ("sxA,oy" en grec signifie "choisir") a été introduit pour la première fois par Haüy (1822) lors de son étude sur les roches métamorphiques du Fichtelgebirge (Bavière). L'éclogite y est définie comme une roche composée d'un pyroxène vert de type omphacite et de grenat pyrope rose.

Les travaux ultérieurs de nombreux pétrologistes ont confirmé la définition originale de Haüy; nous n’en citerons ici que quelques-uns : Eskola (1921), Coleman (1965), Church (1968), Miyashiro (1973), Smulikowski (1980) et Smith et al. (1982). Toutefois, des divergences d’opinion sont apparues concernant essentiellement le statut des minéraux accessoires. En effet, dans la définition originelle, l’éclogite est une roche « sèche »; les minéraux anhydres tels que le rutile, le disthène et le quartz ont été considérés comme des phases primaires en équilibre avec le grenat et le clinopyroxène. L’origine des minéraux hydratés de type amphibole (glaucophane, barroisite, pargasite), épidote (zoisite, clinozoisite) ou mica (phlogopite, paragonite, talc et phengite) a , par contre, fait l'objet de nombreuses discussions (i.e. Smith et al., 1982).

Au cours des recherches entreprises lors des premières exploitations du diamant en Afrique du Sud, le terme éclogite a été également utilisé pour définir des roches composées de clinopyroxène et de grenat apparaissant en nodules dans les kimberlites.

Cependant, pour les distinguer des éclogites trouvées dans les terrains métamorphiques (gneiss ou schistes bleus), Becke (1899) a proposé le terme griquaïte ; il pensait que ces nodules résultaient de la cristallisation à partir du magma kimberlitique.

On a montré plus tard que ces nodules éclogitiques étaient en fait arrachés au manteau

au même titre que les nodules ultabasiques. Le terme griquaïte a donc été abandonné

pendant quelques années. Cependant, il a été repris récemment par certains auteurs

6

(Smulikowski, 1972 et Miyashiro, 1973) comme synonyme d'éclogites des kimberlites.

D'autres, par contre, l'ont réservé aux "éclogites mantelliques" (Smulikowski, 1968 et Nixon, 1973) qui correspondent aux "éclogites magmatiques" de Wagner (1928) et de Coleman (1965).

11.2. DEFINITION RECENTE DE L’ECLOGITE LITHO-TYPE.

11.2.1. Rappel

Comme l'a souligné Haüy (1822) dans sa définition originale, ainsi que beaucoup d’auteurs précédemment cités, l’éclogite (litho-type) est constituée essentiellement de grenat et de clinopyroxéne de type omphacite. Plus précisément, le rapport jadéite/tschermakite (Jd/Ts) du clinopyroxéne est supérieur à 0.5 (White, 1964).

Les roches contenant du grenat et un clinopyroxéne de type fassaïte ou diopside, c’est- à-dire un clinopyroxéne dont les teneurs en Na20 sont faibles (< 2 % poids) doivent être appelées clinopvroxénites à grenat plutôt qu'éclogites (Smulikowski, 1964 et 1968;

Miyashiro, 1973).

En accord avec la nature des éclogites décrites par Haüy (1822) et les descriptions ultérieures d'Eskola (1921), la plupart des pétrologistes (par exemple, Smith, Kienast, Komprobst et Lasnier lors de la Première Conférence Internationale sur les Eclogites en 1982) n'acceptent pas l'idée que le plagioclase soit un minéral primaire dans les éclogites. Le problème est cependant difficile et délicat car des éclogites à plagioclase ont été décrites dans la littérature (Koziowski, 1958; Church,1964; Kappel, 1967; Boyd et Danchin, 1980; Shervais et al., 1988).

Dans d'autres cas, des roches constituées de grenat, omphacite et plagioclase ont été appelées soit granulite-éclogite soit granulite à grenat (Smulikowski et Bakun-Czubarow, 1973; Griffin et al., 1979; Smulikowski, 1980; Pouba et al, 1985, Shervais et al., 1988).

Dans leur étude consacrée aux xénolithes des kimberlites australiennes, Griffin et al.

(1990) ont, par contre, préféré utiliser le terme granulite à omphacite ou granulite à

omphacite et disthène pour désigner les roches à omphacite, grenat et plagioclase.

Il a été largement reconnu que la stabilité du piagioclase à haute pression dépend à la fois de la composition chimique de la roche initiale (protolithe) et de la fugacité d'oxygéne. Le piagioclase pourrait être stable dans les conditions du faciès éclogitique si le protolithe est un gabbro riche en fer (Smulikowski, 1980).

La composition chimique moyenne des éclogites (litho-types) a été largement reconnue comme étant basaltique (Yoder et Tilley, 1962; Green et Ringwood, 1967a; Banno, 1970; Turner, 1981; Smith et al., 1982). Cependant, certains auteurs ont décrit des roches de composition non basaltique (granitique ou pélitique) comme étant des éclogites (Koziowski, 1958; Forbes, 1965; Miyashiro, 1973).

11.2.2. Définition récente

Pour éviter toute confusion et ambiguïté, Carswell (1990) a proposé que l'usage du terme Eciogite (litho-type) soit exclusivement réservé à des roches de composition largement basaltique dans lesquelles le piagioclase est absent et dont l'assemblage biminéral (grenat + omphacite) constitue au moins 70 % du volume de la roche.

Outre la paire grenat + omphacite, des minéraux accessoires comme le rutile, le quartz et sa variété de haute pression la coesite, le disthène, la phlogopite, le diamant et/ou le graphite, la zoïsite, la pargasite, la barroisite, la phengite, la paragonite, la sanidine et le corindon peuvent être présents dans les éclogites.

11.3. DEFINITION DU FACIES ECLOGITE.

Le faciès éclogite a été initialement défini par Eskola (1921) lors de son étude des éclogites de Norvège pour caractériser le métamorphisme de haute pression. Le faciès éclogite regroupe en plus des éclogites litho-types, toutes les associations minérales formées sous des conditions P-T équivalentes et ce, quelles que soient les proportions de grenat et de clinopyroxène et la composition chimique globale de la roche de départ.

Les différentes roches du faciès éclogite portent des noms caractéristiques comme par

8

exemple, les mucronites (association omphacite + quartz + phengite) et les schistes blancs (association talc disthène ± grenat).

Sur base des études expérimentales de Ringwood (1975), la pression nécessaire à la disparition du plagioclase diffère selon qu'il s'agit d'une roche de composition basaltique ou non. Donc, si le plagioclase n'est pas admis comme phase primaire dans les éclogites litho-types, il peut, par contre, persister comme minéral stable dans d'autres roches isofaciales (Carswell, 1990).

Les limites du faciès éclogite dans le plan P-T sont difficiles à définir précisément car elles dépendent des constituants mobiles tels que l'eau. De plus, les assemblages minéralogiques primaires de haute pression sont souvent susceptibles d'être rétromorphosés sous l'action des fluides ou de la diminution de pression, ce qui complique les relations pétrographiques.

11.4. CLASSIFICATION DES ECLOGITES

La première classification des éclogites a été introduite par Eskola (1921). Il y distingue en fait quatre groupes sur base de leurs environnements géologiques (Tableau 11.1).

Coleman et al. (1965), s'inspirant de la classification d'Eskola, divisent les éclogites en trois groupes A, B et C sur base de la composition chimique des grenats; ils observent une corrélation entre ces variations chimiques et les environnements géologiques. Les caractéristiques de ces trois groupes sont rappelées ci-dessous:

Groupe A : ce sont des éclogites en nodules trouvées dans les kimberlites.

Certaines éclogites rangées dans ce groupe, apparaissent sous forme de lentilles dans des roches ultrabasiques comme les péridotites.

Chimiquement, le grenat de ces éclogites contient au moins 55 % de pyrope,

tandis que la teneur en jadéite du clinopyroxène est généralement inférieure à

20 %. L'exception est faite pour les éclogites à disthène et les grospydites

(éclogites à disthène où le grenat contient plus de 50 % du constituant

grossulaire) dont le clinopyroxène peut avoir jusqu'à 70 % de jadéite et le grenat

de 30 à 70 % de pyrope;

Eskola (1921) Coleman et al. (1965)

Smulikowski (1964, 1968)

Carswell (1990)

Type 1

xénolithes des kimberlites

Type 2

lambeaux ou couches dans les péridotites

Groupe A

grenat (> 55 moles % en pyrope) et pyroxène pauvre en jadéite (< 20 moles %).

Groupe 1 (G)

Griquaïtes et websterites à grenat

éclogites de haute température (> 900 °C) du manteau supérieur

Type 3

lentilles dans les complexes migmatitiques et gneissiques

Groupe B

grenat (30-55 moles % en pyrope) et pyroxène (20-50 moles % en jadéite).

Groupe III (C) éclogites communes

éclogites de température moyenne (550-900 °C) des chaînes de montagne (Alpes, Norvège)

Type 4

lentilles dans les schistes bleus

Groupe C

grenat (< 30 moles % en pyrope) et pyroxène (> 50 moles % en jadéite).

Groupe II (0)

éclogites ophiolitiques

éclogites de basse température

(< 550 “C) des zones de subduction

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Groupe B : ce sont des éclogites en lambeaux ou en bandes dans les roches des terrains métamorphiques de type gneiss ou migmatites. Dans ce groupe, le grenat contient entre 30 % et 55 % de pyrope. Le clinopyroxène a un pourcentage moyen en jadéite (entre 20 et 50 %);

Groupe C ; ce sont des éclogites en lentilles ou en bandes dans les roches métamorphiques du faciès schistes bleus. Ici, le grenat contient moins de 30 % de pyrope, alors que le clinopyroxène est riche en jadéite, de l'ordre de 50 % et davantage.

Cette classification basée essentiellement sur les différents environnements géologiques ne manque pas de fondement, mais elle ne s'adapte pas facilement au problème des xénolithes puisque les trois groupes A, B et C (définis sur base de la chimie du grenat et du clinopyroxène) peuvent se trouver associés sous forme de nodules dans la même kimberlite.

Smulikowski (1964 et 1968) a distingué les mêmes groupes que Coleman et al. (1965), mais il a préféré qualifier le groupe A de clinopyroxénites à grenat (regroupant les griquaïtes et les webstérites à grenat) plutôt que d'éclogites. Les éclogites communes et les éclogites ophiolitiques correspondent respectivement aux groupes B et C.

La classification la plus récente a été effectuée par Carswell (1990). Ce dernier distingue trois groupes d'éclogite sur base de leur température de formation; il tient compte par ailleurs des environnements géotectoniques définis dans le cadre de la tectonique des plaques. La température d'équilibre des trois groupes d'éclogites est obtenue par des calibrations basées sur l'échange Fe^*-Mg entre le grenat et le clinopyroxène. Les trois groupes d'éclogites distinguées sont ;

1- les éclogites de basse température (< 550°C) qui représentent une croûte océanique subductée;

2- les éclogites de température moyenne (550° < T < 900°) situées au niveau des zones de collision des plaques continentales;

3- les éclogites de haute température (> 900°C) formées dans le manteau supérieur.

Cette corrélation environnement géologique-température a le mérite de sa simplicité, mais elle ne permet pas toujours de distinguer clairement les différents groupes d’éclogites trouvés sous forme de nodules dans les kimberlites.

11.5. CLASSIFICATION DES ECLOGITES DANS LES KIMBERLITES

Les classifications résumées ci-dessus permettent seulement de dégager les grands groupes d’éclogites selon leur environnement géologique. Vu la diversité des nodules d'éclogites trouvés dans les kimberlites, il a paru nécessaire d'établir des classifications propres à ces éclogites. Plusieurs classifications se sont ainsi succédées au cours de ces trente dernières années. La première classification a été établie par Mac Gregor et Carter (1970) pour les éclogites de Roberts Victor (Afrique du Sud) qui constituent l'exemple type d'éclogite du manteau. Ces auteurs ont subdivisé ces éclogites en deux groupes sur base des structures pétrographiques;

- le groupe I dans lequel les grenats subautomorphes semblent emballés dans une matrice essentiellement constituée de clinopyroxène xénomorphe: cette structure rappelle celle des cumulats magmatiques, le grenat étant le minéral cumulé (ou cumulus) et la matrice de clinopyroxène le liquide intercumulat;

- le groupe II est caractérisé par des grenats xénomorphes, parfois allongés, avec des clinopyroxènes xénomorphes également formant une structure interlobée (« tightiy interlocking » en anglais).

Mac Gregor et Carter ont noté aussi que les pyroxènes du groupe I sont généralement plus altérés que ceux du groupe II et que les grenats du groupe II sont "nuageux"

contrairement à ceux du groupe I qui sont clairs. Une autre différence entre les deux groupes consiste en la présence de petites aiguilles submicroscopiques de rutile dans les clinopyroxènes et les grenats du groupe II.

Des travaux plus récents, portant sur un plus grand nombre d'échantillons d'origine

diverse, montrent que les structures des éclogites sont beaucoup plus diversifiées et

plus complexes que la classification de Mac Gregor et Carter pourrait le laisser croire.

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Ainsi, une éclogite de Roberts Victor décrite par Marte et Gumey (1975) illustre les pièges d'une classification structurale trop simplifiée : cette éclogite montre deux domaines structuraux contigus: l'un appartient au groupe I de Mac Gregor et Carter et l'autre au groupe II.

Dans leur étude exhaustive des nodules éclogitiques de Roberts Victor (environ 2000 échantillons), Hatton et Gumey (1987) ont reconnu quatorze types de structure. Il faut reconnaître cependant que le groupe I de Mac Gregor et Carter représente à lui seul 60

% des éclogites étudiées. Les treize autres groupes (40 % des éclogites) se distinguent sur base de critères plus subtils comme la couleur, la forme et les structures propres des minéraux (structure d'exsolution lamellaire ou structure « necklace » du grenat, structure spongieuse du clinopyroxène).

Pour tenter d’améliorer la classification de Mac Gregor et Carter, certains auteurs font inten/enir la composition chimique des principaux minéraux ; la teneur en Na20 du grenat et la teneur en K2O du clinopyroxène, censées correspondre à des différences de condition de formation. Ainsi Mc Candless et Gumey (1989) ont montré que plus de 80

% des grenats du groupe I ont des teneurs en Na2Û supérieures à 0.09 % en poids et que 90 % des grenats du groupe II ont des teneurs inférieures à cette valeur. Plus de 90

% des clinopyroxènes du groupe I ont des teneurs en K2O supérieures à 0.08 % alors que 76 % des clinopyroxènes du groupe II ont des teneurs inférieures. Les éclogites métasomatisées (et les éclogites à disthène) avec des grenats riches en Na20 et des clinopyroxènes riches en K2O sont exclues de cette classification.

La classification structurale de Mac Gregor et Carter (1970) et la classification chimique de Mc Candless et Gumey (1989) sont très intéressantes, mais elles ont été mises au point pour les seules enclaves éclogitiques de Roberts Victor en Afrique de Sud.

Réalisant que la classification de Coleman et al. (1965) ne peut pas être adaptée aux

nodules d'éclogites puisque les kimberiites peuvent contenir les trois groupes chimiques

A, B et C, Shervais et al. (1988) ont adapté le diagramme de Coleman et al. (1965) aux

éclogites du manteau et ont distingué trois groupes qu'ils ont aussi (malheureusement)

nommés A, B et C. Taylor et Neal (1989) ont appliqué la classification de Shervais

(1988) et ont utilisé les teneurs en Na20 et en MgO du clinopyroxène pour distinguer ces trois groupes. En combinant les deux classifications (Shervais et al. pour le grenat et Taylor et Neal pour le clinopyroxène), les trois groupes d’éclogites ont les caractéristiques suivantes :

1- le groupe A contient des grenats riches en Mg (proportion en pyrope: > 55 %) et en Cr. Les clinopyroxènes sont également riches en Mg et Cr, mais relativement pauvres en jadéite (< 20 %);

2- le groupe B est caractérisé par des grenats riches en fer (proportion en almandin:

jusqu’à 50 % et pyrope: entre 30 et 55 %) et des clinopyroxènes ayant une teneur moyenne en jadéite (20 à 40 %);

3- le groupe C contient des grenats riches en Ca (proportion en grossulaire : jusqu'à 80

%) et des clinopyroxènes riches en jadéite (> 40 %).

Cette classification peut être considérée comme un bon critère de discrimination des nodules d'éclogites avant d'entamer les études géochimiques et isotopiques, mais les limites entre les trois groupes A, B et C ont été fixées de manière arbitraire. De plus, cette classification peut se révéler incohérente pour les roches présentant des déséquilibres entre le grenat et le clinopyroxène ; ainsi un grenat appartenant au groupe A peut coexister dans la même éclogite avec un clinopyroxène du groupe B. Ce type d’incohérence a été signalée par Jerde et al. (1993) et Sobolev et al. (1994) dans les éclogites d’Udachnaya (Russie).

D'autres classifications des éclogites des kimberlites ont été proposées sur base de la nature des minéraux accessoires. Parmi les auteurs qui ont adopté cette approche, nous citerons Dawson (1980) et Hills et Haggerty (1989). Ces derniers distinguent trois classes d'éclogites ;

a- les éclogites biminérales : elles contiennent du grenat et de l'omphacite, avec parfois

des minéraux accessoires (rutile, quartz, phlogopite, amphibole, etc);

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b- les écloqites peralumineuses : elles ont les mêmes minéraux que les biminérales, mais peuvent contenir comme minéraux accessoires le disthène et/ou le corindon.

Dawson (1980) distingue une sous-classe pour les grospydites (éclogites à disthène dont le grenat contient plus de 50 % du composant grossulaire);

c- les éclogites carbonées ; leurs minéraux accessoires sont le diamant et/ou le graphite.

Cette classification nous parait la mieux adaptée au problème des enclaves éclogitiques des kimberlites puisqu'elle ne dépend que de la présence ou de l'absence des minéraux accessoires.

ii.6. ORIGINE DES ECLOGITES DES KIMBERLITES

Si l'origine des éclogites des groupes B et C de Coleman et al (1965) a été vite résolue (produits métamorphiques), celle des nodules éclogitiques trouvés dans les kimberlites constitue, par contre, un sujet de débat considérable. En effet, il existe actuellement plusieurs hypothèses pour expliquer la pétrogenèse de ces nodules, mais les deux hypothèses les plus populaires et les plus débattues sont ;

1- le fractionnement magmatique, à haute pression, dans le manteau;

2- la transformation métamorphique à haute pression du matériel crustal océanique recyclé dans une zone de subduction.

Dans ce paragraphe, notre approche consiste en un rappel, de manière chronologique, des interprétations et suggestions des différents auteurs qui ont travaillé sur ce sujet.

11.6.1. Le fractionnement magmatique à haute pression

Traditionnellement, les éclogites des kimberlites ont été interprétées comme les produits de la cristallisation de magmas basiques dans le manteau supérieur à haute pression.

Nous savons en effet, depuis les travaux expérimentaux de Yoder et Tilley (1962), que

les magmas basaltiques se forment par fusion partielle des lherzolites du manteau

(équivalentes du point de vue composition à la pyrolite de Ringwood). Dans les

circonstances favorables, ces magmas peuvent monter sous forme de diapirs adiabatiques au travers du manteau et de la croûte et venir s'épancher en surface. Si, pour une raison quelconque, la montée ne peut pas se faire, le magma doit cristalliser dans le manteau. Si la pression est suffisante, le plagioclase et l’olivine ne pourront pas cristalliser et seuls le grenat et le clinopyroxéne pourront se former et engendrer une éclogite : c'est "le fractionnement éclogitique" de O'Hara et Yoder (1967).

Ainsi, les éclogites du groupe I de Roberts Victor (Mac Gregor et Carter, 1970) caractérisées par des grenats automorphes dans une matrice de clinopyroxéne xénomorphe ont été interprétées comme des cumulats magmatiques formés à partir de ces magmas à haute pression alors que les éclogites du groupe II correspondraient aux liquides résiduels associés.

Plusieurs auteurs (O'Hara et Yoder, 1967; Kushiro et Aoki, 1968, Harte et Gurney, 1975;

Hatton et Gurney, 1977; Smyth et Caporuscio, 1984; Smyth et al., 1989; Sobolev et al., 1994; Fung et Haggerty, 1995) sont en faveur de cette origine magmatique à haute pression et suggèrent que la cristallisation fractionnée est le facteur principal expliquant les variations importantes de composition chimique des éclogites.

Hatton et Gurney (1977) considèrent, par exemple, que les grospydites et les éclogites à disthène constituent des éclogites évoluées, c’est-à-dire riches en Ca et Al.

Par ailleurs, la cristallisation du grenat et du clinopyroxéne à partir d'un liquide basaltique pourrait enrichir le liquide résiduel en Si02 et K2O, ce qui conduirait à la cristallisation de coesite et de sanidine (deux minéraux accessoires dans certaines éclogites de Roberts Victor). Il faut noter cependant que, suivant cette hypothèse, la coesite et la sanidine devraient se trouver dans des éclogites évoluées, ce qui n'est pas toujours le cas.

Smyth et al. (1989) ont par ailleurs suggéré que les éclogites de Roberts Victor étaient

des produits magmatiques en se basant sur la présence d’exsolution lamellaire de

grenat et de disthène à partir d’un clinopyroxéne alumineux. Ces lamelles de grenat et

de disthène se seraient exsolvées suite à un refroidissement lent dans les conditions du

manteau.

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Shervais et al. (1988) et Taylor et Neal (1989) proposent que les éclogites du groupe A des kimberlites de Belisbank (Afrique du Sud) ont une origine magmatique sur base des éléments suivants ;

- Mg number (Mg/Fe+Mg) très élevé : 87;

- teneur élevée en Cr de la roche totale (0,8 %);

- clinopyroxénes pauvres en Na (1,86 %);

- teneurs faibles en éléments incompatibles;

- la composition isotopique de l’oxygène (ô‘'®0 varie de 5,1 à 5,7 o/oo) correspond à la valeur « normale » du manteau (5,7 o/oo±0,7; Deines et al., 1991).

Sobolev et al. (1994) se basent également sur les analyses isotopiques de l’oxygène (ô‘'®0 = 5,0 à 6,5 o/oo) pour les clinopyroxénes et les grenats et du carbone des diamants (5i3c= -1 à -7 o/oo) pour interpréter les éclogites d’Udachnaya (Russie) comme étant d’origine magmatique.

Fung et Haggerty (1995) démontrent que les éclogites de Koidu (Sierra Leone) ont cristallisé à haute pression dans le manteau en s’appuyant sur la teneur en phosphore des roches. En effet, les éclogites de Koidu ont une teneur moyenne de 250 ppm qui est similaire à celle estimée pour le manteau supérieur (130-220 ppm). Les basaltes océaniques, par contre, ont des teneurs nettement supérieures, de l’ordre de 750 ppm.

11.6.2. La transformation métamorphique du matériel océanique crustal subducté

Au cours des années 70, le développement de la théorie de la tectonique des plaques a

permis de proposer un modèle concurrent de genèse des éclogites, à savoir le

métamorphisme à haute pression des roches de la croûte océanique dans les zones de

subduction. Les premiers auteurs qui ont lancé ce modèle sont Helmstaedt et Schuize

(1979) dans leur étude consacrée aux enclaves éclogitiques des kimberlites de

Colorado. Plus tard, Ater (1984), Jagoutz (1984), Mac Gregor et Manton (1986),

Shervais et al. (1988), Taylor et Neal (1989), Jacob et al. (1994), Beard et al. (1996) et

enfin Snyder et al. (1995 et 1997) ont repris ce modèle du métamorphisme dans les zones de subduction.

Dans une zone de subduction, la croûte océanique, formée au niveau de la ride médio- océanique et constituée de l'ensemble basaltes en coussins + système filonien + gabbros massifs et cumulés + semelle ultrabasique (harzburgite), est réenfouie dans le manteau où elle subit un ensemble de transformations métamorphiques par augmentation de pression surtout et de température. Les basaltes et les gabbros sont ainsi progressivement transformés en schistes verts, puis en amphibolites et enfin en éclogites.

Ainsi, Mac Gregor et Manton (1986) proposent que les éclogites du groupe I de Roberts Victor pourraient correspondre à des cumulats plagioclasiques (gabbros) subductés et que celles du groupe II correspondraient à la transformation des basaltes altérés. Cette interprétation est basée sur des similarités géochimiques (éléments majeurs, traces et isotopes) entre les deux types d'éclogites et les gabbros et les basaltes océaniques.

Les groupes I et II ont été originellement définis sur base de la structure pétrographique, mais les études ultérieures ont montré que ces deux groupes étaient aussi géochimiquement distincts. Ainsi, les éclogites du groupe I ont une anomalie positive en europium (ce qui est caractéristique des gabbros à plagioclases cumulés) et possèdent des valeurs en ô‘'®0 comprises entre 2,2 et 5,3 o/oo (inférieures à la moyenne du manteau : 5,7 o/oo). Les éclogites du groupe II (basaltes océaniques altérés) ont des valeurs en Ô^®0 comprises entre 5,75 et 8,44 o/oo (supérieures à la moyenne du manteau).

Dans l'optique de cette nouvelle interprétation, Taylor et Neal (1989) ont montré que les

éclogites du groupe B (correspondant aux éclogites du groupe II de Mac Gregor et

Carter, 1970 ou aux éclogites biminérales de Dawson, 1980) ont des teneurs en

éléments majeurs et traces (pas d'anomalie en Eu) et des compositions isotopiques en

oxygène similaires à celle des basaltes altérés. Les éclogites du groupe C par contre

(groupe I de Mac Gregor et Carter ou éclogites à disthène et grospydites de Dawson)

présentent des similitudes géochimiques (teneurs en AI2O3 jusqu'à 30 %, importante

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anomalie positive en Eu) et isotopiques avec les cumulats plagioclasiques (gabbros voire anorthosites).

Un autre argument qui serait en faveur de l’origine des nodules éclogitiques par métamorphisme et non par fractionnement magmatique est la forte teneur en Na20 (3,2 à 8 %) du clinopyroxène. Ainsi, Thompson (1974) et Rapp (1995) ont démontré expérimentalement qu’un clinopyroxène qui cristallise à partir d’un liquide basaltique ne pouvait en aucun cas avoir une composition omphacitique. Un clinopyroxène omphacitique se forme uniquement au cours d’une transformation métamorphique.

Dans leur étude consacrée aux éclogites diamantifères d’Udachnaya, Snyder et ai.

(1997) montrent que diverses éclogites, provenant de la même kimberlite, peuvent avoir des origines différentes. Ils distinguent des éclogites du groupe A (Mg number et teneur en Cr élevés, S''®0 : 5,2 à 5,4 o/oo) qui sont d’origine mantellique (magmatique) et des éclogites des groupes B et C (corrélation positive entre ®^Sr/“Sr et ô’’®0 interprétée comme résultant d’une altération hydrothermale de la croûte océanique) qui seraient plutôt métamorphiques, c’est-à-dire issues du recyclage de la croûte océanique.

En résumé, il semble que les principaux arguments qui sont en faveur de l'hypothèse du métamorphisme à haute pression au niveau des zones de subduction sont : l'enrichissement en alumine üusqu'à 30 %), l’importante anomalie positive en Eu, la teneur élevée en Na du clinopyroxène Ousqu’à 8 %) et, argument considéré comme le plus déterminant, la composition isotopique en oxygène (ô‘'®0). En effet, l’écart des valeurs du ô'’®0 des éclogites par rapport à la valeur moyenne du manteau (5,7 o/oo) serait lié à l’altération hydrothermale des basaltes et gabbros de la croûte océanique.

Dans les basaltes (portion supérieure de la croûte océanique), cette altération se fait à

basse température, ce qui donne des valeurs du largement supérieures à celles du

manteau alors que dans les gabbros (portion inférieure de la croûte océanique),

l’altération à plus haute température contribue à abaisser fortement les valeurs du S''^0

en-dessous de la valeur du manteau.

//.6.3. Autres hypothèses

Plus récemment, deux autres hypothèses ont été proposées pour expliquer l’origine des nodules d’éclogites dans les kimberiites. Bien que moins largement discutées dans la littérature, elles présentent un intérêt certain.

11.6.3.1. Le sous-plaquage magmatique à la limite croûte-manteau et/ou dans le manteau supérieur

Cette hypothèse a été proposée par Griffin et O’Reilly (1987), Griffin et al. (1990) et Pearson et al. (1991) pour les éclogites et les granulites trouvées dans les kimberiites du craton australien. Ces auteurs proposent que les éclogites seraient le résultat du refroidissement isobarique d’une série de magmas basiques sous-plaqués en base de croûte et/ou dans le manteau supérieur. La conversion de ces basaltes en éclogites ou en granulites se ferait de manière très lente et progressive, et dépendrait non seulement des facteurs cinétiques (vitesse de refroidissement et de nucléation) mais également de la composition chimique initiale. Ainsi, les basaltes contenant de la népheline normative donneraient des éclogites et ceux contenant des feldspaths normatifs se transformeraient en granulites.

11.6.3.2. Résidus de fusion

Cette hypothèse a été proposée par Rudnick et Green (1994), Ireland et al. (1994) et Rollinson (1997). Ces auteurs suggèrent que les nodules éclogitiques du manteau seraient les résidus de fusion d’un basalte d’une croûte océanique ; l’extraction d’un magma, qui engendrerait ultérieurement la suite tonalite-trondhjeimite-granodiorite (suite TTG), laisserait un résidu éclogitique. Cette hypothèse repose sur deux arguments essentiels ;

- le fait que les nodules éclogitiques se trouvent uniquement dans les kimberiites,

lesquelles intrudent principalement les cratons archéens formés de TTG et de

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gneiss granitoïdiques. Il y a donc une relation étroite entre les nodules d’éclogites et la suite TTG;

- la complémentarité géochimique observée entre les éclogites et les roches de la suite TTG en ce qui concerne les éléments majeurs. En effet, les éclogites (celles de Koidu, par exemple) contiennent 42 à 50 % de SiOz, 14 à 16 % de AI2O3 et 11 à 13 % de CaO alors que la suite TTG du craton ouest africain contient 58 à 77 % de SiOz, 18 à 23 % de AIzOa et 2 à 7 % de CaO.

Cette complémentarité est en accord avec le modèle de genèse des suites TTG archéennes proposé par Martin (1987), sur base de calculs de balance de masse. Elle a en outre été confirmée par les travaux expérimentaux de Rollinson (1997), Springer et Seck (1997) et Rapp et Shimizu (1998).

Les nodules éclogitiques de Koidu se seraient formés à l’Archéen en même temps que la suite TTG du craton ouest africain qui contribue à la formation de la croûte continentale.

Si ce modèle peut rendre compte de la genèse des éclogites biminérales, il n’offre

aucune possibilité d’expliquer les éclogites peralumineuses (ou à disthène) ; ces roches

qui peuvent en effet contenir Jusqu’à 30 % en AIzOa ne peuvent, en aucun cas, être

considérées comme des résidus de fusion.

MBUJIMAYI (KASAI, R.D. CONGO)

21

CHAPITRE Mi : LES KIMBERLITES DE MBUJI MAYI (KASAL R.D. CONGO)

III.1. INTRODUCTION

Ce travail est consacré à l'étude des enclaves éclogitiques échantillonnées dans les pipes kimberlitiques de Mbuji Mayi.

La kimberlite elle même a été étudiée antérieurement (Demaiffe et Fieremans, 1981;

Demaiffe et al., 1991). Cependant, il nous paraît utile de présenter un bref aperçu de cette roche qui véhicule les nodules depuis le manteau jusqu’à la surface de la terre. Le lecteur trouvera donc, dans cette partie, un résumé des nombreuses données de la littérature.

Iil.2. APERÇU DE GEOLOGIE REGIONALE

Les traits essentiels de la géologie de cette partie du Kasaï sont synthétisés dans la figure III.1.

Le socle précambrien de la région est constitué de deux grands ensembles (Delhal et al, 1975):

1) le complexe granitique et migmatitique de Dibaya d'âge archéen (2.7 Ga);

2) le supergroupe de Mbuji Mayi constitué de psammites, calcaires et dolomies

(anciennement système de la Bushimaie); il est d'âge protérozoïque

supérieur (1.2-0.95 Ga) et est recouvert d'épanchements basaltiques.

Légende. 1: Mézozoique; 2: Brèches kimberlitiques; 3: Wealdien+Crétacé inférieur; 4; Laves doléritiques amygdaloïdes; 5: Calcaires et

dolomies; 6: Psammites, schistes et alternances de dolomies et 7: Complexe granitique et migmatitique de Dibaya.

23

Le Paléozoïque est totalement absent.

Les terrains de couverture sont représentés par des sédiments mésozoïques et cénozoïques. Les grès rapportés au système du Karoo ont pu être corrélés sur base paléontologique aux formations de la cuvette centrale du Congo (Raucq, 1957) : les grès inférieurs (anciennement grès de la série de Lualaba) ont été corrélés au groupe de la Loïa de la cuvette (Aptien ou base de l'Albien), les grès supérieurs sont raccordés au groupe de la Bokungu (Albien) et à la série du Kuango (Cénomanien inférieur).

L'existence de cette dernière série n'est pas démontrée dans la région qui nous intéresse.

Le système du Kalahari est d'âge tertiaire ; le Paléogène est représenté par la formation des "grès polymorphes" tandis que la série des "sables ocres" représente le Néogène (De Ploey et Lepersonne, 1968).

Le Quaternaire est constitué de graviers et de sables récents.

Le socle cristallophyllien est recoupé par un double jeu de diaclase d'orientation nord- nord est (Meyer de Stadelhofen, 1963). Ces diaclases sont localement des failles cicatrisées par des dykes basaltiques.

Pour Raucq (1969), le système de la Mbuji Mayi correspondrait à une molasse de la chaîne orogénique kibarienne (1300 Ma).

III.3. LES KIMBERLITES AU CONGO (EX-ZAIRE) : synthèse de Demaiffe et al, 1991.

Au Congo (ex-Zaïre), deux provinces kimberlitiques sont connues depuis longtemps : 1. La province de Mbuii Mavi (anciennement Bakwanga), à l'est du Kasaï, où les

opérations minières d'extraction du diamant ont commencé vers 1920. Les

kimbertites n'ont été identifiées que bien plus tard par de Magnée (1946).

Cette province diamantifère est une des plus riches au monde : la production annuelle moyenne de diamants a été de l’ordre de 12 millions de carats durant les années 60-70 (Demaiffe et Fieremans, 1981);

2. Les kimberlites du plateau du Kundelungu (province du Shaba) ont été étudiées par d'Andrimont (1913), puis par Verhoogen (1938) et plus récemment par Kampata (1995). Elles sont non ou peu diamantifères.

LA PROVINCE DE MBUJI MAYI

Le champ kimberlitique de Mbuji Mayi est composé de deux groupes (Fig. III.2):

1. Le groupe Nord, à Mbuii Mayi: il consiste en dix massifs de forme elliptique.

Six de ces massifs correspondent à des diatrèmes c'est-à-dire de vrais pipes, alors que les autres consistent en un matériel tuffacé (sédiments épiclastiques de Mitchell, 1986) expulsé par les pipes;

2. Le groupe Sud (Kalonii-Tshibua), à 30 kilomètres au sud-ouest, cinq pipes sont connus.

La relation tectonique entre ces deux groupes de kimberlites n'est pas évidente, mais la forme et la situation de ces pipes sont fortement indicatives de tendance linéaire est- ouest. L'alignement des pipes du nord est interprété comme étant lié à une fissure crustale sur au moins 10 km de longueur (Fieremans, 1977).

Les caractéristiques structurales majeures du socle cristallin ont été déduites des données recueillies par prospection aéromagnetique. La plupart des failles profondes majeures ont une orientation est-nord est ou est-sud est, d'autres ont une forme arquée.

Alors que l'alignement est-ouest des kimberlites ne semble pas être relié à ces failles

majeures, il pourrait cependant correspondre à une troisième direction structurale

importante de la région.

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Fig. III.2 Localisation des pipes kimberlitiques de Mbuji Mayi (R.D. Congo).

• Pipe kimberlitique

Les kimbetlites du groupe nord intrudent successivement les trois unités caractéristiques de la région (Demaiffe et Fieremans,1981) ;

1- le socle archéen (2.8-2.4 Ga) du Kasaï-Congo composé de gneiss granitiques;

2- une séquence de grés protérozoïques (1.3-0.95 Ga) non métamorphisés et de calcaires dolomitiques à stromatolites;

3- les sédiments arénitiques de Lualaba (Crétacé; 120 Ma).

Les kimberlites du groupe sud, situées en dehors des calcaires de Mbuji Mayi, intrudent seulement le premier et le dernier membre de cette séquence.

L'âge crétacé supérieur (70 Ma) de ces kimberlites a été déduit de données stratigraphiques (Fieremans, 1966) et récemment confirmé par des mesures U-Pb sur des mégacristaux de zircon et de baddeleyite (Schârer et al., 1997). L’intersection inférieure de la corde passant par 45 fractions de zircon et de baddeleyite est de 69.8±0.5 (2 ct ) Ma. L’intersection supérieure de cette corde, bien qu’assez imprécise (puisque la plupart des points sont proches de l’intersection inférieure), donne un âge de 2528±452 Ma qui correspond assez bien avec l’âge des derniers événements ayant affecté le socle précambrien.

Le craton archéen qui affleure â environ 100 km au S-SE des kimberlites de Mbuji Mayi est constitué de deux ensembles principaux ;

1- les gneiss felsiques (de composition essentiellement enderbitique) contenant des lentilles de granulites alumineuses (à sillimanite); ils sont recoupés par des dykes de métadolérite (Bingen et al., 1988);

2- un vaste complexe plutonique composé de gabbro-norites localement lités et

contenant des horizons anorthositiques (Bingen et al., 1984), mis en place il

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y a 2.4 Ga (Delhal et al., 1986). Les structures magmatiques de la plupart des roches sont largement oblitérées par une recristallisation granoblastique dans les conditions du faciès granulite ; on observe le développement du grenat (en grands cristaux ou en fins liserés réactionnels) aux dépens du plagioclase, du pyroxène et de l’amphibole et les structures coronitiques autour de l’olivine dans les anorthosites.

III.4. CONCLUSION

Les kimberlites de Mbuji Mayi (province du Kasa'O se sont mises en place sur le socle archéen (2.8-2.4 Ga) du craton du Congo, alors que les kimberlites de Kundelungu (province du Shaba-Katanga), longtemps considérées comme intrusives dans la ceinture orogénique kibarienne (1300 Ma), pourraient en réalité être intrudées dans le bloc de Bangwuelu (1880 Ma) dont l'extension vers le sud vient d'être récemment démontrée (Ngoyi et al, 1991).

Des recherches géophysiques dans la région de Mbuji Mayi ont suggéré un contrôle structural local : les pipes sont souvent liés à des zones de faiblesse linéaire de la croûte. Cependant, des connections sur de longues distances apparaissent difficiles à établir.

Les kimberlites de Mbuji Mayi sont diamantifères. Elles contiennent en outre une

proportion très élevée de nodules éclogitiques (plus de 90 % de la population globale

des enclaves mantelliques), de rares nodules lherzolitiques souvent fortement altérés,

des nodules crustaux d’origine magmatique (gabbronorites, gabbros et granités),

métamorphique (granulites basiques et gneiss) et sédimentaire (calcaires et grès). Ces

kimberlites contiennent également la suite typique de mégacristaux (diopside chromifère,

grenat riche en pyrope, phlogopite, iimenite magnésienne, rutile) et des mégacristaux de

zircon et de baddeleyite qui ont une taille exceptionnelle (jusqu'à 1 cm).

Ce travail sera consacré principalement aux nodules éclogitiques. Quelques nodules

métamorphiques provenant de la croûte profonde, plus particulièrement les granulites

basiques, seront également étudiés pour étayer nos arguments concernant la

pétrogenèse des nodules éclogitiques.

CHAPITRE IV. DESCRIPTION

PETROGRAPHIQUE DETAILLEE DE

LA SUITE DES NODULES

CHAPITRE IV : DESCRIPTION PETROGRAPHIQUE DETAILLEE DES NODULES D^ECLOGITE ET DE GRANULITE

IV.1. INTRODUCTION

Contrairement aux nodules éclogitiques trouvés dans les kimbetiites d’Afrique du Sud (Roberts Victor, Belisbank), de Russie (Mir, Udachnaya), d’Australie (Eastem Margin Australian Craton: EMAC) ou de Sierra Leone (Koidu) qui ont fait l'objet de plusieurs études approfondies depuis une trentaine d'années, celles du Congo n’ont été que peu étudiées. Deux études préliminaires seulement leur ont été consacrées :

1- dans sa description pétrographique de la brèche kimberlitique de Bakwanga (= Mbuji Mayi), C. Fieremans (1966) a donné, de manière succincte, la description de quelques nodules d'éclogite et de nodules d'origine crustale.

2- Mvuemba (1980) décrit et analyse un nombre restreint de nodules éclogitiques dans sa thèse de doctorat consacrée à l'étude des mégacristaux associés à la kimberlite et des inclusions minérales dans les diamants.

IV.2. DESCRIPTION MACROSCOPIQUE

IV.2.1. Introduction

Nos propres observations ont porté sur 160 nodules qui nous ont été aimablement

fournis par l'Ir. C. Fieremans (148 échantillons), le Pr. J.C. Duchesne (4 échantillons) et

le Dr. Kampata (8 échantillons). De plus, 36 lames minces taillées dans des nodules

d'eclogite provenant également de Mbuji Mayi ont été héritées de la collection de

Mvuemba (1980).

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IV.2.2. Formes et dimensions des noduies

Les nodules que nous avons étudiés ont généralement une forme arrondie à ellipsoïdale: quelques-uns ont des formes plus anguleuses (photo IV. 1). La forme arrondie des nodules résulte vraisemblablement de la corrosion magmatique et de la fluidisation lors de la prise en charge par le magma kimberlitique (Dawson, 1980). La forme anguleuse est, par contre, liée au concassage durant le traitement de la kimberlite à l’usine pour récupérer les diamants. Une partie des nodules a en effet été prélevée à l’usine même, après la première phase de broyage grossier.

La taille de ces nodules (la plus grande dimension) est généralement réduite (de 3 à 5 cm), à l'exception de deux gros nodules (Fl et F310-1) qui atteignent 12 cm.

Les nodules sont souvent recouverts d'une pellicule blanche d'altération qui peut atteindre un centimètre d’épaisseur, ce qui limite la quantité de matière disponible pour les études pétrographiques et géochimiques. Certains échantillons (F240-5 et F3A) sont tellement altérés que la fabrication des lames minces fût très difficile.

Les nodules ont tous un aspect bien grenu, bien cristallisé (ou recristallisé). Les nodules les plus frais montrent des clinopyroxènes de couleur vert foncé (vert bouteille ou vert émeraude). Cependant, les nodules les plus altérés ont des clinopyroxènes de couleur vert pâle à blanc crème. La couleur des grenats varie du rose pâle au rouge clair dans tous les échantillons. La taille des grains (grenat et clinopyroxène) varie de 0,5 à 2 mm.

Seul l’échantillon JCD3 est plus grossièrement grenu que les autres nodules (photo IV. 1): le grenat rouge foncé a une taille allant de 3 à 8 mm et le clinopyroxène vert foncé de 3 à 5 mm.

De l'examen macroscopique, il ressort que l'on peut dans un premier temps classer ces nodules en deux groupes sur base des structures :

1- les nodules non lités : certains ont une couleur dominante verte (riches en pyroxène) et d'autres paraissent plus roses (riches en grenat);

2- les nodules lités constitués de bandes ou de lits (millimétriques à

centimétriques) riches en pyroxène vert qui alternent avec des lits riches en

grenat rose.