2.3. Laves felsiques
Les laves felsiques ont une texture microlitique porphyrique
à tendance fl uidale. Les phonolites s.l. sont constituées de
phénocristaux épars d'anorthose--sanidine maclés Carlsbad,
de clinopyroxène (diopside--augite, hedenbergite, augite aegyrinique,
aegyrine), de néphéline, de sodalite, d'ænigmatite et de
Ti-magnétite (30 < % Usp < 70), dans une matrice de microlites de
K-feldspath, d'hedenbergite, d'augite aegyrinique, d'aegyrine, d'aenigmatite et
de Ti-magnétite. La cristallisation de l'aegyrine et de l'augite
aegyrinique serait liée à l'environnement magmatique hyperalcalin
et à la chute de la température (Brousse et Rançon, 1984).
L'ænigmatite a des teneurs en TiO2 (jusqu'à 8,7 %) et
en Na2O (jusqu'à 7,1 %) élevées (Kunzmann,
1999) par rapport à celles en Al2O3 (< 1,7 %). Les teneurs
élevées en TiO2 traduisent une cristallisation tardive
(Gaeta et Mottana, 1991). L'ænigmatite résulte probablement de la
réaction entre la Ti-magnétite et le liquide magmatique
hyperalcalin sous-saturé en silice (Marsh 1975). La sodalite contient
jusqu'à 1,1 % de SO3. La cristallisation des phases
minérales riches en SO3 refl ète souvent des
conditions d'oxydation importante du magma (Di Muro et al., 2004). Les
trachytes sont constitués de phénocristaux d'anorthose--sanidine,
de diopside--augite, de phlogopite--biotite, de kaersutite, de
Ti-magnétite (30 < %
Tableau I : Compositions chimiques
représentatives des laves du Djinga Tadorgal
Figure 5 : Diagramme de distribution
des éléments de transition des laves du Djinga Tadorgal en
fonction de Rb Mbowou et al.
Les teneurs en Zr, Nb et Th sont positivement
corrélés avec celles en Rb (Fig. 6). Les teneurs en Be augmentent
légèrement des basaltes aux benmoréites. Dans les laves
felsiques, ces teneurs sont dispersées. Les teneurs en Y ne sont
comprises qu'entre 20 et 50 ppm dans toutes les laves étudiées,
sauf pour deux phonolites hyperalcalines qui en contiennent jusqu'à 130
ppm.
Figure 6 : Diagramme de distribution des
éléments incompatibles des
laves du Djinga Tardogal en
fonction de Rb Mbowou et al.
Les spectres de terres rares normalisés au manteau
primitif (McDonough et Sun, 1995) des laves basaltiques sont strictement
parallèles (Fig. 7). Les basaltes ont des valeurs du rapport LaN/YbN
élevées (14--20). Les teneurs des terres rares des
benmoréites sont élevées par rapport à celles des
laves basaltiques. Les laves felsiques (trachytes, phonolites s.l.) ont des
spectres légèrement concaves vers le haut (forme en
cuillère) ce qui correspond à un léger appauvrissement en
terres rares moyennes (Nd--Er) et des anomalies négatives en Eu.
Les spectres multiéléments (Fig. 8)
normalisés au manteau primitif (McDonough et Sun, 1995) des laves
basaltiques sont subparallèles, avec des anomalies positives en Nb-Ta.
Des anomalies négatives en P et Ti caractérisent les
40 Rev. CAMES - Série A, Vol. 11, 2010
Figure 7 : Spectre de terres rares
normalisés au manteau primitif (Mc Do-
nough et Sun, 1995) des laves
du Djinga Tardogal Mbowou et al.
spectres des benmoréites. Les spectres des laves felsiques
ont des anomalies négatives en Ba, P, Sr et Ti.
Figure 8 : Spectres
multiéléments normalisés au manteau primitif (Mc
Do-
nough et Sun, 1995) des laves du Djinga Tardogal Mbowou et
al.
IV. DISCUSSION ET CONCLUSIONS
Les laves du Djinga Tadorgal appartiennent à une
série alcaline s.l. [(Na2O + K2O) > 4 %].
Certaines sont hyperalcalines. Les variations des teneurs des
éléments majeurs et en traces peuvent être liées au
fractionnement des phases minérales observées dans les laves.
Pour les laves basaltiques (basaltes et hawaiite), la décroissance des
teneurs en MgO, Fe2O3*, CaO et celle des
éléments de transition (Ni, Co, Cr) est en accord avec la
cristallisation de l'olivine et du clinopyroxène. L'anomalie
négative en Eu des spectres de terres rares des laves felsiques peut
s'expliquer par la cristallisation de feldspaths et celles en Ba et K (spectres
multiéléments) serait liée à la cristallisation de
kaersutite, de biotite et de K-feldspath. De même, l'anomalie
négative en Ti et la diminution des teneurs en V est liée
à la cristallisation de la Ti-magnétite. La diminution des
teneurs en P2O5, allant des basaltes aux laves felsiques, ainsi que
l'anomalie négative en P présentée pour les laves
intermédiaires et les laves felsiques, peut être attribuée
au fractionnement de l'apatite. La forme en cuillère des spectres de
terres rares des laves felsiques et les valeurs élevées du
rapport Nb/Ta (~ 16) sont probablement dues à la cristallisation de la
titanite et de l'apatite (Wörner et al., 1983 ; Weaver, 1990). Les teneurs
en Zr élevées (jusqu'à ~ 2400 ppm) dans les laves
felsiques traduisent l'absence de fractionnement de phases minérales
(zircon) susceptibles de l'incorporer et/ou vraisemblablement un enrichissement
par des fl uides magmatiques (Vard et Williams-Jones, 1993), où la
cristallisation du zircon aurait été inhibée par des
liquides hyperalcalins (Watson, 1979). Des anomalies positives en Zr similaires
ont été décrites pour d'autres laves felsiques du Cameroun
(Tchabal Nganha: Nono et al., 1994; plateau Kapsiki : Ngounouno et al., 2000 ;
Ngaoundéré: Nkouandou et al., 2008).
Les laves du Djinga Tadorgal sont vraisemblablement
co-génétiques comme le suggèrent leur répartition
spatiale sur le terrain, l'évolution des compositions
minéralogiques et les corrélations entre les
éléments incompatibles. La modélisation du fractionnement
des éléments majeurs a été effectuée en
système fermé sur la base du bilan de masse, en minimisant la
somme des carrés des résidus (?r2). L'évolution
basalte--hawaiite est satisfaisante (?r2 = 0,14). La genèse des magmas
de la composition des trachytes n'a pas été concluante (?r2 >
2,0), même en utilisant des magmas de la composition de l'hawaiite. Il en
est de même en ce qui concerne l'évolution
trachyte--phonolite--phonolite hyperalcaline (?r2 > 2,0). L'évolution
des laves felsiques a vraisemblablement été accompagnée,
tardivement, de l'intervention de fl uides magmatiques comme en attestent les
données minéralogiques (présence d'apatite riche en fl uor
et de titanite).
Les mélanges entre les magmas basaltiques et felsiques
ont été suggérés pour expliquer les
caractères pétrographiques, minéralogiques et
géochimiques des laves intermédiaires (mugéarites,
benmoréites) de la vallée de la haute Bénoué
(Ngounouno et al., 2003), du plateau Kapsiki (Ngounouno et al., 2000) et des
régions au nord et à l'est de Ngaoundéré. La
présence simultanée dans les benmoréites du Djinga
Tadorgal de phases minérales caractéristiques des laves
basaltiques (plagioclase) et felsiques (kaersutite, feldspath potassique,
apatite), et la composition chimique intermédiaire de ces laves,
située dans le hiatus (Fig. 3), suggèrent une origine par
mélange magmatique. La modélisation de mélange magmatique,
effectuée par bilan de masse est satisfaisante tant pour les
éléments majeurs que pour les éléments en traces
(?r2 < 2,0). Un magma de la composition de
benmoréites a pu être produit par mélange
de liquides de compositions de basalte (41%) et de trachyte (59%).
Il est communément admis que les basaltes alcalins peu
évolués ont des concentrations en éléments de
transition de la première série relativement constantes (Co = 60
#177; 10 ppm ; Ni = 350 #177; 150 ppm; Villemant et Treuil, 1983). De telles
concentrations résulteraient d'une origine par fusion partielle d'une
source mantellique péridotitique. Les teneurs en Co et Ni (voir Fig. 5)
mesurées dans les basaltes du Djinga Tadorgal correspondent à
celles des laves moins évoluées. Des anomalies positives en Nb-Ta
caractérisent les basaltes alcalins et traduisent vraisemblablement des
teneurs élevées en Nb et Ta dans leur source magmatique. Les
faibles teneurs en K (anomalie négative en K) des basaltes du Djinga
Tadorgal seraient liées à la présence des phases
résiduelles riches en K (phlogopite et/ou amphibole) dans la source
magmatique de la région, comme proposé pour la genèse des
basaltes des secteurs, continental (Fitton et Dunlop, 1985 ; Ngounouno et al.,
2003 ; Suh et al., 2003; Rankenburg et al., 2005) et océanique (Lee et
al., 1994) de la «Ligne Chaude du Cameroun>. La présence de
phlogopite dans la source pourrait retenir non seulement K, mais aussi Rb et Ba
(Sun et McDonough 1989). Les basaltes dérivés des sources de type
HIMU ont de faibles teneurs en K (Weaver et al., 1987; Halliday et al., 1990).
Les compositions isotopiques initiales (recalculées à 10 Ma) du
Sr des laves du massif de Djinga Tadorgal (0,7036 < (87Sr/86Sr)i <0,7042)
sont faibles et similaires à celles des basaltes des domaines
océanique et continental de la «Ligne Chaude du Cameroun>
(Déruelle et al., 2007). Cette caractéristique est une preuve que
la composition des magmas à l'origine des laves du massif de Djinga
Tadorgal n'a pas été affectée par une contamination
crustale signifi cative durant l'ascension.
Le processus de cristallisation fractionnée gouverne la
différenciation des magmas parentaux de la série du Djinga
Tadorgal. Les modélisations de fractionnement effectuées sur les
échantillons du Djinga Tadorgal, bien qu'incomplètement
satisfaisantes, laissent un rôle dominant tout à fait
vraisemblable à un tel processus de différenciation. Des
mélanges entre magmas basaltiques et felsiques ont aussi
été mis en évidence pour la genèse des laves
intermédiaires. Les compositions des sources magmatiques mantelliques du
Djinga Tadorgal seraient de type HIMU (80 % de manteau appauvri et 20% de
croûte océanique altérée) et donc distinctes de
celles de la «Ligne Chaude du Cameroun>, qui est de type FOZO
(Déruelle et al., 2007).
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