Les ceintures metasédimentaires du Néoprotérozoïque

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Les Blocs accrétés au Néoprotérozoïque

Ces blocs sont limités par des zones de cisaillements ductiles. Le sens, le nom et l’interprétation  donnés à ces zones de cisaillement varient selon les auteurs (Windley et al, 1994 ; Martelat et al, 1999 ; de Wit et al, 2001 ; Buchwaldt et al, 2003 ; Jenssen, 2006). Ces blocs ont été affectés par un métamorphisme de faciès amphibolites à granulites.
Le Graphite est caractérisé par l’ubiquité du graphite. Il est composé essentiellement de métasédiments et de métavolcanites. Deux massifs d’anorthosites y sont également observés. La suite magmatique d’Ankiliabo a été datée à 920 Ma et a été métamorphisée à 620 Ma. Ce dernier correspondrait à l’accrétion du Graphite au Vohibory (Gaf, 2008).
Le Vohibory est composé de roches vertes avec des intercalations de marbre à diopside, de métapélite et de métapsammite. Des minéralisations chromifères, cuprifères et aurifères y ont été observées. Le vohibory a été interprété comme étant une ophiolite (Windley et al, 1994) ou comme partie d’un arc insulaire avec le bassin d’arrière arc associé (Jöns et Schenk, 2008).
Le bloc formé par le Vohibory et le Graphite se serait accrété au proto‐Madagascar à 612 Ma (Jöns et Schenk, 2008) ou à 570 – 520 Ma (Gaf, 2008). Ces âges sont similaires à l’âge du métamorphisme granulitique identifié dans l’Androy (Paquette et al, 1994).
Le Bemarivo est composé de métasédiments intrudés par le complexe batholitique de Manambato à 750 Ma et par des charonckites à 520 Ma (Buchwaldt et al, 2003).
Le Milanoa est constitué de séquences volcano‐sédimentaires dont des rhyolites ont été datées à 715 Ma (Tucker et al, 1999a).
Le Bemarivo et le Milanoa sont considérés comme des arcs magmatiques accrétés au proto‐ Madagascar à ~ 540‐520 Ma. Pour Buchwaldt et al (2003) cette accrétion s’est faite suivant un charriage vers le Sud alors que pour Janssen (2006) cette accrétion s’est faite suivant un mouvement décrochant de direction WSW – ENE.

Données sur la géochimie de l’or

Si la valeur chondritique de l’or est de 1 ppm, son clarke est de 1,3 ppb seulement (Butt & Hough, 2009). Wood et al (2006) pense que la majorité de l’or terrestre se trouve actuellement dans le noyau suite aux premières différentiations de la Terre. Ainsi, 98% de l’or terrestre se trouverait dans le noyau (Frimmel, 2008).
En prenant un clarke de 1,5 ppb et 2,97. 10 tonnes comme masse de la croûte terrestre, Frimmel (2008) a calculé qu’il y aurait 45 gigatonnes d’Au dans la croûte terrestre. La quantité d’or produite à ce jour s’élève à 183 000 t et l’estimation des réserves et ressources des gisements connues à ce jour est de 128 000 t (Frimmel, 2008). Ces chiffres traduisent la faible réactivité de l’or, se prêtant mal à une mobilisation et à un transport pouvant conduire à la formation d’un gisement.
A ce jour et à température ambiante, les complexes considérés comme prépondérants lors de la mobilisation et le transport de l’or dans des fluides aqueux sont :
‐ , un complexe de haute stabilité, utilisé lors des processus d’enrichissement de minerai.
‐ , dans des conditions oxydantes.
‐ , dans des conditions réductrices et de pH voisin de la neutralité
‐ , quand les ligands comme , , sont en faible concentration.
‐ , dans des conditions excessivement oxydantes où l’or est sous forme Au(III).
‐ , dans des conditions oxydantes et de faible pH.
(Vlassopoulos and Wood, 1990; Gammons et al, 1997)
A des températures plus élevées et jusqu’à 500°C les complexes seront :
‐ , dans des conditions oxydantes et acides.
‐ , à pH faible à intermédiaire.
‐ , à pH plus élevé.
‐ , dans des milieux très dilués, des pH neutres à alcalins et à haute température.
(Stefánsson & Seward, 2004 ; Tagirov et al, 2005)
Il est à noter que ces données sont issues de travaux expérimentaux.
Des études récentes ont montré la possibilité du transport de l’or par le pétrole. Il a été constaté que certains gisements d’or sont associés spatialement et/ou temporellement à des d’hydrocarbures. Ainsi, en Afrique du Sud, dans la mine d’or de Witwatersrand, des inclusions fluides d’hydrocarbure ont été observées sur les accroissements secondaires des grains de quartz détritiques (William‐Jones et al, 2009). Leurs études expérimentales ont montré une solubilité de 50 ppb Au dans du pétrole brut à 250°C. Toutefois le type de complexe reste encore à définir.

Types de gisement

Différents essais de classification des gisements aurifères ont été proposés par différents auteurs durant les dernières décennies. Tous admettent que la classification est malaisée dans la mesure où les critères ayant servis à définir un type de gisement peuvent être observés dans d’autres types de gisement.
Un exemple type de cette difficulté est le cas des gisements en relation avec des intrusions (Intrusion related gold deposit). Ces gisements ont beaucoup de point en commun avec les gisements de type orogénique.
Ainsi le type de fluide, les paragenèses métalliques et le type d’altération sont similaires (Lang et al, 2001). De même, ces gisements partagent les mêmes environnements géotectoniques (Goldfarb et al, 2000).
La classification ici reportée est celle de Robert et al (2007) et elle porte sur les principaux gisements dans le monde (Tableau 1). D’autres types de gisements n’y sont pas reportés : IOCG (Ironoxide – copper – gold), SEDEX (Sedimentary – exhaltive), complexes ignés mafique/ultramafique à PGE (éléments du groupe du platine) ou à Ni – Cu où l’or peut être un sous‐produit…….Ces types de gisement ne contribuent que pour une infime partie (< 1%) des réserves connues.

Ages des gisements aurifères

La majeure partie de l’or contenu dans les gisements aurifères connus se serait mise en place au niveau de la croûte au Mesoarchéen (3Ga). Cet évènement correspondrait au changement de style de la tectonique globale, de verticale à horizontale et au maximum de température jamais atteint par le manteau (Frimmel, 2008). Cet or se serait continuellement recyclé au niveau de la lithosphère et a conduit aux différents types de gisements aujourd’hui connus. Le témoin de cet évènement à 3 Ga est le gisement de Witwatersrand en Afrique du Sud qui représente 40% des réserves d’or connus.
Si les âges des différents gisements couvrent la période 3Ga à actuel, des pics de fréquence ont été observés et la distribution ne serait donc pas uniforme : ~2,7 à 2,6 Ga, ~2.0 à 1,6 Ga et ~0,6 Ga à actuel (Walshe & Cleverley, 2009). Ces périodes correspondent à des périodes d’accrétion crustale.

Présentation de la carrière d’Antongobato

La carrière d’Antongobato se situe dans la ceinture de Beforona – Alaotra (figures 1 et 2). Cette ceinture est organisée en synclinorium d’axe NS et d’après les cartes géologiques au 1/100 000 de Rantoanina (1959) et Delbos (1962), la carrière est localisée dans un synforme (figure 2). Elle fait partie de la série de Beforona qui est essentiellement constituée de gneiss à amphibole et d’amphibolites (Besairie, 1968).
La figure 3 montre le front de taille de la carrière d’Antongobato. Dans sa partie supérieure, le front de taille montre un complexe migmatitique de roches mafiques, ultramafiques et acides définissant des mélanges (mingling, mixing) (Collins et al, 2003). La partie inférieure du front de taille est composée d’orthogneiss acide.
La délimitation indiquée sur la photo entre les deux parties est plus ou moins arbitraire dans la mesure où il n’a pas été possible d’y accéder. Toutefois, cette délimitation a été basée sur la présence de structures fragiles au niveau de l’orthogneiss acide de la partie inférieure. Ces structures sont bien visibles sur la photo.

Partie inférieure : métagranodiorite (échantillon R49T47) associé à des sills basaltiques

C’est une roche foliée mésocrate à grains moyens montrant des yeux millimétriques de feldspath rosé. Ces yeux sont moulés par la foliation, ce qui fait penser qu’il s’agit de porphyroclastes quoique Vernon (2004) met en garde quant à l’utilisation de ce genre de critère.
La composition minéralogique est la suivante : quartz xénomorphes 25%, plagioclases subautomorphes 20%, feldspaths potassiques xénomophes 15%, biotite 25%, hornblendes vertes xénomorphes 10%, minéraux accessoires 5% dont apatites automorphes, magnétites, sphènes, calcites, zircons, épidotes, myrmékites. Les biotites sont automorphes et sont allongées suivant la foliation.
Les grains de quartz peuvent former de grosses plages en continuité optique, allongées suivant la foliation avec des bordures indentées définissant ainsi des rubans ou des yeux porphyroblastiques (figure 4). De petits grains de biotite sont parfois inclus dans ces plages formant ainsi du quartz poecillitique. Les porphyroclastes et porphyroblastes de feldspath, hornblende et de quartz sont bordés par des plages à plus petits grains de différents minéraux clairs (plagioclase, quartz, microcline) et de plage à ferromagnésiens allongés suivant la foliation. Les petits cristaux sont issus d’une recristallisation par recouvrement. Ces différents caractères donnent à la roche une texture de gneiss mylonitique.
Les grains de quartz allongés montrent des sous joints (figure 5). L’utilisation d’une lame auxiliaire λ a permis de définir qu’il s’agit de sous joints basaux dus à un glissement de direction [C] (Blumenfeld et al, 1986). Il est à noter les deux points suivants : (1) la section de lame mince observée est perpendiculaire à la foliation et parallèle à la linéation et (2) seuls les grains de quartz qui polarisent dans les blancs du premier ordre ont été pris en considération. Les axes [C] des grains de quartz seront ainsi plus ou moins dans le plan de la section, ce qui est une condition pour observer les sous joints basaux (Kruhl, 1996).
La projection de la composition géochimique dans le diagramme Al, Na, K de De La Roche (1974) montre que c’est une roche orthodérivée (figure 6).
La projection dans le diagramme R1 – R2 (De La Roche et al, 1980) montre que la roche a une composition de granodiorite, ce dernier étant de par nature calco‐alcalin (figure 7). Dans tout ce qui suit, cette roche sera appelée métagranodiorite.
La nature des différents minéraux a été précisée par le calcul de leurs formules structurales suivant les recommandations de l’IMA (International Mineralogical Association). Les amphiboles sont de type calcique. Sur la base de 15eNK (Leake et al, 1997), ceux sont des hastingsites et des ferropargasites (figure 8). Les plagioclases sont de type andésine, An 32 – 33. Les micas sont de type phlogopite (figure 9). Les épidotes sont de type pistachite.

Suite migmatitique SM

•Paléosome (échantillon R70T47):
C’est une roche mésocrate à mélanocrate à grains moyens. La composition minéralogique est : plagioclase 40%, hornblende verte 40%, hornblende brune 5%, biotite 5% et 10% de quartz, apatite, sulfures et oxydes. Seuls les apatites et les biotites sont subautomorphes à automorphes, le reste est xénomorphe.
La roche a une structure grenue hétérogranulaire à tendance consertale.
Les plagioclases sont parfois affectés de microfractures et de torsion, ce qui est caractéristiques d’une microstructure submagmatique. La charpente cristalline a subi une contrainte autour du solidus, les microfractures étant remplies de liquide résiduel (figure 18).
Les hornblendes vertes sont parfois maclées et peuvent être incluses de façon peocilitique dans les plagioclases. Les cristaux de biotites hérissent les cristaux de hornblendes vertes et sont allongées dans la direction du clivage de ces dernières. Les hornblendes vertes et brunes peuvent montrer une interpénétration en lamelles, les hornblendes vertes étant les cristaux hôtes. Les hornblendes vertes montrent parfois une structure vésiculée avec du quartz comme vésicules (figure 19). Ces symplectites quartz‐amphibole peuvent être le résultat d’une réaction péritectique lors de la cristallisation du magma : Px + L → amphibole + quartz.
La projection de la composition géochimique dans le diagramme Al, Na, K de De La Roche (1974) montre qu’il s’agit d’une roche orthodérivée (figure 6). La projection dans le diagramme R1 – R2 (De La Roche et al, 1980) montre que la roche a une composition de gabbro alcalin (figure 7).
Figure 18 : microfracture dans plagioclase. Les plans de macle du plagioclase microfracturé sont plus ou moins courbes – LPA (base de photo 5 mm).
• Mélanosome (échantillon R71T47):
C’est une roche mésocrate à mélanocrate à grains moyens. La composition minéralogique est : plagioclase 50%, hornblende verte 20%, biotite 15%, hornblende brune 5% et 10% de quartz, calcite, apatite, oxydes, sulfures, scapolite, feldspath potassique et muscovite.
Les plagioclases forment des agrégats polygonaux qui semblent représenter d’anciens phénocristaux (figure 20). A partir des analyses à la microsonde, les plagioclases se sont avérés être des andésines à .
Les hornblendes vertes forment également des agrégats qui semblent représenter une phase interstitielle entre les phénocristaux de plagioclases. De petits cristaux d’hornblendes vertes sont parfois inclus de façon poecilitique dans les plagioclases. Les hornblendes vertes montrent parfois des vésicules de quartz.
Le calcul des formules structurales de ces hornblendes vertes sur la base de 15eNK (Leake et al, 1997) a montré qu’il s’agit de pargasite (figure 8).
Des ferromagnésiens, seuls les biotites sont subautomorphes, le reste est xénomorphes.
La projection de la composition géochimique dans le diagramme Al, Na, K de De La Roche (1974) montre qu’il s’agit d’une roche orthodérivée (figure 6). La projection dans le diagramme R1 – R2 (De La Roche et al, 1980) montre que la roche a une composition de syenogabbro (figure 7).
• Mésosome (échantillon R72T47):
C’est une roche mésocrate à grains moyens. La composition minéralogique est : plagioclase 60%, biotite 15%, hornblende verte 10%, hornblende brune 5%, apatite 5% et 5% de calcite, quartz, feldspath potassique, oxydes et sulfures.
Les plagioclases forment des agrégats polygonaux avec des porphyroclastes résiduels (figure 20).
Les hornblendes vertes forment également des agrégats et il en est de même des biotites qui forment des agrégats avec les hornblendes brunes. Les hornblendes vertes montrent toutes des alvéoles de quartz et elles sont xénomorphes.
La projection de la composition géochimique dans le diagramme Al, Na, K de De La Roche (1974) montre qu’il s’agit d’une roche orthodérivée (figure 6). La projection dans le diagramme R1 – R2 (De La Roche et al, 1980) montre que la roche a une composition de monzogabbro (figure 7).
• Leucosome (échantillon R73T47):
C’est une roche leucocrate à mésocrate à grains moyens. La composition minéralogique est : plagioclase 65%, hornblende verte 15%, biotite 10%, carbonate 5% et 5% d’apatite, oxydes et sulfures.
Les plagioclases forment des agrégats polygonaux à porphyroclastes résiduels. Ils sont séricitisés (figure 21).
Les hornblendes vertes forment également des agrégats, elles sont xénomorphes et montrent parfois des alvéoles de quartz.
La projection de la composition géochimique dans le diagramme Al, Na, K de De La Roche (1974) montre qu’il s’agit d’une roche orthodérivée (figure 6). La projection dans le diagramme R1 – R2 (De La Roche et al, 1980) montre que la roche a une composition de monzogabbro (figure 7).
• Leucosome (échantillon R74T47):
C’est une roche leucocrate à mésocrate à grains moyens. La composition minéralogique est : microcline 70%, hornblende verte 15%, plagioclase 5% et 10% de quartz, oxydes, sulfures, scapolite, biotite verdâtre, calcite et sphène.
Les microclines forment de gros porphyroclastes subautomorphes bordés par un liseré de petits grains de plagioclase, quartz et microcline, donnant à la roche une structure en cloison (figure 22). Il y a grand développement de myrmékites au niveau des liserés.
Les hornblendes vertes forment des agrégats globuleux.
La projection de la composition géochimique dans le diagramme Al, Na, K de De La Roche (1974) montre qu’il s’agit d’une roche orthodérivée (figure 6). La projection dans le diagramme R1 – R2 (De La Roche et al, 1980) montre que la roche a une composition de syénite quartzique (figure 7).
• Métapyroxénolite (échantillon R75T47):
C’est une roche mélanocrate à grains moyens. La composition minéralogique est : pyroxènes 40 ‐70%, hornblende verte 10 ‐ 40%, sulfures 5% et 10% d’apatite, quartz, scapolite et oxydes. La roche montre de gros cristaux xénomorphes à subautomorphes de pyroxènes bordés par un liseré de petits cristaux de hornblende verte, pyroxène, apatite, scapolite, sulfures et quartz. Cette configuration donne à la roche une structure en cloison (figure 23).
La structure de la roche peut être interprétée comme étant une structure cumulative. Les pyroxènes étant les cumulus et les sulfures, étant interstitiels, des intercumulus (figure 24).
La formation du liseré à petits cristaux serait un phénomène postmagmatique donnant à la roche une structure en cloison.
Les gros cristaux de pyroxènes sont plus ou moins transformés en hornblende verte, trémolite ou chlorite. Les pyroxènes transformés peuvent alors avoir un aspect fibreux et montrés des macles polysynthétiques plus ou moins fins. Incolores ou faiblement colorés en vert pâle, ils ont un angle d’extinction variant de 33° à 39°. La teinte de polarisation est de la fin du premier ordre à début du deuxième ordre. Certains cristaux montrent des clivages grossiers suborthogonaux. Ces caractères optiques font penser qu’il s’agit d’augite. Il est à noter que Collins et al (2003) ont reporté l’existence de grunérites dans ces roches. Ces gros cristaux d’augites n’ont pas fait l’objet d’analyse.
Les gros cristaux d’augites sont corrodés et remplacés par de la hornblende verte ou par un symplectite de hornblende vert et du quartz formant ainsi une couronne. Elles peuvent également être remplacées par de la hornblende verte suivant leurs plans de clivages. Ces derniers sont parfois tordus attestant une déformation autours du solidus. Le calcul de la formule structurale des hornblendes vertes sur la base de 15eNK (Leake et al, 1997) montre qu’il s’agit de magnesiohornblende et d’edenite (figure 8). Ce sont des amphiboles avec du fluor à 0,16 – 0,19 apfu.
Le remplacement des pyroxènes par des amphiboles se traduit par un plus grand développement des surlfures.
Pyroxène et apatite du liseré forment de petits cristaux arrondis. Le calcul de la formule structurale des petits pyroxènes arrondis montre qu’il s’agit de diopside suivant les recommandations de l’IMA (figure 25).

Métagranodiorite (échantillon R49T47)

La figure 39 montre la distribution des terres rares dans R49T47 et R74T47. On y observe un
fort enrichissement en LREE avec / de 17,79 et une anomalie positive en Eu avec
/ de 2,17 pour R49T47. Les allures des deux courbes de distribution sont similaires. R49T47 est plus enrichi en LREE et moins enrichi en MREE et HREE que R74T47. Il y a plus d’amphibole dans ce dernier.
L’utilisation d’une suite de diagrammes de discrimination géotectonique (figure 40) basée sur la combinaison de cinq éléments en trace, Y, Nb, Rb, Yb et Ta (Pearce et al, 1984) montre que R49T47 a une affinité avec les zones de subduction. La métagranodiorite, de part nature calco‐alcalin, pointe dans le champ VAG (Volcanic Arc Granites). Il est à noter que les roches calco‐alcalines sont typiques des zones de subduction.

III‐3. Métapyroxénolite (échantillon R75T47) – Amphibolite (échantillon R47T47)

La figure 41 montre la distribution des terres rares de R75T47 et R47T47. On y observe un léger enrichissement en LREE avec / de 3,96 et de 4,34 respectivement. Ce qui est surtout remarquable c’est le fort enrichissement en tous les éléments. Ainsi, est de 192,71 pour R75T47 et de 195,35 pour R47T47. On a respectivement de 48,66 et de 45,24 pour R75T47 et R47T47. Les deux échantillons ont des anomalies négatives en Eu avec / de 0,30 et 0,49 pour R75T47 et R47T47. Les allures des deux courbes sont similaires. Les valeurs élevées en Cr (842,4) et Ni (224,3) de R47T47 plaident pour une dérivation du magma parent à partir du manteau peridotitique (Wilson, 1998).
R75T47 a été analysé pour l’or par Genalysis, un laboratoire situé en Afrique du Sud et a donné 20 ppb Au (tableau 3). La méthode d’analyse était par FAAS (Flame Atomic Absorption Spectroscopy). L’échantillon est atomisé par une flamme puis illuminé par une radiation de longueur d’onde connue, fonction de l’élément à analyser. La différence de quantité d’énergie pour cette radiation, suite à l’absorption, sera fonction de la concentration de l’élément analysé de l’échantillon.

Basalte (échantillon R22T47)

La figure 42 montre que R22T47 est un basalte de nature tholéiitique. La figure 43 montre la distribution des terres rares de R22T47. La courbe est relativement plate avec un léger enrichissement en LREE, / de 2,55. La figure 44 montre que la distribution des terres rares de R22T47 est comparable à celle d’un MORB de type Pacifique. La comparaison de différents ratios de R22T47 avec ceux des basaltes de différentes origines (Wilson, 1989), tableau 4, montre une affinité pour les bassins d’arrière arc BABB (Back Arc Basin Basalt). Cela est conforté par l’utilisation du diagramme de discrimination géotectonique de Shervais (1982) (figure 45), où le point se projette dans le champ MORB and back‐arc basalt. De même, dans le diagramme de discrimination géotectonique de Pearce et al (1979) (figure 46), l’échantillon se projette dans la zone d’intersection des champs MORB et IAB (Island Arc Basalt). Pearce (2006) note que les BABB ont une composition intermédiaire entre celle des MORB et celle des IAB (Island Arc Basalt) et qu’ils partagent avec ces derniers une concentration élevée en Rb, Ba, LREE et faible en Ti, Zr, Hf si la zone source du magma est proche de l’arc.
Ces dykes basaltiques sont plus ou moins verticaux et de ce fait leur mise en place s’est faite dans un contexte en extension.

Application aux métagranodiorites (échantillon R49T47)

Les métagranodiorites de la carrière d’Antongobato remplissent les conditions de l’applicabilité du baromètre d’Anderson et Smith (1995). Ceux sont des granitoïdes de composition calco‐alcaline avec la minéralogie adéquate. Aussi, 0,56 / 0,24. Ils remplissent également l’application du thermomètre de Blundy et Holland (1990).
Toutefois, si le baromètre a été conçu pour donner la pression de cristallisation d’un pluton, la pression ici calculée sera celle du métamorphisme associé au cisaillement senestre. Une des conditions pour l’application du baromètre est la présence de magma, nécessaire pour diminuer le nombre de degré de liberté du système.
La présence de magma est corroborée par l’existence de sous‐joints basaux dans les quartz en ruban, attestant que la déformation s’est produite autours du solidus. La géochimie de la suite migmatitique SM montre également qu’il y a eu mélange de magmas issus des métagranodiorites et des métagabbros. Enfin, il y a des traces de percolation magmatique ( ?) au niveau des métagranodiorites.
L’utilisation du baromètre nécessite la connaissance de la température. Kretz et Jen (1978) ont étudié l’effet de la température sur la distribution de entre hornblende et pyroxène calcique dans des roches métamorphiques du faciès amphibolite et granulite. A partir de compilation de données, ils ont proposé une relation graphique entre le coefficient de distribution, , et la température (figure 48).
Le coefficient de distribution est : sur un couple diopside – magnesiohornblende (points d’analyse 29 ‐ 30, tableaux 5 et 8) en contact mutuel d’un métapyroxénolite (R75T47). Le 1,39 calculé correspond à 760° .
Avec T = 760°C, la pression donnée par le baromètre d’Anderson et Smith (1995) est P = 7,4 ± 0,6 kbar. Cette pression a été obtenue à partir de deux hastingsites des métagranodiorites (R49T47) qui ont donné respectivement 7,48 kbar et 7,45 kbar (points d’analyse 92 et 88, tableau 5).
A partir de deux couples andésine – hastingsite des métagranodiorites (R49T47), l’application du thermomètre de Blundy et Holland (1990) a donné T = 789 ± 75°C et T = 779 ± 75°C respectivement (points d’analyse 92 – 93 et 88 – 89, tableaux 5 et 7). Il est à noter que le couple 92 – 93 est en contact mutuel et le couple 88 – 89 ne l’est pas.

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Table des matières

Chapitre I : Géologie du Précambrien de Madagascar – Métallogénie de l’or
I‐1. Géologie du Précambrien de Madagascar
I‐1‐1. Les blocs Archéens : Antongil, Masora et Antananarivo
I‐1‐2. La nappe de Tsaratanàna
I‐1‐3. Les nappes du Mésoprotérozoïque : Itremo, Sahantaha et Maha
I‐1‐4. Les ceintures metasédimentaires du Néoprotérozoïque
I‐1‐5. Les blocs accrétés au Néoprotérozoïque
I‐2. Métallogénie de l’or
I‐2‐1. Données sur la géochimie de l’or
I‐2‐2. Conditions de dépôt
I‐2‐3.Types de gisement
I‐2‐4. Ages des gisements aurifères
Chapitre II : Pétrographie et minéralogie
II‐1.Présentation de l’affleurement
II‐2. Partie inférieure : métagranodiorite associé à des sills basaltiques
II‐3. Partie supérieure : complexe migmatitique de roches mafiques, ultramafiques et acides
II‐3‐1. Description de l’affleurement
II‐3‐2. Suite migmatitique SM
II‐3‐3. Remarques
Chapitre III : Géochimie
III‐1. Suite Migmatitique SM
III‐2. Métagranodiorite
III‐3. Métapyroxénolite – Amphibolite
III‐4. Basalte
III‐5. Discussion
Chapitre IV : Géothermobarométrie
IV‐1. Barométrie
IV‐2. Thermométrie
IV‐3. Application aux métagranodiorites
IV‐4. Discussion
Conclusion
Références bibliographiques 

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