ORSTOMINSTllUT FRANÇAIS DE

RECHERCHE SCIENTIFIQUE

POUR LE DEVELOPPEMENT

EN COOPERATION

UNIVERSITE DE POITIERSU.F.R. SCIENCES

FONDAMENTAlES ET APPlIQUEES

L'ALTERATION LATERITIQUE DE PROTORESCUPRIFERES AU BRESIL

Jean-Claude PARISOT

Ce mémoire a fait l'objet d'une thèse soutenuele 20 février 1989pour l'obtention

du diplôme de docteur de l'Université de Poitiers

SOMMAIRE

Sommaire. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . lAvant-propos IIRésumé II lAbstract. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. IVResuma. • • • • . • • • • • . . . • . . • . . . • • . . . • • . • • . • • • • • • . • • • • . • • • • • . • V

INTRODUCTION 0 • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • 1

PREMIERE PARTIEL'ALTERATION SUPERGENE DU GISEMENT DE CHAPADA-GRANDE

CHAPITRE l

CHAPITRE II

CHAPITRE IIICHAPITRE IV

LES TYPES DE PROFILS D'ALTERATION ET LEURSITUATION DANS LE PAySAGE .••••••••••••••.. 9CARACTERISATION PETROLOGIQUE DES PRODUITSD'ALTERATION...................•..•....... 19

CARACTERISATION GEOCHIMIQUE •••••.••..•••.. 51LE CUIVRE : SON COMPORTEMENT AU COURS DEL'ALTERATION....•.••.....••••.••••••..••.. 71

CHAPITRE V CONCLUSIONS : L'EVOLUTION GEOCHIMIQUE DUPAYSAGE. . . . . . . . . . . . • • . • . . . • • • • • • • • • • • • • • .• 93

DEUXIEME PARTIEEVOLUTION SUPERGENE D'AUTRES GISEMENTS DANS D'AUTRES CONTEXTES:ETUDE COMPAREE

CHAPITRE VICHAPITRE VII

SAI.DBO 3A ......•..•••.•••••••••••••••••••. 97

SANTA BLANDINA .........••••.••••••••.••... 123

TROISIEME PARTIEL'ALTERATION SUPERGENE DE GISEMENTS DE CUIVRE AU BRESIL

CHAPITRE VIII L'EVOLUTION DES PROFILS D'ALTERATION AUBRE8IL...............................•... 137

CHAPITRE IX : LE COMPORTEMENT DU CUIVRE •••••••••••••.•. 141

CONCLUSIONS GENERALES .•••••••••..••••.••••••••••••••••••• 149

BILBIOGRAPHIE 153

Liste des figures 165

Liste des tableaux 169

Table des matières 173

Annexe hors textePlanches photographiques •••.••••..•••.••••••••.••• hors texte

II

AVANT-PROPOS

Un grand nombre de personnes ont enrichi cette étude par leur appui, leur compétence et leuramitié. Je suis heureux, au terme de ce travail, de pouvoir les remercier ici. Il m'est impossible de toutes lesnommer dans les lignes qui suivent, mais qu'elles sachent, ainsi que les personnes citées, que mareconnaissance ne se limite pas à l'aspect quelque peu formel de cet avant-propos.

Ma plus profonde gratitude va d'abord à Monsieur J.J. Trescases. En ma'hre attentif, il guida mespremiers pas de géologue et me fit découvrir les altérations tropicales. Ses critiques et ses remarquestoujours pertinentes, ses encouragements et enfin son amitié me furent très précieux. Je suis donc trèsheureux de pouvoir aujourd'hui présenter les résultats de ce travail devant le jury qu'il préside.

Monsieur AJ. Melfi m'accueillit à l'université de Sao Paulo en 1978 alors que j'étais encore "élève"ORSTOM. Il m'a manifesté toute sa confiance en me proposant, en 1980, d'étudier le comportement ducuivre dans les cuirasses ferrugineuses du Centro-Oeste du Brésil. Par la suite Uconfirma cette confianceen permettant l'extension du programme à d'autres sites. Je suis donc très honoré et très reconnaissantqu'il ait accepté de juger ce travail.

A mon retour en France en 1985, Monsieur D. Nahon m'a accueilli dans son équipe pictave,permettant grâce à son appui et à sa confaance la réalisation de la partie analytique de ce travail. Je leremercie d'avoir accepté d'être membre de ce jury.

Mes remerciements vont également à Messieurs A. Decarreau, G. Grandin et G. Pedro qui me fontl'honneur de juger ce travail

J'exprime aussi toute ma gratitude à Monsieur A Meunier, successeur de D. Nahon à la tête del'équipe, pour son amical soutien et les conseils et critiques qu'U m'a prodigués.

Je dois une reconnaissance toute particulière à M.C. Toiedo-Groke et M. Creach dont les travauxont permis d'enrichir ce mémoire.

Je remercie Messieurs B. Boulangé et A Chauvel responsables successifs de l'unité de recherche605 de l'ORSTOM ainsi que Messieurs J.M. Wackermann et F. Jarrige chefs des départements F et TOApour la confaance et l'appui qu'ils ont apportés à mes travaux.

Ce étude n'aurait jamais vu le jour sans l'aide logistique des compagnies Serra do Sul, DOCEGEO etde Monsieur Almeida Prado, ni l'aide financière des institutions brésiliennes, CNPq et FAPESP, etfrançaises, CNRS et ORSTOM.

Enfin comment oublier tout un peuple dont l'accueil, la tolérance et la gentillesse me laissent unegrande "saudade" de ce merveilleux pays qu'est le Brésil: Obrigado a todos.

III

RESUME

L'altération supergène de trois indices de cuivre du Brésil, localisés entre 5° et 24° de latitude sud,est étudiée.

Dans chaque site, l'analyse pétrologique est précisée et complétée par les bilans géochimiques etminéralogiques. L'évolution des différents profils d'altération, de la roche fraîche minéralisée jusqu'à lasurface, est ainsi reconstituée.

Dans les trois sites, l'altération se traduit par une mobilité de tous les éléments qui sont, selon lecontexte géologique, géomorphologique ou climatique, éliminés ou redistribués (verticalement et/oulatéralement) entre les différents faciès d'altération.

A Chapada (Brésil central) et à SaloOO 3A (Nord Brésil), une phase d'altération smectitique,ancienne, est mise en évidence. Celle-ci est reprise par l'altération latéritique actuelle, indiquant uneévolution du climat de l'aride vers l'humide.

Dans ces deux sites, la minéralisation est disséminée dans des schistes. L'altération latéritique est laplus complète à Chapada, où une cuirasse ferrugineuse coiffe les profils de plateaux. La plus grande partiedu cuivre est lixiviée. Le cuivre restant est associé, certainement sous une forme adsorbée, à la goethite.Cette association est fragile : une dissociation entre le fer et le cuivre est notée en sommet de profil (argiletachetée et cuirasse).

A Salobo 3A, les plans de schistosité subverticaux perpendiculaires à la direction de la pente, lecolmatage de la porosité par les smectites de la précédente phase d'altération permettent la formation devermiculites cuprifères. Dans les horizons à structures conservées, celles-ci fixent l'essentiel du stock initialde cuivre.

A sta Blandina (Sud-est du Brésil) la minéralisation est formée par des poches à sulfures massifs

incluses au sein d'un skarn à grenats. Ce contexte particulier permet la formation de chrysocolle à la basedu profil.

Une application de cette étude à la prospection géochimique et à la minéralurgie est proposée.

MOTS-CLES: BRESIL, ALTERATION SUPERGENE, LATERITE, ROCHES METAMOPHIQUES, CUIVRE.GEOCHIMIE, BILANS.

IV

AB5TRACT

The weathering of three brazilian copper deposits, located between 5° and 24° south latitude, isstudied.

ln each area, petrological analysls Is improved and completed by geochemical and mineralogicalbalance. The evolution of the weatherlng profiles are reconstitued from the mineralized fresh rock, up to thesurface.

ln the three areas, weathering results Into mobllity of ail chemical e1ements which are either leachedor redistributed (verticaly and/or lateraly) among the weathered facies, depending on the geologic,geomorphologic or c1imatic environments.

ln Chapada (Central Brazil) and ln Salobo 3A (North Brazil), an oId smectitic weathering precedesthe actual lateritic weathering, indicating a c1imatic evolution from an arid climat to a humid climat.

ln these two areas, ore Is disseminated ln schists. The more complete lateritic weathering Isachieved at Chapada where an Iron crust covers the plateau profiles. Major part of copper is leached outwhereas remaining part is associated with goethite, probably under adsorbed form. This copper-goethiteassociation remains, however, uns13ble in the surface horizons where a dissociation between Fe and Cu isobserved.

ln Salobo 3A, the crys13llization of cupriferous vermiculite is induced by (1) the foliation planesperpendicular to the siope, and (2) the dogging of the porosity by smectite of the preceding weatheringepisode. Major part of primary copper is associated with vermiculite minerai in saprolite.

ln s13 Blandina (South-East Brazil), mineralization occurs as massive sulfide pockets Into a gametskam. This specifie lithology leads to chrysocolla formation.

An application of this study to geochemical prospecting and to the ore treatment Is proposed.

Key-words: BRAZIL, WEATHERING, LATERITE, METAMORPHIC ROCKS, COPPER, GEOCHEMISTRY,BALANCES.

v

RESUMO

A alteraçao supérgena de trés zonas mlnerallzadas em cobre no Brasll e situadas entre 5° e 24° delatitude sul, é estOOada.

Em cada area, 0 estOOo petrol6gico é acompanhado e completado por balanços geoqufmicos emineral6gicos. Desta forma, é possivel reconstitulr as diferentes etapas da evoluçao supérgena que afetouos perfis de alteraçao.

Nas trés areas estOOadas, a a1teraçao caracteriza-se pela mobilidade de todos os elementos, osquais sao lixiviados, ou redistribuidos de accordo corn 0 contexto geol6gico, geomorfol6gico ouleclirnâtico.

Em Chapada-Grande (Centro-Oeste) e em SaloOO 3A (Carajas), é Identificada uma 18se pretérita dealteraçao esmectrtica, a quai é retomada por uma alteraçao laterftica atual. Este 18to indica uma evoluçaoclimatica regional, de um c1ima arido (ou mais seco) para um c1ima mais umido.

Nestas duas areas, a mineralizaçao é disseminada em forrnaçoes xistosas. A alteraçao laterrtica émais desenvolvida em Chapada-Grande, onde uma couraça ferruginosa capeia os perfis de platôs. 0cobre é em grande parte lixiviado e 0 restante encontra-se associado à goethita, provavelmente adsorvido.Esta associaçao é fragil, e nos horizontes superficlas ocorre uma nrtida dissociaçao cobre-ferro.

Em Salobo 3A, os pianos de xistosidade subverticais e perpendiculares à direcçao da vertente e acolmataçao da xistosidade pelas esmectitas da alteraçao pretérita. possibilitam a forrnaçao de vermiculitascuprfferas. Nos horizontes corn estruturas conservadas, a vermiculita fIXa. a maiora parte do estoque decobre.

Em Santa Blandina (Sudeste) a mineralizaçao é constituida por boIsoes de sulfetos maciços,incluidos em um eskarnito granatffero. Este contexto especial possibilita a forrnaçao de crisocola.

Uma aplicaçao à prospecçao geoqufmica e ao tratamento do minério é proposta.

PALAVRAS CHAVES : BRASIL, ALTERACAO SUPERGENA, LATERITA, ROCHAS METAMORFICAS,COBRE, GEOQUIMICA, BALANCOS.

INTRODUCTION

l

INTRODUCTION

1. lE BUT

le Brésil est un immense pays de 8,5 millions de km2 dont 90% du territoire se trouvent dans lazone intertropicale et dont 44% sont occupés par les formations précambriennes du bouclier sud­américain. Ces formations renferment une part importante du potentiel minier de ce pays, et en particulierdes accumulations cuprifères que l'on trouve dans différents contextes géologiques et à différenteslatitudes.

65% du territoire brésilien sont recouverts par un épais manteau latéritique. De nombreux travaux,menés dans les régions Intertropicales ont permis une meilleure compréhension des mécanismes quirégissent d'une part les différentes organisations verticales et latérales de ces couvertures latéritiques(Bocquier, 1971, Boulet, 1974, Chatelin, 1974, Wackermann, 1975, Nahon, 1976, 1987, leprun, 1979, Pion,1979, Chauvel, 1979, Blot, 1980, Millot, 1980, Kronberg et al., 1983, Pedro et Melfi, 1983...) et d'autre partles accumulations d'éléments d'intérêt économique tels que le nickel (Trescases, 1975), l'aluminium(Bardossy, 1983, Boulangé, 1984), le manganèse (Grandin, 1973, Beauvais et al., 1987) ou le fer (Morris,1985, Ramanaidou, 1989). le comportement des autres éléments métalliques au cours de l'altérationlatéritique a fait l'objet d'études plus ponctuelles essentiellement axées sur la prospection géochimique(Chaffee, 1975, Davy, 1979, Zeegers et leprun, 1979, laville-timsit et al., 1983, Govett, 1987...). les travauxconcernant plus spécifiquement le comportement du cuivre sur l'ensemble de profils d'altérationlatéritiques sont peu fréquents (Nickel, 1984, Koud, 1985, Mosser et Zeegers, 1986, Toledo-Groke, 1986,Creach, 1988)

Dans les épais manteaux d'altération qui se développent en zone tropicale à partir de protorescuprifères, le cuivre peut être Iixivié, maintenu ou accumulé. l'interprétation de ces différentscomportements nécessite la compréhension des mécanismes de génèse et d'évolution des profilsd'altération. l'objectif de ce travail est de préciser le comportement géochimique du cuivre dansl'altération latéritique, au Brésil. Une étude comparée de profils développés à partir de protores situés dansdes contextes variés est menée.

II. lE MIUEU NATUREL: LES OBJETS ETUDIES

le cadre géologique et géographique local est présenté en introduction de chacun des sitesétudiés. Il convient cependant de replacer les objets étudiés dans le contexte géologique,géomorphologique et climatique du Brésil qui est présenté succintement ci-<iessous.

A. le contexte géologique

Au cours des vingt dernières années, la connaissance géologique du Brésil s'est considérablementenrichie notamment grâce à un important effort cartographique. les résultats obtenus sont synthétisésdans trois ouvrages de base par Petri et Fûlfaro (1983) pour le Phanérozoïque, Almeida et Hasui (1984)pour le Précambrien et Schobbenhaus et al. (1984) pour l'ensemble de la géologie du Brésil.

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o Cênozoïque WliiWid Paléozoïque k;~}q Précambrien indifférencié

D Mésoz oÎque ~ __ ~ Protérozoique ~ Archéen

Figure 1 : Carte géologique simplifiée du Brésil (d'après Schobbenhaus et al. 1984) et localisation des sitesétudiés. En cartouche, les provinces structurales (Almeida et al. 1977) : 1=Rio Branco,2=Tapaj6s, 3=Sao Francisco, 4=Tocantins, 5=Mantiqueira, 6=Borborema. 7=Pamafba.

8 =Arnazônica, 9 = Parana, 10= Cotière.

BRASILIANO

Etape de transition

Etape de stabilisation

SUD AMERICAINEtape de reactlvatlon

Cycles etévénementstectoniques

RONDONIANO1100 URUACUANO

K'MUDKUPARAGUAZENE

1550

UATUAMA1900

2200 TRANSAMAZONICO

2600

550

700

141

195

235

JEQUIE-AROENSE

-3200 GURIENSE

22,5

-65

Ma1,8

a> -Sédimentation surtout détritique et continentale:J -SI0N -Bassins tectoniques restreints0c:

<3 -Basaltes alcalins -UJ a> -Volcanisme alcalin + carbonatites -Importants bassins::> :J0 ,§" + Kimberlites sur la marge continentaleÔ N -Importante sédimentation -N

~0 détritique continentale -Important volcanisme -Taphrogénèse continentale -a: "<1>UJ E basaltique tholé'llique~ ·::I:D-

a> -Importants bassins sédimentaires Intracratonlques::l.

Faciès marins et continentaux,'Cf'

j ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••Il CRATONISATION DE LA PLATE·FORME ...................................................-Bassins restreints avec sédimentation

~ détritique continentale + volcanisme Granites post-tectoniques Taphrogénèse -acide et IntermédiaIre

.

.1 06formatlona + m6tamorl)hlame : faclèuchlates verts (aml)hlbollt.a)-Cowertures de plates-formes -Faciès géosynclinaux -Importantes zones de ·

~ -Sédimentation surtout pélltlque et -Granites syntectonlques plissements::l carbonatée marine -Mlgmatogénèsefi)

-UJ Déformations + m6tamorl)hlsme : faciès schistes verts (aml)hlbolltes)::>

-Magmatlsme basaltique + alcalin -Abondance de granites0

§ c: -Larges cowertures de plates-formes - Aulacogènes anarogénlques~

--FacIès géosynclinaux -Réactivations des plates-formes

a: E -SédimentatIon surtout aréno-pélltlque continentale à marine -Zones de plissementsUJ

0 -Intense volcanisme acide à Intermédiairea: -D-

... Déformations + m6tamorl)hlsme : faciès amphlbolites et schistes verts

·m-Sédimentation de type Witwatersrand -Complexes maflques ·Mlgmatlsatlon + granltlsatlon ·

"<1> -Complexes volcano-sédlmentalres ultramaflques localisés étendue-.6 (greenstone belts) -Zones de plissements-

Z Déformations + métamorphisme: faciès granulites (amphiboles + schistes verts)UJ -Granlto-gnelss, granltoYdes, gneiss, -Grands complexes maflques ultramaflques -Ceintures orogéniquesUJ

(5 metabasltes, migmatites, -Importants complexes vo/cano-sédlmentalres mobiles

~granulites acides et basiques,charnockltes

65-

Ma

235-

1570

2600-

1900-

1100-

Tableau 1: Evolution de la plate-forme Sud Américaine au Brésil (Schobbenhaus et aL, 1984)

4

Almeida et al. (1977) ont proposé une division du territoire brésilien en dix provinces structurales(fig.1) dont six sont précambriennes. Trois d'entre elles (Rio Branco, Tapaj6s et Sao Francisco) ont unehistoire orogénique qui se termine au Protérozoïque moyen. Elles forment alors les cratons, ou boucliers,amazonien (Rio Branco et Tapaj6s) et du Sao Francisco qui vont jouer le rôle d'arrière pays lors des cyclesorogéniques qui ont continué à affecter les trois autres-provinces jusqu'au début du Paléozoïque.

Quatre événements thermotectoniques qui correspondent aux cycles tectoniques ayant affecté leBrésil ont été Identifiés et sont datés par des méthodes radiométriques. Ces événements concernent lePrécambrien et le début du Paléozoïque (tab.l).

La division stratigraphique du Précambrien brésUien est particulièrement complexe. Dans chaqueprovince sont définies un certain nombre de divisions (unité, super groupe, groupe, séquences...), mais leslimites et les relations avec celles des provinces voisines restent souvent l'objet de débats animés.

Cinq événéments majeurs caractérisent le Phanérozoïque brésilien (Petri et Fulfaro, 1983 ; tab. 1) :

- L'individualisation, au Silurien, des bassins intracratoniques de la Paraïba, de l'Amazone et duParanâ (fig.1).

- Une grande transgression au Dévonien qui dépasse les limites des bassins intracratoniques.

- Le retrait définitif de la mer à la fin du Permien.

- L'ouverture de l'Atlantique à la fin du Jurassique entraine une réactivation tectonique et la formationde fosses tectoniques cotières. Les énormes épanchements de basalte des bassins du Paranâ et duMaranhao, ainsi que les nombreux dykes de basalte qui recoupent les terrains précambriens, sont liés àcet évènement. Cette réactivation tectonique, qui entraine une reprise du soulèvement du territoirebrésilien, culmine à l'Oligocène et est particulièrement importante dans la zone littorale.

- Les bassins intracratoniques perdent leur individualité au Crétacé.

On retiendra donc qu'à partir du Mésozoïque, la plus grande partie du territoire brésilien estémergée ; la sédimentation devient alors essentiellement continentale. Dès l'Oligocène le Brésil présenteglobalement la même configuration qu'actuellement.

L'étude de l'évolution des couvertures pédologiques brésiliennes a fait l'objet de nombreux travaux(Bennema et al., 1970, Pedro et aL, 1976, Melfi et Pedro, 1977, 1978, Volkoff, 1984, Soubies et Chauvel,1985...) et une carte des sols a été récemment publiée (EMBRAPA, 1981). Par contre, contrairement àd'autres réglons du monde (Nahon, 1986), les études de profils d'altération complets, de la roche fraîcheoriginelle jusqu'au sol, restent encore peu fréquentes. Elles concernent essentiellement les altérations deroches contrôlant des accumulations d'Intérêt économique (Fe, AI, Mn, Ni, Melfi et al. 1988).

B. Le contexte géographique

1) La géomorphologie

La géomorphologie du Brésil n'a pas fait l'objet de travaux de synthèse récents. Toutes les étudesrégionales font référence aux travaux de King (1956) dans le BrésU oriental repris par Braun (1970) dans leBrésil central.

5

En se basant sur des critères straligraphiques et géomorphologlques, ces auteurs définissent cinqcycles géomorphologiques et proposent une datation (tab.II).

age 1Holocène

pléistocènePléistOCènel Pl iocène ICrétacé IIIOY. IJUrassique sup.pl iocène crétacé sup. crétacé sup. pel1lien

cycles 1 Paraguaçu Velhas Sud américain1Post gondwanal Gondwana

Tableau Il: Cycles géomorphologlques du Brésil (Braun, 1970)

Deux cycles, Velhas et Sud-américain, sont particulièrement bien marqués dans le paysage par laprésence de surfaces d'aplanissement

2) le climat

Les principaux éléments du climat sont résumés dans la figure 2 et le tableau III.

- ~",,",. "·(IOh

litlOOl''' AU........S~·C.I

'·P~·l

2-1~~f;1

;,-04-§

Figure 2 : Répartition schématique des principaux domaines bio-cJimatiques du Brés" (Melfi et al., 1979)

6

Région1

Cl imat IPréciPitation 1 t~rature !Végétationmoyenne (/11ft) moyenne (0)

Nord-est

1

Tropical

1 1

1 Savane àsemi -aride <800 24-26 épineux :

"caatinga"

Centre-ouest 1 Tr~ical à

1 1 1

SavanesaIsons 1200-1800 22-25 arborée

contrastées "cerrado"

Li ttoral et

1

Tropical

1 1 1

Forêtsud-est slb-chaud 1500-1900 =20 tropicale

slb-hunide hunide

Nord 1 Equatorial 1 1800-2000 1 -26 1 Forêt

Sud ISlb tropical 1

1

1 Forêt àà t~ré 1500-2000 16-20 Arauca~i~s

et praIrIe

Tableau III : Caractéristiques bio-elimatiques des régions représentées sur la figure 1.

C. Localisation des zones étudiées

Trois sites ont été sélectionnés en fonction de leurs caractéristiques géologiques, géographiques etdes possibilités d'échantillonnage. Il est en effet Important que les travaux d'exploration soientsuffisamment avancés pour obtenir un échantillonnage représentatif, mais également que l'exploitation nesoit pas trop ancienne, car les profils peuvent être tronqués et les risques de pollution deviennentimportants. Ces sites se situent entre 5° et 24° de latitude sud à proximité du méridien 5OOW.

Chapada-Grande est situé à 250 km au nord-ouest de Brasilia, dans la région centre-ouest. Cegisement n'est pas encore exploité. Il se trouve dans la province structurale Tocantins, entre les cratonsamazonien et du Sao Francisco. Une cuirasse ferrugineuse recouvre partiellement la zone minéralisée.Aucune accumulation supergène de cuivre n'est notée.

L'étude de ce site fait l'objet de la première partie de ce travail. Les résultats obtenus sur ce premiersite sont ensuite comparés, dans la seconde partie, à ceux obtenus dans deux autres sites, en contextestrès différents

Salobo 3A est situé dans la province minérale de Carajas, à 550 km au sud de Belém. Ce gisementn'est également pas exploité. Il est localisé dans la région nord, sur la bordure est du craton amazonien.Dans le profil d'altération, les teneurs en cuivre sont comparables à celles de la roche mère sans qu'aucunminéral de cuivre (carbonate, silicate...) puisse justifier de telles teneurs.

Santa Blandina est localisé, sur la commune d'Itapeva, à 250 km à l'ouest de la ville de Sao Paulo,dans la région sud-est. Cet indice se situe dans la province structurale de la Mantiqueira. Diverses formesd'accumulation supergène du cuivre sont reconnues dans ce gisement qui a fait l'objet d'une exploitationartisanale.

La troisième partie est consacrée à une synthèse sur le comportement géochimique supergène decuivre en fonction des mécanismes de l'altération en milieu tropical.

7

III. LES METHODES

A. Le terrain

Aprés le choix des sites, Uconvient de sélectionner des profds représentatifs. Selon les sites, Us sontconstitués par des fronts de taille, des talus de routes, des puits, des sondages et des galeriesd'exploration. Ces différents profils sont choisis selon leur position topographique afin de reconstituer destoposéquences.

Une description macroscopique des différents horizons est effectuée avant de prélever leséchantillons représentatifs.

B.Le laboratoire

L'étude des échantillons a nécessité l'utilisation d'un certain nombre de techniques, mises en oeLNreprincipalement à l'Instituto de Geociênclas de l'Unlversldade de Sao Paulo, aux laboratoires de pétrologiede la surface de l'université de Poitiers et de l'ORSTOM.

L'analyse pétrologique commence par l'étude au microscope optique de lames minces et desections polies après induration des échantillons. L'observation à une plus petite échelle est menée graceau microscope électronique à balayage (MEB) et au microscope électronique à transmission (MET)couplés avec un spectromètre.

Les différents constituants reconnus sont caractérisés par :

- l'analyse microchimique in situ sur lames minces par la microsonde électronique (CAMEBAXBRGM/CNRS)

- l'analyse minéralogique par diffraction de rayon X (ORX) sur poudres et poudres microprélevées.Ces analyses sont complétées par des analyses par microdiffraction électronique.

L'analyse chimique est essentiellement effectuée par spectromètrie d'absorption atomique aprèsl'attaque totale de poudres de l'échantillon (roche totale), de poudres obtenues après fractionnementgranulométrique, densimétrique, magnétique. Sont également dosées par cette méthode les solutionsd'attaques sélectives des oxydes de fer par l'oxalate d'ammonium et l'acide oxalique sous UV (de Endredy,1963), ainsi que les solutions obtenues après saturation au Ba02 1M (bases échangeables) et au CuS04O,25M (capacité d'échange vis à vis du cuivre). Ces attaques sélectives sont essentiellement effectuées surla fraction granulomètrique <2It ; dans certains cas particuliers, elles seront également utilisées sur desfractions plus grossières (105-250jl).

L'analyse chimique est complétée par des mesures de densités apparentes, Indispensables pourcalculer les pertes et les gains de chaque élément à volume constant.

Le traitement des résultats : Compte tenu de l'hétérogénéité des roches mères, et comme U estimpossible de suivre l'altération de chaque faciès, les moyennes et écarts types des teneurs de chaqueélément dans chaque type d'horizon sont calculés. Pour chaque élément le degré de signification desdifférences de teneurs entre les horizons est calculé par la méthode des écarts réduits et testé à l'aide de latable de t de student (Schwartz, 1969). La probabilité au seuD de laquelle une différence est significative estalors indiquée. Le terme ·significatir est alors utftisé dans un sens probabiliste.

8

Connaissant les compositions chimiques de chaque horizon (roche totale) ainsi que celles dechaque phase minérale formant cet horizon (analyses microchimiques), U est possible de calculer lacomposition minéralogique de chaque horizon. Il s'agit alors de résoudre un système de n équations(nombre de constituants chimiques) à p Inconnues (quantité de chacune des phases). Un programmeinformatique de résolution matricielle est utUisé ; Uest Indispensable lorque le nombre-de phases est grand.On note qu'il faut que le nombre p de phases soit Inférieur ou égal au nombre n d'éléments entrant dans laconstitution de ces phases. Les systèmes d'altération n'étant généralement pas en équilibre, la règle desphases n'est pas applicable, et U y a souvent coexistence d'un nombre de phases (primaires etsecondaires) supérieur au nombre de constituants chimiques. La résolution du système n'est alorspossible qu'avec certaines approximations ou hypothèses qui seront signalées. Connaissant, la teneur dechaque phase minérale dans chaque horizon, la densité apparente de l'horizon et la densité du minéral(calculée à partir des paramètres de maille ou prise dans la littérature), il est possible d'effectuer le bilanminéralogique de l'altération.

,lere PARTIE

L'ALTERATION SUPERGENEDU GISEMENT DE

CHAPADA-GRANDE

9

CHAPITRE 1

LES TYPES DE PROFILS D'ALTERATION ET LEUR SITUATION DANS LEPAYSAGE

1. CADRE GEOLOGIQUE

La géologie de la région Centre-Ouest a fait l'objet de nombreux travaux. Parmi les plus récents,

Hfaut citer ceux de Ribeiro Filho (1981), Machado (1981), Sabola et Teixelra (1980), Lacerda (1986),

Almeida (1976), Hasui et al. (1980), Danni et Rlbelro (1978) qui concernent plus spécifiquement le

secteur étudié.

La région, où se situe la minéralisation de Chapada-Grande, se tf'OlNe dans une zone orogénique

comprise entre les cratons du Sao Francisco et de l'Amazone. Deux grands groupes sont reconnus: le

groupe Pilar de Goias et le groupe Araxa Le premier a été affecté par les orogénèses Brasiliano (700 à450 MA), Uruaçuano (1400 à 1100 MA) et probablement Transamazonico (2100 à 1800 MA). Le second;plus récent. n'est affecté que par les cydes Brasiliano et Uruaçuano (fig.3).

Figure 3: Carte géologique de la région de Chapada (Machado, 1981). 1=socIe archéen; Groupe Pilar

de Goiâs : 2=unité basale, 3=unlté sommitale; 4=séquence Mara Rosa; 5=groupe

Araxâ; 6= intrusions basiques et ultrabasiques.

10

En discordance sur le socle granit~neissique archéen, le groupe Pilar de Golas est formé parune séquence de type -greenstone" divisée en une unité basale d'origine volcanique et une unitésommitale plus sédimentaire. Des granitoïdes Inclus dans cette séquence sont également datés del'Archéen.

La séquence Mara Rosa, qui renferme la minéralisation, vient en discordance sur la précédente.Elle est formée de gneiss, micaschistes, quartzites et amphibolltes d'origine volcano-sédimentaire. Fucket Marini (1979) donnent à cette séquence un âge compris entre 1800 et 1200 MA Les roches de cetteséquence ont subi un métamorphisme ayant atteint le haut du faciès des amphibolites. Selon lesauteurs, cette séquence se rattache au groupe Pilar de Golas, ou, au groupe Arnxa.

En effet le groupe Araxâ se trouve pratiquement en continuité stratigraphique avec la séquenceMara Rosa. Constituées de micaschistes, quartzites, calcschlstes et calcaires, les formations de cegroupe ont subi un métamorphisme de plus faible Intensité (faciès schistes verts) et n'ont été affectéesque par le cycle Uruaçuano.

La minéralisation est associée aux gneiss et aux micaschistes. Dans ces derniers, cinq facièssont distingués par Silva (1981) selon la proportion relative de micas, disthène et plagioclases. Lesfaciès plus riches en plagioclases sont plus riches en cuivre.

Le principal sulfure est la pyrite. La chalcopyrite est le sulfure de cuivre le plus abondant, mais onnote des traces de bomite et très rarement de chalcoclte. Des traces d'or et d'argent sont associées àla chalcopyrite. Aucune zone de cémentation n'est observée. la zone d'altération météorique (zoned'oxydation) ne montre aucun minéral de cuivre supergène. Le gisement est estimé à 100 millions detonnes de minerai, avec une teneur moyenne de 0,4 % en Cu et 0,35g/t en Au.

L'origine de la minéralisation est encore discutée. Pour Silva (1981), elle serait d'origine syn­sédimentaire. En effet le cuivre est disséminé sur plusieurs kilomètres avec de faibles teneurs. D'autrepart, la minéralisation, de faible épaisseur, est en concordance stratigraphique avec la rocheencaissante. Mals pour Richardson et al. (1986) il s'agirait d'un porphyry copper métamorphisé. Cesderniers se basent sur un age Rb/Sr de 561 MA, plus récent que celui de la séquence Mara Rosa, surune augmentation du rapport pyrite/chalcopyrite et du rapport Fe/(Fe+Mg) des biotites du centre versla périphérie du "porphyre- et sur une forte valeur de f02 (déduite de l'assemblage IIménlte-hématite­magnétite-pyrite) au centre de la minéralisation.

Il. CADRE GEOMORPHOLOGIQUE ET CLIMATIQUE

La minéralisation de Chapada-Grande se situe entre la -Serra Gerai de Golas-, caractérisée parune surface d'aplanissement bien marquée (Sud Américaine) (King, 1956, Braun, 1970), et ladépression cénozoïque du bassin de l'Araguala qui correspond à un graben séparant le craton du SaoFransisco et le craton de l'Amazone.

Dans la région d'étude, deux surfaces d'aplanissement sont mises en évidence. Desreliefs,gneisslques et quartzitiques, de faible extension, aux sommets aplanis, sont considérés commedes reliques de la surface Sud Américaine. Ils dominent de 200 à 300 m la surface prédominantlargement dans le paysage et qui serait attribuée au cycle Velhas. L'altitude moyenne du niveau-Velhas" est d'environ 400 m. Cette surface est recouverte par une cuirasse ferrugineuse, et est ellemême entaillée, sur 20 à 30 m, par le réseau de drainage subactuel.

Il

Dans la zone où la minéralisation a été mise en évidence, la surface "Velhas· est entaillée pardeux types de talweg (flg.4) :

- dans le premier, qui est le plus fréquent, le versant est concave avec une pente forte en amont,le rebord du plateau est souvent formé par un affleurement cuirassé ; le bas de la section montre,généralement, mals pas toujours, une pente convexe; L'Inflexion forme alors une pethe 'errasse·.

- Le deuxième type montre un versant en pente douce situé presque dans le prolongement de lasurface cuirassée et séparé de cette dernière par une petite ·marche· de quelques centimètres à 2mètres de hauteur. Cette ·marche· est fonnée par un affleurement de cuirasse. La section transversale

des talwegs est généralement symétrique, avec deux versants du premier type, ou parfoisdissymétrique avec un versant de chaque type.

Les plus proches reliques de la surface ·Sud Américaine· sont distantes d'environ 10 km et sontformées par des quartzites.

IOOm

Figure 4 : Géomorphologie de la zone minét'alisée. Localisation de la toposéquence. En grisé = surface

cuirassée.

La région ·centroeste· est soumise à un climat tropical à saisons contrastées, caractérisé par une

saison sèche bien marquée de juin à septembre et une saison humide d'octobre à mal durant laquelle

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tombe l'essentiel des 1800 mm annuels. La période de décembre à février reçoit 50% des précipitationsannuelles, alors que moins de 2% tombent durant la saison sèche. La température moyenne est de 23°(30° de maxima 18" de minima)

III. PROFILS D'ALTERATION-

A. Introduction

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380

400

360

Figure 5 : Coupe schématique des horizons d'altération de Chapada. Reconstitution à partir de puits,

sondages et tranchées. 1==cuirasse de plateaux, 2==argile tachetée, 3==argOe bariolée,4 =argile bariolée cohérente, 5 == horizon gris-vert, 6 == roche altérée cohérente,

7==cuirasse de pentes douces, 8=colluvions, 9==aItérite friable, 10==altérite cohérente,11 == roche fraîche.

Une toposéquence a été étudiée à l'aide de cinq puits. Elle est localisée dans la partie N.E. de lazone minéralisée, là OÙ les plus fortes anomalies géochimlques en cuivre ont été détectées. Elle

recoupe un talweg à pentes dissymétriques. Ces puits étant peu profonds (3 à 8m), l'échantOlonnage a

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pu être partiellement complété grâce à des sondages carottés et à une galerie d'exploration. lespremiers échantillons récupérés dans les sondages se situent à environ 15m de profondeur. La galerie,orientée Nord-Sud, a été creusée à SOm de profondeur, et se situe à environ 300m à l'ouest de latoposéquence. Elle traverse uniquement le faciès micaschistes.

Les profils observés pour chaque site topographique, plateau, pente douce, pente forte et fondde vallée, ont permis de reconstituer une coupe synthétique (fig.5).

B. Les faciès profonds

Les limites données pour les horizons profonds sont très approximatives et arbitraires. En effet,d'une part le passage est progressif et les limites Irrégulières et d'autre part les sondages donnent unevision en une dimension ce qui ne permet pas d'avoir une vue d'ensemble des différents faciès. Leslimites proposées correspondent donc aux échantillons les plus profonds où ces faciès ont étéobservés.

1) La roche mère

La roche fraîche minéralisée a été observée, d'une part dans la galerie, et d'autre part dans lessondages carottés. Il s'agit d'un micaschiste de couleur sombre ponctué de taches gris clair. La rochea un grain fin et une structure granoblastique orientée. Elle est composée essentiellement, enproportions variables de quartz (10 à SO%), phlogopite (20 à 40%), plagioclases (oligoclase) (0 à 30%),amphiboles (5 à SO%), muscovite (5 à 20%), disthéne (5 à 20%) et calcite (0 à 10%). En concordanceavec la schistosité, on note une altemance de niveaux décimétriques quartzo-feldspathiques clairs et delits plus sombres riches en ferromagnésiens. Les minéraux accessoires comprennent des oxydes de feret de titane (magnétite, hématite, Uménite), des sphènes, des chlorites, de la sidérite, de l'épidote, de lastaurotide et des sulfures. Les sulfures, où la pyrite domine sur la chalcopyrite, présentent toujours unetexture allongée parallèle à la schistosité. En concordance stratigraphique. on note également desniveaux métriques à décimétriques de quartzites (60 à 80% de quartz, 10 à 15% de muscovite, 5 à 10%de phlogopite). Selon les différents travaux effectués (Silva, 1981, IPT, 1979, 1980, 1981) la schistositéet la foliation observées restent subhorizontales dans la zone minéralisée : U existe cependant desmicroplis. Si aucun accident majeur n'a été mis en évidence, les roches fraîches que j'ai pu observer enplace dans la galerie, présentent un Important réseau de diaclases et quelques petites failles avec deszones de myionites centimétriques.

2) La roche aUérée cohérente: 25-50 m

Les premières traces d'altération apparaissent au niveau des diaclases et des failles, zonesprivilégiées pour la circulation des eaux d'origine météorique. Le contact avec la roche fraîche est donctrès Irrégulier. Reconstitués à partir des sondages, on constate que le plancher et le toit de cet horizonsont globalement subhorizontaux et parallèles à la surface des plateaux.

Ici la roche s'éclaircit, les taches gris clair deviennent blanches et pulvérulentes, la roche devientfriable. les phlogopites gardent encore leur teinte brune et les sulfures sont encore bien visibles.L'observation des sondages montre que cette altération s'élargit rapidement à l'ensemble de la rochepour donner un horizon arénisé friable,les lits quartzo-feldspathiques étant plus Intensément affectés.Certains faciès présentent des petites cavités millimètriques de dissolution dans une roche neprésentant par ailleurs aucune trace d'altération: Bs'agit de la dissolution de carbonate (calcite).

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c. Profil de plateau

1) L'horizon gris-vert : 25-15 m

Dans cet horizon, uniquement observé dans les sondages, la roche prend une couleur gris-vert.Le passage de l'horizon précédent à celui-ci se fait progressivement. Il y a d'abord apparition de tachesverdâtres à gris-vert qui vont en augmentant jusqu'à dominer largement pour donner à la roche sacouleur gris-verlDans les sondages, ce faciès alterne avec des passées d'horizon arénisé, voire deroche fraîche.

A la loupe, les phlogopites acquièrent une teinte mordorée et les anciennes plages blanches seteintent en jaunâtre et deviennent brunes au sommet de cet horizon. Ul couleur verte semble être due àl'altération des minéraux ferromagnésiens. Quoique moins abondants que dans certains faciès de laroche mère, les sulfures sont encore observables (mais l'observation concerne peut-être l'altération defaciès initialement moins riches en sulfures).

2) L'argile bariolée: 15(?)-3 m

15 à 8 m : Cet intervalle n'a pas pu être échantillonné et décrit. En effet Hn'a pas été possible defoncer des puits au-delà de 8m et d'autre part au-dessus de 15 m aucun matériel n'a été récupéré lorsdes sondages. La seule conclusion que l'on peut tirer de très succinctes descriptions des ·logs· desondages, ·residual soils·, est qu'il s'agit d'un matériel très altéré, donc pas récupérable, jaune à brunjaune. On peut cependant supposer qu'il s'agit déjà de l'horizon d'argiles bariolées rencontré au fonddes puits.

8 à 3.5 m : Dans les puits étudiés, on peut séparer cet horizon en deux sous-horizons:

8 à 5 m : La roche est très altérée, jaune à jaune brun, friable mais présentant une bonnecohésion. Ul structure du schiste est bien nette. Ce niveau est riche en micas de grande taille (2 à 5mm) à éclat vitreux. Cet horizon sera appelé argile bariolée cohérente dans la suite.

5 à 3.5 m : Ici aussi la structure de la roche est bien marquée et l'on distingue très bien laschistosité et les microplis. La matrice ocre est striée de niveaux rouges à lie-de-vin et parsemée detaches blanches millimétriques. Les niveaux Iie-de-vin sont plus ou moins concordants avec laschistosité et les taches blanches alignées selon celle-ci. Dans la matrice et les niveaux Iie-de-vin onobserve de très nombreux grains de quartz millimétriques ou microfracturés quand ils sont en plagesplus grandes. Les micas sont moins abondants et de plus petite taille que dans le sous-horizonprécédent. On les retrouve aussi bien dans la matrice que dans les niveaux Iie-de-vin ou les tachesblanches. A différents niveaux. on a noté des veinules manganésifères.

3.5 à 3 m : Niveau de transition. On a toujours une argile bariolée, mals la structure de la rochecommence à s'effacer en de nombreux points. La roche prend une teinte brun jaune à rouge brique.

3) L'argile tachetée: 3 à 1,5 m

Cet horizon est constitué d'une matrice jaune brun à rouge brique, pulvérulente, parsemée depetites taches blanches millimétriques. Dans cette matrice apparaissent des volumes rouge sang et despetits nodules rouge sombre (1 à 4mm), durs qui se séparent facilement de la matrice. On note la

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présence de très nombreux petits grains de quartz (0 < 1mm) et, en moindre quantité, de paillettes demicas. La structure de la roche n'est plus reconnaissable.

Dans cet horizon ainsi que dans le précédent on note la présence de fins tubules (0 < 1mm)caractéristiques de l'activité biologique.

4) l.Jl cuirasse: 1,5 à 0,2 m

1,5 à OAm : A ce niveau la cuirasse est massive, très dure sous le marteau. Elle présenteune matrice ocre bariolée de taches rouges, Ii~e-vin, rouge sombre. Ces taches ont des contoursirréguliers et leur limite avec la matrice ocre et parfois diffuse. Quelques nodules brun foncé (1 à 5mmde 0) s'individualisent et se séparent de la cuirasse sous le choc du marteau. Latéralement lescuirasses échantillonnées à l'affleurement peuvent présenter des variations de faciès. Les nodulesdeviennent plus gros Qusqu'à 3cm) jointifs, parfois s'imbriquant les uns dans les autres. De trèsnombreux grains de quartz (0 < 1mm) parsèment la cuirasse. Des tubules de plusieurs millimètres dediamètre traversent la cuirasse et sont remplis d'un matériel argilo-sableux brun. Certains tubulesprésentent des cutanes brunes de plusieurs millimètres d'épaisseur.

OA à 0,2m: La cuirasse présente le même aspect mais elle est fragmentée en blocsdécimétriques par des fractures centimétriques, aux parois noires et lustrées, remplies d'un matérielargilo-sableux. Les nodules sont plus nombreux sans être jointifs, leur taUle est comparable à celle del'horizon précédent, leur contour général est convexe allongé; Ils sont rarement sphériques.

Ce faciès bien cuirassé est plus développé sur les rebords des plateaux qu'en leur centre oùn'apparail souvent qu'un niveau, d'environ 0,50 à 1 m, de gravillons emballés dans une matricepulvérulente brun rouge. Cet horizon passe progressivement à l'argile tachetée rouge brique.

En bordure des plateaux, la cuirasse se démantèle, plusieurs petits profils ont permis d'observerla succession suivante: des blocs de cuirasse décimétriques reposent sur un horizon d'environ 1m oùl'on trouve de très nombreux nodules et gravillons ferrugineux emballés dans une matrice brun rougepulvérulente. le tout repose sur l'argile tachetée rouge brique. A ce niveau, on note à la surface de lacuirasse des dépressions, de 1 à 10 m de diamètre et 1 à 2 m de profondeur, ayant toujours un exutoirevers la pente.

A proximité de la toposéquence étudiée, la surface cuirassée est interrompue par l'affleurementd'un niveau quartzitique (fig.4).

5) Le sol: 0,2 à Om

Le sol est brun à noir selon la végétation, respectivement prairie ou ·cerrado·. On y trouve de trèsnombreux nodules et gravillons (O,5<0<3cm) aux formes plus ou moins arrondies emballés dans unematrice pulvérulente. Cassés, ces gravillons présentent le même faciès que la cuirasse.

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D. Profils de pentes

1) Pentes douces (puits PB)

a) L'altérite

5 à 3.80 m : L'altérite jaune à brun jaune présente encore une bonne cohésion. La structure de laroche est nette et soulignée par de nombreuses paillettes de micas blancs.

3,BO à 1,30 m : L'altérite devient plus friable. La matrice ocre est parcourue par des litscentimétriques rouges.

Morphologiquement ces horizons sont peu différents de ceux observés dans les profils deplateaux, mais, comme nous le verrons plus loin, Us sont essentiellement smectltlques. Ils serontrespectivement appelés altérite cohérente et altérlte friable dans la suite de ce travail.

1.30 à 1.10 m : On observe un début d'induration de l'altérite qui va en augmentant vers le haut.La structure de la roche est bien visible et est soulignée par les paillettes de micas, abondantes dans ceprofil, et les niveaux Iie~e-vin.

b) La cuirasse

1, 10 à 0.60 m : Cet horizon est induré; les niveaux Ii~e-vin s'assombrissent, deviennent brunrouge et s'anastomosent délimitant des volumes ocre plus friables. La structure de la roche esttoujours visible.

0.60 à 0.2 m : La structure de la roche est effacée, il n'est plus possible de distinguer laschistosité. Toutefois les plages brun rouge qui envahissent de plus en plus la roche conservent àl'échelle de l'affleurement la même orientation que dans l'horizon sous-jacent.

Ces deux horizons présentent de très nombreuses paUlettes de micas.

0.20 à 0 m : Le sol, brun, est formé d'une matrice argilo-sableuse pulvérulente englobant desgravillons et des nodules ferrugineux. Le contact avec l'horizon sous-jacent est parallèle à latopographie.

2) Pentes abruptes

En amont, l'argile tachetée est recouverte par un horizon de colluvions formées essentiellementde nodules et de gravillons, de blocs de cuirasse et de fragments de roche altérée, emballés dans unematrice pulvérulente brun rouge. Cet horizon va en s'épaississant vers l'aval et peut atteindre 3 md'épaisseur.

En milieu de pente (puits PD) et en aval, ces colluvions reposent sur l'artérite smectitique.

E. Profils de fonds de vallée (puits PC)

La nappe rencontrée à 3m dans le puits PC nous a empêché de dépasser ce niveau. D'après lesdonnées de sondage, l'horizon gris-vert n'est pas observé dans les profils de fond de vallée.

,-

17

En surface on observe la même succession d'horizons que dans les profils de pentes. Ici, lesommet du profil est coiffé par un bloc métrique de roche peu altérée, de couleur blanche avec des litsrubéfiés. Un mince sol (30 cm), noir avec des nodules ferrugineux (0,5 cm de 0) recouvre l'ensemble.

F. conclusion

De l'étude mophologique des profils d'altération, quatre points sont à retenir:

- le plancher et le toit de l'horizon de roche altérée cohérente sont subhorizontaux et globalementparallèles à la surface des plateaux. Ils ne suivent pas la pente topographique.

- l'horizon d'argile bariolée des plateaux passe latéralement à un horizon d'a1térite smectitiquesur les pentes

- dans certaines conditions particulières (pentes douces), Il peut se développer sur l'altéritesmectitique une cuirasse ferrugineuse.

- la surface d'aplanissement cuirassée est entaillée par le réseau de drainage subaetuel quirecoupe l'altérite smectitique.

19

CHAPITRE Il

CARACTERISATION PETROLOGIQUE DES PRODUITS D'ALTERATION

1. DEBUT DE L'ALTERATION METEORIQUE

Seront traités Ici les échantillons de la roche altérée cohérente. Globalement l'altération supergènese caratérise surtout par des dissolutions et l'envahissement des vides ainsi formés par un plasma argileux.Les minéraux sont présentés par ordre d'altération décroissante.

A. Les minéraux parentaux

1) La calcite

La calcite forme à l'échelle de la lame mince des petits lits discontinus parallèles à la foliation. Elleest souvent associée aux plagioclases et aux quartz. Il s'agit de calcite pratiquement pas magnésienne(tab.IV).

Si02 1 Feo 1 Ns20 1 ~O 1 Al2~ 1 MnO 1 MgO 1 caO 1 CuQ 1 Ti02 1 TOTAL

Calcitemoy. 1 0,13 1 0,18 1 0,02 1 0,03 1 0,05 1 0,24 1 0,03 1 51,91 1 0,03 1 0,01E.T. 0,15 0,25 0,30 0,04 0,06 0,18 0,45 2,98 0,08 0,01

Plasma argi Leuxmoy·150,93/1,69 1 0,1211,33119,941 0,0213,791 1,6710,0310,01E.T. 6,20 0,68 0,07 0,72 2,85 0,03 1,36 0,48 0,05 0,01

52,63

79,53

Tableau IV : Moyennes et ecarts-types des analyses (%) à la microsonde de calcites (n =6) et de leurproduit de remplacement (n=17)

On observe une dissolution de la calcite et son remplacement concomitant par un plasmasmectitique. L'examen au MEB (photo 1) montre bien la dissolution de la calcite et son remplacement parla smectite.

2) Les plagioclases

Plus abondants dans les faciès gneissiques et certains faciès micaschisteux, les plagioclases qui ontété analysés présentent des compositions d'oligoclase-andésine (60 à 95 % en albite) (tab.V). Leur

composition moyenne est: N<to,a1,Cao,21,Kot01[AJ1,22,SI2,n,Oa) Silva (1981) et IPT (1979,1980) notent

du microcline dans les faciès gneisslques que Je n'ai pas pu échantillonner.

Dans cet horizon, les grains présentent généralement des contours arrondis avec des golfes decorrosion ; plus rarement, et seulement lorsque l'altération du minéral est plus poussée, les directionscristallines guident l'altération (fig.6). L'a1térntion débute toujours par les joints de grains. Comme pour lacalcite, les zones corrodées de chaque grain sont remplacées par de la smectite. Elle peut pénétrer leminéral par des fissures en coins aux contoursJrréguliers. Dans un même échantillon les plagioclases sont

plus aJtérés lorsqu'Us sont contigus à la calcite.

20

J 5i02 feO 1 Na20 1 "2° 1 A1 2'3 1 MnO 1 MgO 1 CaO 1 C~ 1 Ti02 1 TOTAL

Plagioclases1IlOY. 1 60,91 0,14 1 9,20 1 0,13 22,67 1 0,02 1 0,12 1 4,35 0,03 0,02 1 97,59Ll. 4,35 0,37 1,24 0,29 1,46 0,04 0,45 1,21 0,06 0,04

PlaSlll8 argileux

~'152,881 1,64 1 0,12 1 1,89 1 20,64 1 0,04 1 4,14 1 1,82 0,08 0,04 1 83 ,29E.T. 3,77 0,63 0,07 0,67 2,00 0,05 1,07 0,50 0,10 0,11

Tableau V : Moyennes et ecarts-types des analyses (%) à la microsonde des plagioclases (n = 16) et de leurproduit d'altération (n=28)

Figure 6 Organisation microscopique de l'horizon roche altérée cohérente. P= plagioclase,Ph=phlogopite, Q =quartz, Sm =smectite.

3) Les amphiboles

On a observé des amphiboles orthorhombiques (anthophyllite) et monocliniques (hornblendesvertes). Dans les faciés échantillonnés, les amphiboles monocliniques dominent très largement.L'anthophyllite étant sporadique, Un'a pas été possible de suivre son altération.

Les hornblendes vertes se présentent en cristaux trapus subautomorphes. leurs compositionschimiques reportées dans le diagramme de Leake (1978) (fig.7) se situent dans les domaines des "ferroanpargasite" et "ferroan pargasite hornblende", Leur formule structurale moyenne peut s'écrire:

21

677,5

EDENITIC FlAReAS.PAR6ASITE

SILlCle HORNBL.EDENITE •

EDENITE HORNBL. •• •• • ••• ••... •• .-FE.-PARe FERROAN

SILlCICHORNBL. PAR6ASITE

FERRO - EDENITE

F ERRO-EDENITE FERRO-

IPARQlSI. F ERRO-PARGASITE

HORNBL.

1 18

o

0,8

0,5

Si

Figure 7: Position des amphiboles dans le diagramme Mg/(Mg+Fe2+)-5i (Leake, 1978).

Les premières traces d'altération se manifestent par une OlNerture des clivages (fins dans le minéralsain ils deviennent plus larges et sombres dans le minéral altéré). Le plasma argOeux apparait ensuite à ceniveau. la pseudomorphose par le plasma se fait alors rapidement On note que les teneurs en fer et enmagnésium du plasma argileux sont beaucoup plus faibles que dans les amphiboles parentales (tab.VI).

4,06 1 D,OS 1 0,97 1 17,43 1 0,02 11,82 0,03 0,26 3,95 0,04

~iboles

may. 1 41,45 1LT. 1,26

Plasma argileuxmoy. 1 43,99 1L 1. 6,00

13,111,29

16,21 1 0,40 10,70 0,13

10,77 1 9,73 1 0,05 1 0,491,02 0,60 0,09 0,20

3,79 1 1,23 1 0,06 1 0,030,85 0,28 0,09 0,03

Tableau VI: Moyennes et écarts-types des analyses (%) à la microsonde des amphiboles (n=20) et de leurproduit d'altération (n = 9)

4) Les micas

a) Les phlogopites

1 Si02 1 Feo 1 Na20 1 K.z0 1 Al2~ 1 MnO 1 MgO 1 cao 1 CtD 1 Ti02 1 TOTAL

Phlogopites

1IIOy. 1 38,36 1f.T. 2,54

Plasma argileux

1IIOy. 1 52,73 1f.1. 5,37

10,70 1 0,27 1 8,37 1 17,58 1 0,07 1 16,26 1 0,04 1 0,04 1 1,16 1 92,851,47 0,08 0,83 0,81 0,07 1,27 0,05 0,07 0,18

2,80 1 0,09 1 1,19 1 19,36 1 0,04 1 4,88 1 1,24 1 0,03 1 0,11 1 82,471,62 0,08 D,53 4,19 0,07 3,17 0,65 0,05 0,15

Tableau VII : Moyennes et écarts-types des analyses (%) microsonde des phI0g0pites (n=34) et de leurproduit d'altération (n=9)

22

Ces micas présentent des teneurs en magnésium élevées et des teneurs en fer relativement faibles,indiquant qu'i s'agit de phIogopites (tab.V1I). Elles présentent la formule structurale moyenne suivante:

La faible valeur en potassium est certainement la trace d'un début d'altération. Ces analyses, exprimées enatomes, reportés dans un diagramme Mg-A1-Fe2 +, montrent que ces micas sont à la frontière du domainedes phlogopites (fig.a).

Certaines microanalyses de phlogopites saines révèlent des teneurs en cuivre non négligeablesOusqu'à 0,2%). Toutefois, lorsque l'on fait le calcul de formule structurale en introduisant le cuivre enposition Interfoliaire, on note un déficit de charge correspondant au cuivre. Le même calcul sans le cuivreest é1éctriquement équilibré. Il semble donc que le cuivre n'entre pas dans la structure du mica. Laprésence de microinclusions de sulfures peut être envisagée.

On note la présence, assez rare, de biotites vertes. Leur composition est voisine de celle desphlogopites. Elles se localisent en bordure d'amphiboles ou associées à la muscovite. Il semblerait qu'ellessoient liées à des phénomènes de retromorphose.

Mg

AI Fe 2+1---------- ---"

Figure a : Position des phlogopites (Ph) et de leurs produits d'altération (ait) dans le triangle Mg-A1-Fe2+.Bi=biotite.

Vers le sommet de cet horizon, les phlogopites présentent des traces d'altération caractéristiques deces minéraux: début d'OtNerture en éventail des feuillets, ségrégation du fer sur le pourtour des grains etentre les feuillets. Ces phases sont peu développées et leur analyse est délicate. On note, cependant, uneperte en potassium, magnésium et fer (tab.VIII).

23

N· 1 S;02 1 Feo 1 Al2O:J 1 MgO IMnO 1 Na20 1 Kz0 1 cao 1c~ 1 Ti02 1 TOTAL

875 41,92 6,15 26,04 9,04 0,00 0,55 7,31 0,02 0,04 0,60 91,66839 35,02 9,69 18,13 19,98 0,05 0,22 6,01 0,00 0,00 0,72 89,82B86 29,20 7,95 15,75 8,60 0,00 0,53 4,37 0,19 0,19 0,67 67,45818 36,40 8,85 26,00 17,31 0,00 0,29 3,66 0,01 0,00 0,35 92,87843 56,34 3,28 23,67 7,48 0,00 0,02 0,80 0,01 0,20 0,25 92,05

Tableau VIII: Analyses (%) microsonde de phlogopites à différents degrés d'altération. Les analyses sont

classées selon les teneurs en K décroissantes.

Les observations au MEB n'ont pas permis de voir clairement ces produits d'altération. Certainsgrains présentent une bordure légèrement effilochée, mais il n'a pas été w de relation nette avec le plasmaargileux environnant.

b) Les micas blancs

Deux types de micas blancs ont été mis en évidence: des paragonites et des muscovites. 1/ n'ajamais été observé dans une même échantillon l'association de ces deux minéraux quoique lesparagénèses qui les accompagnent ne présentent pas a priori, de différences notables. On a calculé lesformules structurales moyennes suivantes:

paragonite

Na1,6,Ko,og.Cao,1 (M90,03,TiO,01,Fe2

+O,08,A13,98)[A12,12.SiS,28,02Q] (OH)4

muscovite

Naa,31 ,K1,55(M90,23,Tio,06,Fe2

+O,22,A13,61)[A11,82,Si6.18,020](OH)4

Dans ce dernier minéral, les fortes valeurs en Mg et en Fe indiquent qu'U s'agit de phengite.

Dans certains échantillons, la muscovite appara'il comme intimement associée à de la biotite verte.Fréquemment les micas pelNent entourer des quartz ou des calcites.

Comme pour les phlogopites, certaines analyses contiennent du cuivre et de même cet élément ne

semble pas entrer dans la structure du minéral.

A ce stade. les micas blancs ne présentent aucune trace d'altération supergène.

5) Les quartz

En lame mince, les quartz se présentent sous deux formes:

- en cristaux automorphes ou subautomorphes de petite taille (10 à 501t)

- en plages plus grandes (1001t) engrénées en puzzle et associées aux précédents. On note, assezrarement, en bordure de ces grains, des traces de resiliciflC8tion.

Les microanalyses de quartz pelNent présenter des teneurs en cuivre variant de 500 à 1000 ppm.

Elles sont très ponctuelles et sont vraisemblablement dues à des mlcrolnclusions de sulfures.

24

Dans les deux types Ua été observé des Inclusions de rutile.

L'examen au MEB et au microscope a permis de mettre en évidence des traces de dissolution quiaffectent indifféremment les deux types de quartz.

6) Les sulfures

Les seuls sulfures observés sont la pyrite et la chalcopyrite. Ils sont plus abondants dans les facièsles plus feldspathiques (gneiss et micaschistes à plagioclases) (IPT, 1979 et Silva, 1981), mais on lesretrouve dans tous les faciès.

La pyrite se présente la plupart du temps en cristaux automorphes de taUle variable (10 à 100jL).C'est le sulfure le plus abondant. Dans les premiers stades de l'altération, on ne note pas de modificationde ce minéral.

La chalcopyrite peut se présenter en grains xénomorphes ou automorphes de taille variable. Trèsvite la chalcopyrite montre des traces de dissolution (photo 14). Le plasma smectitique qui borde leminerai se teinte alors en rouille et les microanalyses permettent d'y déceler des faibles teneurs en cuivre.

Quand chalcopyrite et pyrite sont associées, seul le plasma bordant la chalcopyrite se teinte derouille.

7) Les disthènes

Généralement en cristaux automorphes de grande taille (0,1 à 2 mm), les disthènes renferment trèssouvent des grains de quartz. Ils présentent parfois des traces d'altération par le plasma argileux au niveaudu clivage et des fractures. Comme pour le quartz certaines microanalyses ont révélé la présenceponctuelle de faible teneurs en cuivre ce qui laisse supposer la présence de microinclusions de sulfures.

8) Les minéraux accessoires

On note la présence d'oxydes de fer et de titane (magnétite, hématite, d'Uménite), de sphène,de chlorites (toujours associées aux phlogopites), de sidérite, de staurotide et d'épldote

Ces minéraux sont plus rares et n'apparaissent que dans certains faciès. Là où ils ont été observés,ils ne présentent pas de traces d'altération.

25

B Le plasma argileux

1) caractérisation pétrologique et minéralogique

Sm V

8.7

10

Mil IIlyc: 016

i20

i30 -2e

ili

A 10.211

12.3

i10

K c:hauffcl

Figure 9 : Diffractogrammes de rayons X de la fraction<211 de la roche altérée cohérente.

550·

26

Cette phase argileuse, jamais observée dans la roche fraîche, envahit progressivement la roche audétriment des minéraux parentaux. D'abord localisée dans les cavités de dissolution de la calcite, elle

affecte ensuite les amphiboles, les plagioclases et les biotites. Lorsque l'altération est bien développée, ceplasma suit la schistosité et les contours des minéraux pseudomorphosés sont alors souvent soulignés parun fin liseré sombre d'oxydes de fer.

Le plasma argileux se présente en masses compactes jaunâtres, cryptocristallines, avec une fortebiréfringence.

La fraction inférieure à 4 des échantillons de ce faciès, obtenue aprés concassage, a été analyséepar diffraction de RX sur lames orientées. Dans tous les échantillons on note une phase smectitiquedominante ainsi que de la kaolinite. On observe aussi la présence de paragonite (9,6 Â) et de phlogopiteet/ou muscovite (10 Â). D'autre part, on note dans certains échantUlons, indépendamment de leur positiondans le profil, un pic à 14 Â. Son comportement au chauffage et glycolage indique qu'U s'agit d'unevermiculite (fig.9).

Le calcul des surfaces des pics obtenus par diffraction des rayons X (ORX) pennet d'estimer la

proportion de chacunes des phases minérales. Selon les échantillons elles varient de 70 à 90% pour lasmectite, 0 à 15% pour la vermiculite, 4 à 10% pour les micas et 3 à 7% pour les kaolinites. On noteégalement que le pic à 10 Â des micas est décalé vers les petits angles, ce qui Indique un débutd'hydratation de ces phases micacées.

La kaolinite est surtout observée comme produit de remplissage de pores (50 à 100" de diamètre).Mais les analyses, par ORX de microprélèvements du plasma argileux, montrent également la présence detraces de kaolinite associées à la smectite. On note que la kaolinite est l'unique phase argileuserencontrée dans deux échantillons peu altérés de la base de cet horizon (48 et 56 m).

moy. 1 50,07 1 19,62 1 2,06 1 0,03 1 3,80 1 0,13 1 1,62 1 1,61 1 0,06 1 0,03 1 79,03E.T. 6,89 3,17 1,16 0,04 1,52 O,OS 0,72 0,55 0,09 O,OS

Tableau IX : Moyenne et écart-type des analyses (%) à la microsonde du plasma argileux (n=87) de

l'horizon roche altérée cohérente

Les analyses à la microsonde de ce plasma montrent des variations importantes des teneurs en fer,

alcalins et alcalino-terreux (tab.lX).

La figure 10, où sont reportées les valeurs de l'occupation octaèdrique en fonction de la sommeNa+K, montre que la grande majorité des points se regroupent dans le domaine des smectitesdioctaèdriques. Certains points, peu nombreux, se placent d'une part dans le domaine des micas blancsQes teneurs en Na et K indiquent la présence de paragonite et surtout d'Hlite), d'autre part dans, ou àproximité, du domaine des phlogopites. La présence, dans ce plasma, de micas blancs et de phlogoplte,hérités de la roche fraîche, est certainement responsable de la teneur moyenne élevée en potassium.

27

K .. No

2 mie os blanc. phlogopite...l,•

•• •• • •

phlogopite ait... •

*•plasma

• :';;"• •

04 6 OC.Octa.

Figure 10 Position du plasma argileux de la roche altérée cohérente dans le diagramme

K+Na/occupation octaèdrique.

510r

Ph.

]R2

MR)

r 'l ,

1 ph. chi, r

'- "

,

~1 •,/

1 • ..;'

\

\\

\

\\

\2 R) L- L ---'- ---" Fe2

03

Figure 11 : Position du plasma argDeux de la roche altérée cohérente dans le diagramme Si02-A120 3­

Fe203 et le diagramme MR3-2ftJ-3R2 (fer exprimé en Fe3 +), ph.Ch.=phIogopite.

Dans le diagramme triangulaire Si02-A120 3-FeO, les analyses se regroupent dans le domaine dessmectites. Les mêmes analyses, mais exprimées en atomes, reportées dans le diagramme MR3-2R3-3R2

se placent entre montmonllonite. llite et vermiculite (fig.11).

28

2) Influence des minéraux primaires

les analyses à la microsonde effectuées selon des coupes n'ont pas permis de mettre en évidenceune influence nette du minéral pseudomorphosé sur le plasma argileux.

Pour chaque élément, les moyennes des analyses des plasmas argUeux, regroupées par type deminéral pseudomorphosé, pelNent être comparées deux à deux. Le degré de signification des différencesentre ces moyennes prises deux à deux a été testé (Schwartz, 1969). Sont retenues les différences

significatives avec une probabilité de 95%. Les éléments caractéristiques de chaque minéral sont examinés(tabJ<).

a 1 amph·1 phlo·1 cale. 1 cpy. amph·1 phlo. 1 calc. 1 cpy.

b Sien FeOplag. -8,9 ns ns -5,0 2,4 1,2 ns nsamp • 8,7 6,9 ns ns -2,4 -2,2phlo. ns ns -1,1 nscalc. ns ns

NazO K20plag. -0,1 ns ns ns -0,9 -0,7 -0,6 1 -1,1am~h. ns 0,1 ns ns ns ns

1ph o. ns ns ns nscalc. ns ns

Ah 03 MgOplag. -3,2 ns

1ns ns ns ns ns -1, 7

amîh • ns ns ns ns ns -1,41>n o. ns bs ns nscalc. ns -1,3

CaO CuOPlag. -0,6 -0,6 ns ns ns ns ns nsamp • ns 0,4 0,4 ns ns nsphlo. ns ns ns 0,1calc. ns 0,1

Tableau X : Différences (a-b) entre les teneurs en % des produits d'altération des minéraux primaires. plag.,amph., phlo., cale., cpy. = respectivement produits d'altération des plagioclases,amphiboles, phI0g0pites, calcites, chalcopyrites; ns = différence non significative au seuil

de 5%.

Globalement, quel que soit le minéral pseudornorphosé, les différences observées sont faibles oupas significatives au seuil de 5% choisi lors du test.

En ce qui concerne les faibles différences observées et statistiquement significatives, on note:

- que les pseudomorphoses de micas et d'amphiboles présentent des teneurs en fer plus élevéesque celles des plagiodases et des calcites. Les pseudomorphoses de chalcopyrite présentent des teneursen fer plus faibles que celles du plasma issu des amphiboles.

- que le potassium présente des teneurs plus élevées dans les pseudomorphoses de plagiodaseque dans toutes les autres.

29

- que le calcium est plus élevé dans les pseudomorphoses de plagioclases et de calcites que danscelles d'amphiboles et de micas mais la différence entre -plagioclase- et -calcite- n'est pas significative auseuil de 5%.

- enfin, le cuivre présente des teneurs significativement plus élevées dans les pseudomorphoses dechalcopyrite que dans celles de micas et de calcites.

Il ressort de ces comparaisons que la composition des minéraux primaires a une légère influencesur celle de leurs produits d'altération. C'est surtout vrai pour le fer libéré par les amphiboles et lesphlogopites. Les teneurs en potassium plus élevées dans les produits d'altération des plagioclasespourraient indiquer une transformation préalable du feldspath en sérielte. Cependant celle-ci n'a jamais étéobservée dans les roches fraîches échantillonnées.

3) Le bilan

Connaissant la composition chimique et les paramètres de maille calculés à partir des diagrammesde RX, on peut calculer la densité de la smectite qui est alors de 2,04. la porosité a été estimée à partir desobservations au M.E.B. à 45% ce qui donne une densité apparente de 1,12 pour le plasma argileux.L'observation microscopique montre une conservation de volume dans les pseudomorphoses deplagioclases, d'amphiboles et de calcites. Dans le cas des phlogopites Il y a une augmentation de volumequi est difficile à estimer. En première approximation. on peut faire un calcul du bUan de l'altération desphlogopites à aluminium constant.

1 Volume constant (910m3)Plagioclases

min. ~ain 1 161,4 1 0,4 1 24,4 1 0,4 160 '1 1 0'

061 0'31

11,51 0'1 1 2,65smectlte 59,2 1,8 0,1 2,1 23,1 0,04 4,6 2,0 0,0 1,12dit. % -63 +400 -99 +490 -62 - +1400 -82

Anphibolesmin. ~ain 1 136,8 1 43,3 1 8,1 1 1,0 1 53,5 1 1'331 35,5/ 32,1 11'64 1 3,30smectlte 46,1 4,1 0,1 1,118,3 0,02 4,0 1,3 0,03 1,12dit. % -66 -90 -99 +10 -66 -98 -89 -96 -98

Calcitesmin.sain

1~7,0 1 1~9 1 0~1 1 1~5 1 22~3 1 0~02 1 ~,2 1

135 1- /2,60smectite 1,9 1,12

dit. % -99All.ninÏLn constant

Ph 1ogopi tes

min. sain 1 218,2 1 60,8 1 1,5 1 41,6 1 -smecti te 272,4 14,5 0,4 6,1dit. % +25 -76 -13 -87

Tableau XI: Bilan de l'altération minéral par minéral

1

0,4 10,2 92,5 1 0,2 1 6,4 125,2 6,4 0,5-13 +3100 -92

Ces calculs permettent de quantifier les mouvements élémentaires qu'entrainent cespseudomorphoses (tab.XI). On note:

- pour la calcite la perte presque totale de calcium et évidemment un apport des autres éléments

- pour les plagioclases le gain en potassium. en fer et en magnésium et les pertes importantes desautres éléments

30

- pour les amphiboles la perte de tous les éléments sauf du potassium qui augmente légèrement

- pour les phlogopites l'important gain en calcium et la perte des autres éléments sauf de la silice et

de l'aluminium (hypothèse de calcul).

La comparaison des teneurs lsovolumes (tab.XII) entre les roches fraîches et les roches altérées

d'un même faciès permet de constater un gain en magnésium et une perte de sodium et de silice. Le

magnésium qui s'accumule dans cet horizon provient de l'altération des phyllosilicates des niveaux sus­jacents. Les autres éléments ne présentent pas de différences significatives, ce qui montre, à l'échelle de

tout ce faciès initial de l'altération, la complémentarité des différents minéraux primaires, et

J'homogénéisation presque totale des éléments livrés par chacun d'eux pour former un seul type deplasma argileux.

R.fraîches 165,2 22,9 31,0 6,9 0,1 4,8 6,7 8,1 1,8 0,9

R.altérées 135,7 23,0 27,0 10,4 0,1 1,3 6,1 9,6 1,3 1,0

Dit. ~ -17,9 50,7 -n,9

Tableau XII : Moyennes des analyses isovolume (g/cm3). Sont indiquées les différences significatives au

seuil de 2%.

C. Conclusion

Cette première étape de l'altération se caractérise par des phénomènes de dissolution qui affectentpratiquement tous les minéraux et leur remplacement par un plasma smeetitique.

Les premiers minéraux qui s'a1térent sont la calcite et le plagioclase avant l'amphibole et plus

tardivement la phlogopite. Dans chacune de ces pseudomorphoses Il y a apport d'élément étranger au

minéral transformé. ces éléments étant fournis par l'altération d'un autre minéral, à l'exception du

magnésium pour lequel un apport absolu est démontré. Seul le sodium et une faible partie de la silice sontlixiviés.

L'origine supergène du plasma smectitique est attesté par:

- l'absence de smectite dans la roche fraîche.

- l'envahissement progressif de la base vers le sommet de l'horizon de roche altérée cohérente,

- l'homogénéisation des compositions chimiques.

Il. KAOUNISATION ET FERRUGINISATION DE L'ALTERITE

A. L'horizon gris-vert

Cet horizon, qui n'a été observé que par sondages, dans les profils de plateaux et éventuellement de

versants, est caractérisé par la présence de nombreuses reliques de minéraux parentaux emballés par un

31

plasma argileux complexe. La structure d'ensemble de la roche mère est conservée et, à l'échelle del'échantillon l'altération est Isovolume.

j'o •• .: '';.

:J,' ',.. '

"." .... Il

. -- ..~ ... ,

A' " ••"~.,

a Altération des hornblendes.Am =hornblende, PI =plasmaargileux, Ph= phlogopite, R=accumulation rouille.

..'",,'

. ,:.

" ....,n. _. '.'''),,'

b Altération des sulfures CPY =chalcopyrite, Am = hornblende,PI = plasma argileux, lb = liserébrun, Pg = plasma granuleux,nn= relique de phlogopite, K=

kaolinite, Km = kaolinite ayantconservée la structure dumicas.

Agure 12 : Organisation microscopique de l'horizon grls-vert

La calcite et le plagioclase n'ont pas été observés mais Aest noté la présence de sidérite. Tous Jes

autres minéraux décrits précédemment, y compris les sulfures, sont présents et montrent des stades

32

d'altération plus ou moins poussés. Cet horizon correspond à l'altération intense des minérauxferromagnésiens (phlogopite, hornblende), ce qui explique la couleur de cet horizon.

la roche est envahie par un plasma brun jaune présentant une structure complexe. De fins liserésbruns parcourent ce plasma entourant les pores ou parfois des phlogopites altérées (fig.12). Sur lesdiagrammes de DRX de la phase argileuse on distingue un Important pic à 7 Aassocié à un pic à 3,56 Aindiquant qu'il s'agit de kaolinite. Une raie, faible, à 15 Aet qui passe à 17 Aau glycolage, signale unepetite quantité de smectite dont l'importance diminue vers le sommet de l'horizon. L'analyse par DRX demicroprélévements, effectués sur les plasmas d'altération des phlogopites et des amphiboles, montrequ'ils sont formés d'un mélange de kaolinite et de smectite. La kaolinite est la seule phase supergèneidentifiée par DRX dans un bloc rel/ctuel peu altéré. Aucun oxyde de fer n'a été Indentifié aux DRX.

Dans le plasma apparaissent des vides, de formes variées, entrourés d'un liseré brun sombre. Onobserve le même liseré autour des sidérites en voie d'altération. Parfois ces vides sont remplis par desproduits noirs grumeleux instables sous le faisceau de la microsonde.

SiOZ Fee 1 llaZO 1 KZO 1 Al2~ 1 MnO 1 MgO 1 CaO CL.() li02 1 TOTAL R

a : PhlogopitePH 37,89 12,53 O,Z4 8,n 17,90 0,02 15.67 0.00 0.17 1.07 94.25 2.12P1 46,11 12.07 0,49 2,14 18.44 0,00 6.27 0.48 0.25 0,00 87.45 2.53P2 46,30 6.61 0,34 1,26 26,48 0,00 2,03 0.49 0.18 0,04 83.73 1.75P3 46,n 1,48 0,49 0,14 39,43 0.00 0,25 0.07 0.15 0,01 88.79 1.19

b : AqJhiboleAJo4 43,31 12.33 2,41 0,22 16.28 0.43 10.75 10.25 0.00 0.47 96.45 2.66A1 38,30 4,54 0,44 0,33 26,33 0,03 2.41 2.53 0.01 0,06 74.99 1.45A2 40,Z8 5,98 0,37 0,14 27.16 0,14 2.28 2,12 0.12 D,DO 79,ZO 1.48A3 49,89 2,11 0,05 O,Z7 36,50 0.00 0.43 0.41 0,00 D,DO 90.25 1.37

Tableau XIII: Analyses microchimiques (%) de phlogopites (PH) et d'amphiboles (AM), et de leurs produitsd'altération en s'éloignant du minéral sain (P1 à P3 et A1 à A3). R = Si02/A120 3

L'altération des phlogopites affecte d'abord les grains de petite taille (0 < 100IL). Elles conserventleur couleur brun jaune, mais elles ont perdu leur pléochroïsme et leur biréfringence est plus faible. Ellessont parlois bordées d'un fin liseré brun. On retrouve cette organisation au MEB où on observe le passagedu mica à des produits vermiformes riches en fer. Les micas à bordure ferruginisée sont entourés par unassemblage de petites plaquettes (0 1 à 5 IL) hexagonales de kaolinite dispersées au sein des produitsvermiformes, ou rarement rassemblées en paquets (0 20 IL) (photos 2 et 3).

Dans les pseudomorphoses d'amphiboles" y a passage direct au plasma argileux ferrugineux.Contrairement à ce qui est décrit dans d'autres régions on n'observe pas de ségrégation d'oxydes de ferautour des reliques d'amphiboles. Mais on note, dans ces produits d'altération, parlois au contact duminéral, des zones brunes aux contours irréguliers enrichies en fer (fig.12).

1 Si02 FeD 1 Ha20 K20 1 Al2~ 1 MnO 1 MgO 1 caO CLO Ti02 TOTAL

R4 41.63 11.67 0,07 0.36 24.66 0.00 2.18 1.22 0.13 0.00 81.93R6 49.17 13.49 0.01 0.38 22.24 0.00 4.16 1.20 0.22 0.00 90.86R5 46,69 13.69 0.11 0.66 19.47 0.11 5.15 1.38 0.21 0.00 87.46R3 40.47 23.51 0,24 1.20 20.12 0.07 1.67 0.70 0.16 0.03 88.17R7 27.36 23,26 0.48 0,40 12.06 0.15 3.70 1.71 0.00 0.05 69.17

Tableau XIV: Analyses microchimiques (%) des liserés bruns

33

K

•

A120,'-------------------------~Fe20,

Figure 13 : Position du plasma argileux de l'horizon gris-vert dans le diagramme Si02-AJ203-Fe203' A=amphibole, Ph= phlogopite, S= smectite, K= kaolinite.

Dans les deux cas ces tranformations s'accompagnent d'abord d'une perte des alcalins (Na et 1<),du calcium du magnésium et du fer. Le rapport Si02/AJ20 3 diminue et tend vers celui de la kaolinite(tab.XIII).

Le fer migre, pour s'accumuler, sous forme de liserés bruns, dans les zones les plus poreuses.L'Instabilité de ces produits sous le faisceau de la microsonde rend leur analyse difficile ; Us présententtoutefois des teneurs en fer plus élevées que celles du plasma argDeux, tout en restant riches en silice et enaluminium (tab.XIV).

Dans cet horizon, on note aussi la présence de grandes plages (0 50 à 100 ,,) de kaolinitesIncolores, peu ferrifères (1 à 3% de FeO), qui conservent sowent la morphologie du mica originel dont onpeut parfois observer des reliques. Il s'agit alors de paragonite. On trouve aussi des kaollnites Incoloresentre les feuillets de phlogopites ou en plages cryptocristallines sans orientation nette (f1g.12).

34

Le report des analyses du plasma dans le triangle Si02-A1203-Fe203 (fig.13) montre une évolutiondu plasma vers le pôle kaollnite mals certaines analyses tendent vers le pôle Fe20 3. 1/ y a donckaolinisation des minéraux primaires et début de ségrégation du fer qui migre vers des zones plusporeuses. Cette ségrégation est mise en évidence par la forte corréfatlon négative entre Fe et AI (r=-o,91).

Les sulfures, pyrite et chalcopyrite, présentent au microscope optique et au MEB des golfes decorrosion.

Donc, dans l'horizon gris-vert, l'altération supergène se caractérise par :

- la kaolinisation des minéraux primaires. Le plasma argileux, beaucoup plus abondant que dansl'horizon sous-jacent, est essentiellement formé de kaollnite ; cependant la smectite est encore présenteet sa proportion décroit de la base vers le sommet.

-l'apparition de phases ferrugineuses dans les zones les plus poreuses

Cet horizon marque donc ur'le transition entre la roche altérée cohérente, où la smectite est la principalephase supergène, et les horizons sus-jacents. où les produits secondaires sont constitués de kaolinite etd'oxydes de fer.

B. L'argile bariolée

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,-Figure 14 Organisation

microscopique de l'argUebariolée. 1=plasma Incolore,2 = plasma jaune brun avec"têtes d'épingle rouges-, 3=

produits opaques à rouges, 4=micas blancs altérés.

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35

Au microscope optique, seules quelques reliques de disthène, quartz et mica blanc subsistent. Unplasma argUeux, jaunâtre ou Incolore, sans orientation particulière, a envahi la roche. Des oxydes de ferrouge sombre à rouge sang entourent les plages argDeuses, les lithoreliques et pénétrent entre les clivagesdes micas. Ces oxydes de fer suivent la schlstosité et semble-t-i les anciens joints de grains, formant unréseau anastomosé. La structure d'ensemble de la roche mère est conservée, sauf à proximité du sommetde l'horizon. A la base de l'horizon, des "têtes d'épingle" (0 de l'ordre du micron) d'oxydes de fer rouge vifapparaissent dans le plasma argDeux. Vers le haut, les "têtes d'épingle" se regroupent en agrégats ets'entourent d'un voUe jaune à jaune brun qui envahit progressivement le plasma argileux (fig.14). Il seforme par ailleurs des petits nodues rouge sombre dont la taUle peut atteindre 5OQ,&. Certains présententau centre une relique de minéral primaire (quartz, muscovite, disthène). Lorsqu'ils renferment plusieursreliques, leur taille est mDlimétrique.

• 1

o 2

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AltO, L-- ~ FerO.

Rgure 15 : Position des produits d'altération de l'argUe bariolée dans le diagramme Si02-A1203-Fe203" 1=plasma jaune, 2=plasma brun, 3 = plasma rouge.

L'analyse par ORX indique que les nodules et le réseau de fissures ferrugineuses. qui parcourt leplasma kaolinitlque, sont entièrement constitués de goethite. Le MET a cependant permis d'identifier depetites quantités d'hématite, uniquement à la base de cet horizon (argUe bariolée cohérente). A ce niveau,

36

le MEB a permis d'observer des resilicifications autour des quartz (photo 6) et la ORX de la fraction <2Itmet en évidence la présence de petites quantités de smectite.

Dès la base de l'horizon, la kaolinite, observée au MEB, se présente surtout en petites plaquettes,aux contours irréguliers, dépassant rarement 101t. En montant dans le profil, alors que le plasma argileuxest progressivement ferruginisé, les contours des plaquettes de kaolinite deviennent de plus en plus

irréguliers La surface de ces cristallites de kaolinite apparait ponctuée par des -granules- d'hydroxydes defer (goethite), d'environ 11t de diamètre (photo 4), qui sont de plus en plus abondants vers le sommet de

l'horizon. La kaollnite se présente également, dans cet horizon en accordéons (hauteur • 101t) résultant dela transformation des muscovites (photo 5).

Dans le dernier mètre de cet horizon (4 à 3m), de la gibbslte est Identifiée par ORX. C'est aussi à ceniveau, qui fait transition avec l'argile tachetée, que la nodulatlon est la plus Importante, et que lesstructures originelles de la roche s'effacent.

les microanalyses reportées dans le diagramme Si02-Al203-Fe203 (fig.15), montrent un alignementdes points selon une droite oxydes de fer-kaolinite. On retrouve les trois produits décrits précédement :kaolinite pure, plasma argiloferrugineux où la kaolinite domine, oxydes de fer. Les microanalyses des

constituants ferrifères sont alignées selon la droite qui joint le pôle oxydes de fer au pôle kaolinite,indiquant l'absence de substitution par l'aluminium dans les oxydes de fer, qui, par ailleurs, est confirméeparla ORX.

On ne retrouve plus aucune trace de sulfure dans cet horizon. Cependant, a la base du profil, leMEB a permis d'observer semble-t-i1 des sulfates dont l'analyse qualitative Indique par ordre décroissant laprésence de Fe, S, K, P, AI, Si, Ti et de traces de Cu (photo 7).

III. LES HORIZONS DE SURFACE DES PROFILS DE PLATEAUX

A. L'argile tachetée

L'évolution commencée dans l'horizon précédent se poursuit. Les oxydes de fer envahissent leplasma argileux qui prend une couleur jaune ocre. Des petites concrétions brunes (glébules) de 50 à 1001tde diamètre s'individualisent dans ce plasma. Les nodules sombres, décrits dans l'horizon sous-jacent,

augmentent de taille ( 1mm) et sont parfois bordés de volumes rouges discontinus. Les rares reliques demicas sont très altérées et seul le quartz et le disthène subsistent en petits grains fortement corrodés. Dansles nodules sombres les oxydes de fer divisent ces reliques en petits grains gardant la même orientation(fig.16). La structure de la roche parentale a, dans son ensemble, totalement disparu.

L'analyse par ORX, permet d'identifier dans le plasma de la kaolinite, de la goethite, et un peu degibbsite. Les nodules sombres sont essentiellement goethitiques, et ne montrent pas de gibbsite. La valeur

de d(001) de la goethite étant de 4,15 Â (au lieu de 4,18 Â pour la goethite pure) Indique un taux desubstitution de 15 moles % d'A10(OH) dans la goethite.

Au MEB le plasma argiloferrugineux se présente comme un enchevêtrement de petites plaquettesde kaolinite aux contours disséqués, recouvertes par des oxydes de fer en granules ou en masse

compacte. Le quartz présente des traces de dissolution (photo 8).

37

Figure 16 : Organisation microscopique de l'argile tachetée. 1= plasma jaune, 2= plasma brun, 3 = plasmarouge vif, 4 = nodules noirs, 5= reliques de micas, a = quartz, D= disthène

Les microanalyses reportées dans le diagramme Si02-A1203-Fe203 (fig.17) se distribuentdifféremment selon les produits analysés. Les nodules sombres, hérités de l'argile bariolée, s'alignent selonla droite oxydes de fer-kaollnite. Par contre les glébules, qui se forment dans le plasma argileux, sontdécalés vers le pôle A120 3, Indiquant une substitution de 10 à 20% en poids d'A120 3, soit 15 à 28 moles %d'A10(OH). les analyses du plasma argiloferruglneux sont fortement décalées vers le pôle AJ20 3.L'extrapolation Indiquerait un taux de substitution d'environ 34 moles % d'A10(OH) dans les goethites.Cette valeur, très élevée, ne s'accorde pas avec les résultats de la DRX et les analyses de glébules,formées essentiellement de goethite. Ce décalage est probablement du à la présence de gibbslte associéeau plasma argilo-ferrugineux. En effet la gibbsite est observée par DRX ; elle n'a, cependant. jamais étéobservée au microscope.

38

Si Oz

o 1

• J

o

Figure 17 : Position des produits d'altération de l'argile tachetée dans le diagramme Si02-A1203-Fe203'1= plasma jaune, 2 = plasma brun et glébules, 3 = plasma rouge vif, 4= nodules noirs.

B. La cuirasse

Au microscope, on retrouve les principaux faciès décrits dans l'argile tachetée. Les nodulessombres sont plus nombreux, de plus grande taille et souvent Jointifs. En bordure des nodules, le plasmapeut acquérir, sur quelques microns, une teinte rouge-orangé et une orientation parallèle à cette bordure.Dans le plasma, apparaissent des petites coocrétions, soit rouge sang, soit opaques (0 =10 à 5011) ainsique des fissures de queJques microns de large, remplies d'un plasma orangé orienté parallèlement auxparois (fig.18). Des cutanes millimètriques entourent également des volumes de plasma argiloferruglneuxJaune orangé.

L'analyse par diffraction de rayons X a été effectuée sur des séparations manuelles des principauxfaciès reconnus macroscopiquement. Seules les cutanes millimétriques brunes, qui tapissent les parois decertains tubules, sont fonnés essentillement de goethite. Les autres faciès sont constitués en proportionsvariables de goethite, kaolinite, quartz et disthène. Dans les zones ocres apparaÎssent des traces degibbslte ; des traces d'hématite ont pu être identifiées dans les zones Ile de vin. Les analyses à lamicrosonde et au MEB confirment que nous avons un mélange d'oxydes de fer et de kaolinite.

39

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Figure 18 : Organisation microscopique de la cuirasse de plateaux. 1= plasma jaune, 2= plasma rougeorangé, 3= nodules noirs. 4= orientation plasmique, 5= micronodules noirs, 6= volumesrouge sang.

Au MEB, les principaux microfaciès présentent une structure comparable en "nid d'abeille" (photo 9,10). Les alvéoles renferment parfois des lithoreliques (quartz, disthène) en ·grelots· ou plus rarement de lagibbsite. Tous ces minéraux présentent d'importantes traces de dissolution (photo 11, 12, 13).

Dans le diagramme Si02_A/203-Fe203 (fig. 19), les analyses des différents produits sont alignéessous la droite oxydes de fer-kaolinite. L'extrapolation permet d'estimer à 15% en poids d'A/20 3 (soit 22moles % d'A/O(OH)) la substitution d'aluminium dans les goethites. Cette valeur est confirmée par la DRX.Deux points se trOlNent sur la droite oxydes de fer-kaolinite. 1/ s'agit de concrétions opaques à hématite.Dans ce dernier minéral, i n'y aurait pas d'aluminium substitué au fer. On note que contrairement à l'argiletachetée où des phases ferrifères presque pures s'individualisent, dans la cuirasse, tous les faciès analyséssont des mélanges d'oxydes de fer et de kaolinite.

40

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Figure 19 : Position des produits d'altération de la cuirasse de plateaux dans le diagramme Si02-AJ20 3­Fe20 3. 1= plasma jaune, 2= plasma rouge orangé, 3= nodules noirs, 4= volumes rougesang, 5 = micronodules noirs.

IV. LES HORIZONS DE SURFACE DES PROFILS DE PENTES

A. L'altérite

Dans l'altérite, les reliques de muscovite, phlogopite et quartz sont noyées dans un plasma argileuxgrisâtre à jaunâtre. le quartz est microfracturé, quant aux micas ils sont exfoliés. A altitude égale, lesreliques minérales sont beaucoup plus abondantes dans cet horizon que dans "argile bariolée des profilsde plateaux. Mals la caractéristique de cet horizon est l'invasion de la roche par les oxydes de fer. Ilsapparaissent dans les fissures, autour des reliques minérales qu'ils divisent et épigénisent lorsque l'onmonte dans le profil. Ils envahissent ainsi progressivement le plasma argileux, formant des volumes, rouge­brun, aux coutours irréguliers. En bordure de ces volumes le plasma devient jaune-brun. Ces oxydespeuvent aussi former des cutanes concentriques de remplissage de pores (fig.20). On note également laprésence de produits manganésifères noirs qui épigénisent quartz et micas. On ne note pas de différencemorphologique entre l'altérite cohérente et l'altérite friable.

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micas par un plasma rougebrun, 4 = plasma rouge-brun

a: 1= plasma jaune brun, 2=reliquede micas, 3 = cutanes rouges,4 = plasma rouge-brun5 = plasma noir (Mn)

Figure 20 : Organisation microscopique de l'altérite de pente.

A la base du profil, dans l'altérite cohérente, les micas (phlogopite, muscovite et paragonite), lasmectite et une phase à 12 Asont les principaux minéraux détectés par ORX. La phase à 12 Ane subitaucune modification aprés glycolage et se ferme à 10 Aaprés chauffage à 400°. Elle est interprétée commeun interstratifié régulier phlogopite-vermiculite. On note également la présence de petites quantitésd'hématite et de goethite. Dans l'altérite friable apparait de la kaolinite, mais la smectite reste le principalminéral supergène. L'épaulement à 4,18 Aqui indique la présence de goethite, s'accentue.

Les analyses microchimiques des différents produits d'altération, reportées dans le diagrammeSi02-Fe203-AJ203 (fig.21) montrent deux évolutions à partir du pôle smectite :

- une série d'analyses alignées selon une droite joignant le pôle smectite au pôle oxydes de fermarque l'invasion progressive du plasma smectitique par les oxydes de fer. La teinte évolue du grisâtre aujaune-brun puis au rouge-brun. Cette évolution est indépendante de la position dans le profil (altéritecohérente et aJtérite friable)

42

- un autre groupe de points s'aligne entre le pôle smectite et le pôle kaollnite sans Influence desoxydes de fer. Ces analyses correspondent au passage de l'altérite cohérente à l'altérite friable.

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Figure 21 : Position des produits d'altération de "altérite de pente dans le diagramme SI02-A1203-Fe203.1= plasma grisâtre, 2= plasma jaunâtre, 3= plasma jaune-brun, 4= plasma rouge-brun,

5= cutanes.

La moyenne des analyses de smectites de ces horizons (tabJ<V), montre quatre éléments quiprésentent une différence significative au seun de 2% avec les smectites de la roche altérée cohérente.

Elles sont appauvries en Si02, ~O, Cao et enrichies en AJ20 3.

cao 1 cuo 1 Ti02 1 total

n=8 1 43,65 1 24,49 1 1,99 1 0,03 1 2,59 1 0,09 1 0,43 1ET 4,58 5,65 1,70 0,03 1,01 0,06 0,72di f -6,42 4,87 -1,19

0,51 1 0,07 1 0,01 1 73,890,15 0,07 0,02

-1,10

Tableau~ : Moyenne et écart-type des analyses (%) de smectites des horizons d'a1térite de pentes. dit =

différence significative au seun de 2% avec la roche altérée cohérente.

43

Donc, dans l'aJtérite de pente, les oxydes de fer (essentiellement la goethlte) envahissentprogressivement le plasma smectitique. On observe également une kaolinisation de celui-ci qui affected'abord les zones non ferruginisées

B. La cuirasse

La cuirasse est uniquement présente sur les pentes douces. Le passage à la cuirasse se fait par uneinduration progressive (sur environ 60 cm) de l'aJtérlte friable. Cette induration se traduit par une coloration

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3= plasmaglébules.

Organisationcuirasse

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orangé.avec

Figure 23

scopique de late douce. 1=

plasma jaunebrun-rouge

Figure 22: Organisation micros­coplque de l'horizon de transI­tion. 1= plasma jaune, 2 = plas­ma jaune cutanlque, 3 = plasmarouge cutanique, 4= plasma brunrouge avec début de nadulation(glébules).

44

SIOt

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Figure 24 : Position des produits d'altération de l'horizon de transition dans le diagramme Si02-A120 3­Fe20 3" 1= plasma jaune, 2= produits brun-rouge, 3 = glébules.

SIO,

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• 2

.. 3

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Figure 25 : Position des produits d'altération de la cuirasse de pente douce dans le diagramme Si02­A120 3-Fe20 3" 1= plasma jaune, 2= plasma jaune orangé. 3= produits brun-rouge. 4=glébules.

45

jaune-ocre du plasma argUeux et l'invasion de la roche par des oxydes de fer brun-rouge (fig.22). Dansceux-ci apparaissent des petites concrétions (eJ = 30 à 10Q,t)(g1ébu1es) dont le nombre et la tailleaugmentent avec l'induration. Dans la cuirasse s.s. les oxydes brun-rouge dominent. Ils sont fréquemmentbordés par un liseré de produits Jaune-orangé (fig.23). les reliques de muscovites et de quartz sont encoreabondantes dans cet horizon quoique fortement épigénisées par les oxydes de fer et la kaolinite.

Le passage de l'a1térite friable à la cuirasse, se caractérise par la disparition de la smectite maisaussi par une diminution du pic de la kaolinite. La raie à (110) de la goethite apparait nettement dès ledébut de l'induration. Celle-ci se situe entre 4,12 et 4,15 Â indiquant un taux de substitution en A10(OH)d'environ 28 moles%. L'hématite est également présente, mais en moindre quantité, dans les oxydes brun­rouge de la cuirasse s.s.. Son diagramme de diffraction ne montre pas de décalage notable.

A la base de la cuirasse, l'analyse microchimique (fig.24) montre quelques points qui Indiquentencore la présence de smectite qui se transforme en kaollnite. Mais l'essentiel des produits d'altération estconstitué d'un mélange de kaolinite et d'oxydes de fer et, les points correspondants sont alignés selon unedroite indiquant dans ces derniers un taux de substitution en aluminium k::Ientique à celui determiné parORX. Seuls les glébules, certainement hématitiques, présentent une substitution moins importante. Onretrouve ce même alignement dans la cuirasse proprement dite (f1g.25). Mais les analyses des produitsbrun-rouge et des glébules, où hématite et goethite coexistent, se rapprochent de la droite fer-kaolinite. Ilsemble donc que l'hématite soit peu ou pas substituée en aluminium.

C. Evolution de l'aval de la toposéquence

De la base du puits jusqu'à 1m, niveau où on atteint un bloc de roche moins altérée l'évolution del'altération est la même que celle décrite dans les pentes. A la base du bloc, la phase argileuse est forméede smectite et de kaolinite, alors qu'au sommet elle est uniquement kaolinitique.

v. DISCUSSION

L'analyse pétrologique et morphologique a permis de dégager les faits suivants (fig.26) :

- A la base des profils de plateaux et de pente, le plancher et le toit de la roche altérée cohérentesont parallèles à la surface du plateau et discordants par rapport aux entailles. Cet horizon estessentiellement smectitique, mais on note la présence de kaolinite. Celle-ci est l'unique minéral supergènenoté dans deux échantillons peu altérés prélevés à la base de l'horizon.

Les profils de plateaux :

- Dans l'horizon gris-vert, la kaolinisation des minéraux primaires est mise en évidence. Le plasmaargileux, qui est beaucoup plus abondant que dans la roche altérée cohérente, estessentiellementconstitué de kaolinite, mals la smectite y est encore présente. Ici aussi, dans un blocrelictuel peu altéré, la kaolinite est la seule phase supergène observée. Les oxydes de fer commencent às'individualiser dans la porosité de la roche.

- Dans l'argile bariolée, la phase argileuse est uniquement constituée de kaolinite. Les oxydes de fer(goethite et des traces d'hématite) envahissent progressivement le plasma argileux. Vers le sommet del'horizon on note un début de nodulation et un effacement progressif des structures de la roche mère.

46

- Dans l'argUe tachetée, les structures de la roche mère ont disparu. La goethite alumineuse (15moles % d'A10(OH» et des traces de gibbsite apparaissent. La nodulatlon est Importante.

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Figure 26: Evolution minéralogique de la toposéquence de Chapada. Sm= smectite, K= kaolinite, Go=goethite, He= hématite, Gi= gibbsite. 1=cuirasse de plateaux, 2=argDe tachetée, 3=argDebariolée, 4=argile bariolée cohérente, 5= horizon gris-vert, 6= roche altérée cohérente, 7=cuirassede pentes douces, 8=coIluvions, 9=aItérite friable, 10=aItérite cohérente, 11 = roche frâlChe.

- La cuirasse est caractérisée par une Importante nodulation. Cependant des volumes plasmiquespeu ferruginisés subsistent, et les nodules ferrugineux sont toujours formés d'un mélange d'oxydes de feret de kaolinite. La goethite alumineuse (22 moIes% d'A10(OH» domine très largement sur l'hématite. Lesquartz. disthènes et gibbsites présentent des traces de dissolution plus ou moins Importantes.

- le taux de substitution par l'aluminium dans les goethites augmente lorsque l'on se rapproche dela surface. L'hématite ne semble pas être alumineuse.

47

Les profils de pentes :

- l'a1térite est essentiellement constituée de smectite ; la kaolinite apparait vers le sommet del'horizon (altérite friable) au dépens de la smectite. A ce niveau, Uy a ferruginisation du plasma smectitique

- la cuirasse est uniquement présente sur les pentes douces. Morphologiquement elle secaractérise par une conservation en grand de la structure du schiste (SOldignée par l'orientation desmicas). la smectite y a totalement disparu. la proportion d'hématite est plus Importante que dans lescuirasses de plateaux, mais reste très inférieure à la quantité de goethite alumineuse (28 moles%d'A10(OH».

- A altitude égale, les profils de pente présentent un plus grande nombre de lithoreliques que lesprofils de plateaux.

Dans les profils de plateaux, comme dans ceux de pentes, de la base vers le sommet, le passageentre les différents horizons est progressif. Seule, l'induration de la cuirasse des profils de plateauxmarque une discontinuité.

la formation de goethite et d'hématite substituées en aluminium dans les profils latéritiques estdiscutée par de nombreux auteurs (Norrish et Taylor, 1961, Janot et al., 1971, Schwertmann et Taylor,1977, leprun, 1979). leur formation est principalement le résultat de l'épigénie de la kaolinite par lesoxydes de fer (Nahon, 1976, 1986, Ambrosi, 1984, Tardyet Nahon, 1985). Une partie de l'AI ainsi libéré,entre dans la structure de l'oxyde de fer.

A Chapada, dans les cuirasses (fig.19, 23, 25), l'alignement parfait des produits argilo-goethitiquesselon une droite kaolinitejgoethite-A1 indique un taux d'aluminium constant dans les goethites et donc unrapport d'activité aluminium sur fer constant dans les solutions. l'observation au MEB montre trois phasesalumineuses présentant des traces de dissolution : la gibbsite qui est exceptionnellement observée, ledisthène qui est peu fréquent et la kaolinite. Il est donc probable qu'à Chapada, la substitution du fer parl'aluminium dans les goethites soit également due à la dissolution de la kaolinite.

l'absence de goethite non alumineuse, héritée de l'étape de l'altération où kaolinite et goethitecoexistent, indique qu'U y a dissolution et reprécipitation de la goethite qui peut alors intégrer dans sonréseau une partie de l'aluminium libéré par la dissolution des kaolinites. De nombreux auteurs ont discutéla mise en solution des oxydes de fer en milieu latéritique:

- lors de la saison des pluies, il peut se créer des micromilieux réducteurs favorisant la migration àpetite échelle du fer sous forme de Fe2+ (Nahon, 1976, 1986, Muller, 1987).

- la matière organique peut également former des complexes avec le fer et favoriser sa migration(Schwertmann, 1986).

- Une période d'assèchement prolongée peut entrainer la dissociation de l'eau dans les cryptovldes.le pH diminue fortement (2) et peut entrainer la mise en solution des oxydes de fer et la migration de cetélément sur une courte distance sous forme de Fe3 + (Chaussldon et Pedro, 1979).

Dans l'argile tachetée, la dispersion des analyses du plasma argiloferrugineux dans le domainekaolinite-goethite-A1-goethite, Indique la présence de goethites non alumineuses héritées de l'argilebariolée. Cet horizon représente bien une transition entre l'argile bariolée et la cuirasse.

48

L'absence d'aluminium substitué dans les rares hématites des cuirasses de plateaux indique qu'ellessont antérieures à la destruction de la kaolinite et à la formation de goethite-A1. Elles représentent

certainement des reliques des stades d'altétalion précédents (argUe bariolée).

Bien que le climat actuel présente une saison sèche bien marquée (4 mois) qui pourrait favoriser laformation d'hématite, on constate, à Chapada, la large prédominance de la goethite sur l'hématite. Tardy et

Nahon (1985) montrent dans une étude thermodynamique que la stabDité et la distribution de l'aluminium

dans les goethites et hématites dépendent de la composition en AI et SI du système et de l'activité de l'eau.L'application de ce modèle à Chapada, où l'hématite est accessoire par rapport à la goethtite ayant 20moles % d'A100H, montre qu'une telle goethite est stable pour une activité de l'eau qui varie de 0,6 à 0,9(fig.27). De telles valeurs sont en accord avec le climat à saisons contrastées actuel.

FRACTION NOL.AIREo 1 o 1 o J o.' o.,

a H20Figure 27 : Domaine de stabDité de 1'A1-goethite et l'A1-

- -10- - - hématite en fonction de l'activité de l'eau et de lar.aChlt( • c.laur:;

06teneur en A120 3 dans le système A1203-Fe203-

Goe. Gibb' H2O. En pointDlés, la fraction molaire dediaspore dans la goethite et de corindon dans- - - -l'hématite. (Tardy et Nahon. 1985).

OG -)0- - -roOt h1l TC • Ô"~l";.:::

0 o 1 o.) ~., 0.1 o., ..,

Dans les plasmas argileux d'altération des minéraux primaires, la smeetite et/ou la kaolinite sont

identifiées. La kaolinite est présente dans tous les horizons <;l'altération Ce minéral reste accessoire (3 à7%) dans la roche altérée cohérente, où la smeetite représente 70 à 90% de la fraction <2p.. Cependant, la

kaolinite est la seule phase supergène Identifiée dans deux échantillons peu altérés de cet horizon. Enfin le

toit et le plancher de cet horizon sont parallèles à la surface du plateau et discordants par rapport aux

entailles. Dans l'horizon gris-vert sus-jacent, où on observe la kaolinisation des minéraux primaires, la

smectite est encore présente dans le plasma argDeux. La proportion de kaolinite augmente vers le sommet

de cet horizon alors que celle de smectite décroit. Celle-ci est encore Identifiée, en très faible quantité,

dans la fraction <2p. de la base de l'argUe bariolée cohérente. L'horizon grls-vert marque la transition entre

la roche altérée cohérente, smeetitique. et l'argUe bariolée. kaoIlnitJque.

La smectite a donc précédé la kaolinite et l'altération smectitlque de la base ne semble plus

fonctionnelle. Il est alors possible d'esquisser un schéma de l'évolution du profil d'altération de Chapada

Deux étapes se sont succédées:

- Une altération smectitique ancienne, Importante, s'est d'abord développée à partir de la surfaced'aplanissement.

- Une altération kaolinitique postérieure a affecté les horizons smectitiques.

Sur les pentes, un mDleu plus confinant. et/ou le transit des solutions minéralisées Issues des

plateaux, a permis à l'altération smeetitique de continuer à se développer. La plus grande abondance de

49

lithoreliques, la présence d'interstratifiés phIogopite-vermiculite, Indiquent que ces profils n'ont pas étésoumis aux conditions lixiviantes qui président actuellement à l'évolution des profils de plateaux. Seul ledernier mètre de ces profds de pente est affecté par une altération plus lixiviante, où on observe l'épigéniede l'altérite par les oxydes de fer et la formation de kaolinite.

51

CHAPITRE III

CARACTERISATION GEOCHIMIQUE

Dans ce chapitre, sont traités les échantillons récoltés dans la zone où les plus fortes anomaliesgéochimiques en cuivre ont été détectées (>500ppm). Dans tous ces échantillons, dix éléments, 7 majeurs(Si, Fe, AI, Mg, Na, K, Ca) et 3 mineurs (Cu, Ti, Mn) ont été analysés. Lorsque leur nombre le permet, lamoyenne et l'écart-type seront présentés pour chaque horizon. Parmi les treize éléments en tracesanalysés, neuf rv, Cr, Ni, Co, Zn, Sr, Y, Ba, La) qui présentent des teneurs significatives, ont été retenus.Ces analyses n'ont été effectuées que sur un nombre restreint d'échantUlons correspondant à un profd deplateaux et à un profil de pente douce. Ils seront donc traités séparément.

1. PROFILS DE PLATEAUX

A. Evolution géochimique

1) Les éléments majeurs et mineurs

sa 60,48 8,54 10,870,160,04 0,10 0,45 0,05 0,05 0,68 8,00 9,50 98,90ET 0,44 1,23 1,330,160,01 0,030,170,01 0,01 0,030,71 1,68

cu 48,45 15,5816,180,160,020,130,520,020,11 0,78 8,88 7,12 97,94 1,89ET 3,59 2,65 2,64 0,05 0,00 0,03 0,170,01 0,01 0,09 0,402,72

AT 55,59 11,05 15,400,200,030,11 0,55 0,01 0,12 0,79 7,945,99 97,78 1,62ET 2,56 0,78 3,33 0,02 0,01 0,03 0,25 0,00 0,03 0,02 0,76 2,07

AB 57,17 9,83 18,62 0,36 O,OS 0,13 0,51 0,020,150,72 8,09 2,48 98,12 1,45ET 6,96 3,08 5,450,25 0,04 0,11 0,36 0,01 0,06 0,11 2,20 1,42

ABC 71,26 7,46 11,96 0,45 0,05 0,23 1,58 0,02 0,25 0,60 3,82 1,75 99,42 1,87ET 4,77 0,43 2,780,270,020,150,500,01 0,140,06 0,90 2,50

HGV 57,81 7,75 17,203,930,030,48 2,94 1,15 0,34 0,30 5,91 0,81 98,66 2,32ET 1,72 1,40 1,500,140,01 0,261,21 0,260,03 0,01 1,62 0,02

RAC 54,06 9,43 10,374,140,050,522,154,06 0,49 0,40 7,51 2,88 96,05 2,48ET 3,85 2,26 3,39 1,03 0,020,370,52 1,920,31 0,101,872,97

RF 61,23 8,48 11,74 2,57 0,05 1,85 2,49 3,08 0,65 0,36 4,38 1,04 97,91 2,69ET 5,63 3,16 4,51 0,350,03 1,220,13 1,570,470,183,11 0,92

Tableau XVI : Moyennes et écarts-types des analyses chimiques (%) d'un profd vertical de plateau. SO=sol (n=5), CU= cuirasse (n=5), AT= argile tachetée (n=4), AB= argUe bariolée (n=9), ABC=argile bariolée cohérente (n=4), HGV= horizon gris vert (n=3), RAC= roche altérée cohérente(n= 11), RF= roche fraîche (n=4), D= densité apparente.

Dans le tableau XVI sont reportées les moyennes des analyses pondérales des différents horizonsdes profils de plateaux, de la zone où l'anomalie en cuivre a été détectée. De l'examen de ces résultats, ilressort :

52

- une assez grande variation des teneurs en Fe, AI, Ca. Na. Cu dans la roche mère. Ces variationstendent à diminuer dans l'aJtérite.

- quel que soit l'horizon considéré, la silice est largement dominante. Ble est enrichie dans l'argilebariolée cohérente et au contraire appauvrie dans la cuirasse.

- le fer et l'aluminium présentent des teneurs variables avec respectivement un enrichissement dansla cuirasse et dans l'argile bariolée. Dans la zone de Chapada, les teneurs en Fe20 a des cuirasses sontrelativement faibles (11 à 30%) quand on les compare à celles de la bibliographie (30 à 60%) (Leprun,1979, Nahon, 1976, Pion, 1979...).

- le titane est enrichi à partir de l'argUe bariolée.

-le magnésium est enrichi dans les horizons profonds, et est ensuite appalNri.

- les autres éléments sont appauvris plus ou moins rapidement. On note cependant dans le sol unechute brutale des teneurs en cuivre.

1 Si02 IFe2031A1203 1 MgO 1 NazOI KzO 1 CaO 1 CuO ITiOz 1 MnO 1

0 ns ns ns -0,94 -0,95 -0,82 -0,98 -0,93 0,90 nsU -0,20 0,84 ns -0,94 -0,93 -0,79 -0,99 -0,84 1,20 -0,60T ns ns ns -0,92 -0,94 -0,78 -0,99 -0,81 1, 22 -0,40B ns ns 0,59 -0,86 -0,94 -0,80 -0,99 -0,77 1,02 nsBC 0,16 ns ns -0,98 -0,88 -0,37 -0,99 ns 0,69 nsGV ns ns ns 0,53 ns ns -0,63 ns ns nsAC -0,12 ns ns 0,61 -0,72 ns ns ns ns nsF 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

ns ns ns -0,50 -0,87 -0,50 -0,75 -0,67 0,71 ns

sCAAAHRRiil

Tableau XVII : Pertes et gains relatifs par rapport à la roche mère (~a-tio)/tt ns : différence avec la rochemère non significative au seuD de 5%. m=moyenne. 50=801, CU=cuirasse. AT= argile tachetée,

AB=argile bariolée, ABC=argile bariolée cohérente, HGV=horizon gris-vert, RAC=roche altéréecohérente, RF= roche fraiche

Pour comparer le comportement relatif des éléments entre eux, les gains ou pertes relatifs sont

calculés par rapport à la roche mère par le rapport (tia-t{1/~0 (~a et ~o étant respectivement les teneursmoyennes dans l'horizon a et dans la roche mère) (tab. XVII). La moyenne de ces rapports permet

d'estimer la mobilité relative des éléments dans l'ensemble du profil. Ne seront retenues que les moyennes

dont la différence avec la roche mère est significative au seuil de 5%.

En fonction de leur mobDité sur l'ensemble du profil (moyenne m), les éléments se répartissent entrois groupes. Mais leur comportement peut varier d'un horizon à l'autre.

Les éléments enrichis: seul le titane présente un enrichissement notable à partir de l'argile barioléecohérente.

53

0,01 0.1 Co 1 -fi 10 0.0' 0,1 V fi ,0

• so so-' 1

\ 11 cu e •

/.~.

AT AT

Î

------AAB AB .}

GV HGV

AC RAe ..

NI fl 10 o.Ot 0.1 Cr 1 fi 100.01 0.1, , , , . . so/

eu •/

AT •A8 ./

/HGV .

RAe RAe \.

y Zn0.01 0.1 1 fi 10 0.01 0,1 1 Il 10. , so • . . . , • so 1 1

/ ./.' CU CU

~ AT // AT

A8 ~. AB/" .-------,..-/ HGV HGV •

"'" 1RAe '. RAe •

8a Sr0,01 0,1 fi tO 0,01 0.1 1 Il tO. so . , 1 1 so 1

1

\ CU

.~AT

Ae RAe

La0;0' 0,.1 1 fi .0

so .~

\CU \AT \AB ______ A

"'HGV

RAe ..

Figure 28 : Pertes et gains relatifs des éléments traces dans les profUs de plateaux. En abscisse :log(teneur horizon/teneur roche fraîche} ; en ordonnée : SO= sol, CU= cuirasse, AT= argUetachetée, AB = argUe bariolée, ABC= argUe bariolée cohérente, HGV= horizon gris-vert, RAC =roche altérée cohérente

54

Les éléments ne présentant PaS de variations significatives: Slice, fer et aluminium présentent peude variations. Les seules variations significatives sont:

- pour Si02 une faible perte dans la roche altérée cohérente et dans la cuirasse et un gain dansl'argile bariolée cohérente.

- pour Fe20 3 une concentration dans la cuirasse

- pour A120 3 une concentration dans l'argile bariolée.

Les éléments apPaLNris : Sur l'ensemble du profil, Mg. K. Ca, Cu, Na présentent unappauvrissement croissant. Mais leur mobilité relative varie selon l'horizon :

- dans la roche altérée cohérente Mg est enrichi, Na appauvri et K. Ca, Cu sont stables

- dans l'horizon gris-vert Mg est enrichi, Na et Ca sont appauvris et K. Cu stables

- dans l'argile bariolée cohérente, tous les éléments sont appauvris (K moins que les autre), sauf Cu

dont la perte devient significative dans l'argile bariolée.

2) Les éléments traces

Dans la figure 28 sont reportés pour chaque horizon les rapports teneur moyenne del'horizon/teneur moyenne de la roche fraîche. On distingue quatre groupes d'éléments:

- V, Cr et La présentent un enrichissement sur l'ensemble du profil. Mais leur comportement estdifférent selon l'horizon. Ainsi Cr est régulièrement enrichi à partir de l'horizon gris-vert, alors que lesteneurs en La augmentent significativement à partir de l'argile bariolée. V est surtout enrichi dans leshorizons profonds, dans la cuirasse et dans le sol.

- Les teneurs en Co diminuent de la base vers le haut du profil. Il est même totalement éliminé dèsl'argile bariolée.

- Ni et Zn, enrichis dans les deux horizons profonds, sont appauvris (Zn beaucoup plus que Ni) dansles horizons de surface. Mais dans ces derniers on note une augmentation des teneurs, de l'argile barioléeau sol.

- Ba, Sr, Y présentent des comportements variables. Ba est appauvri dès la roche altérée cohérentealors que Sr et Y, stables dans cet horizon, sont appauvris dans l'horizon gris-vert. Ils sont ensuite plus oumoins enrichis dans l'argile bariolée. Si à partir de cet horizon Sr et Ba sont appauvris jusqu'au sol, Y qui

est aussi appauvri dans l'argile tachetée voit ses teneurs augmenter dans la cuirasse et dans le sol.

3) Les corrélations interéléments

Les éléments vont présenter des comportements variables selon leur chimisme et leur aptitude àformer ou à s'associer aux phases résiduelles dans les conditions de l'altération latéritique. Les calculs decorrélation linéaire sur l'ensemble du profil font appara1lre des groupes d'éléments présentant des

corrélations positives entre eux (tabJ<VIII)

55

- Mg, K, Ni, Co, Zn, Cu- Ca, K, Cu, Co- Mn, Zn

SiClSicl 1.00 fêlOlfêlCI-US l,OO AhOIAhod,31 -0,16 LOO IgOIgO -0,20 -0,27 -O,l! 1,00 bO!liO 0,l1 -0,06 -0,11 0,11 1,00 lilOfilO U4 -0,33 0,02 0,)4 0,3% 1,00 LaIIC 0,16 -0,)3 -0,20 0,11 0,16 0,l6 l,DO CaOCaO -0,2? -0,10 -0,44 o,n 0,16 0,40 .,« LOO CiOCuO 0,02 0,00 -O,Sl ',52 0,01 0,08 ',51 ',U 1,00 riOIriO l -0,l8 0,26 0," -0," -0,04 -O,lO -1,1' -1,'4 -1,'2 1,00 prFr -a,lS 0,3] 0,25 -0,14 -0,l8 -1,41 -l,55 0,08 -O,ll O,3S 1,00 ,'i 0.01 0,)5 -0,l8 UO 0,11 -0,16 O,ll -0,1' 0,01 -0,06 -0,11 1,00 CrCr -0,13 0,41 -0,01 -0.12 -O,lS -o,n -0,38 -O,U -O,l6 0,26 0,19 "" 1,00 Co1:0 0,12 -0,01 -O,U 0,12 O,S% ua M' ',11 ..,2 -I,n -I,lS O,Il-O,U 1,00 lili 0,10 0.08 -0,51 0,10 0,29 -0,14 0,51 O,l' 0,5' -1,10 -0.08 0,53 0,%% ••n 1,00 ZnZü 0,44 -0,19 -0.41 0,90 "'5 0,41 1,14 O,Sl 0.51 -1,10 -I,n O,l! -0,25 ••n o,n LOO SrSr -0,16 -U8 0,31 -0,01 0,08 0,21 -O,ll 0,%0 -0,1% 0,11 0,26 -0,55 -0," 0,02 -0,39 -0,18 1,00 YY 0.04 -0,19 0,31 -0,22 O,Ol -0,02 -O,U -0,18 -0,2l Ul 0,%4 -G,15 -1.11 -0,17 -0,l4 -0,31 0,41 LOO BaBa 0,22 -0,5' 0,60 -0,01 0,05 0,l5 0,01 -U8 -0,26, 0,2S -0,17 -0.51-1,54 -0,2l -0,49 -0,01 0,64 0,42 LOO LaLa -0,43 0.13 U5 -1,16 -0,60 -G,45 -I,U -0,11 -0,65 0,16 0,55 -0,%% 0,22 -1,15 -I,n -0,16 0,19 o,n o,n LOO

Tableau XVIII: Matrice de corrélation interéléments. En caractères gras, les corrélations significatives auseuD de 1%.

On retrouve dans ces premiers groupes les éléments fortement lixMés à partir de l'argile bariolée. Il s'agit

d'éléments mobiles dont le minéral hôte n'a été que partiellement affecté par l'altération smectitique :

amphibole (Ca, Mg), micas (K, Mg), sulfures (Cu, et peut être Co, NI, Zn).

- AI, Ti, la- AI, Ba- Sr, Ba-Cr, V

Il s'agit d'éléments peu mobDes ou enrichis et qui entrent dans la composition de phases néoformées(smectite, kaolinite).

- Si

- Fe-Na-y

Ces éléments ne présentent aucune corrélation significative avec les autres éléments.

56

B. Bilan de I"altération

1) Le bilan isovolume

Dans les horizons où la structure de la roche est conservée le calcul du pourcentage de gain et deperte à volume constant peut s'appliquer. Cette conservation de volume est clairement k:Ientifiée par lapétrologle de la base du profil jusqu'à l'argile bariolée. Dans le puits PO, un filon de quartz qui présente unpendage de 50", traverse l'argUe bariolée, l'argUe tachetée et la cuirasse sans présenter de déplacementnotable. Il semble donc qu'. n'y ait pas de variation de volume entre l'argUe bariolée et les horizons àstructures effacées sus-jacents.On peut donc appliquer le raisonnement isovolume à l'ensemble du profil.

Les moyennes des teneurs isovolume (teneur X densité) ont été calculées pour chaque horizon et,comme avec les analyses pondérales, leur différence avec la roche fraîche a été testée et les pourcentagesde pertes et de gains calculés (tab.>(IX).

1 Si02IFe2Û3 IA1203 1 MgO 1 MnO INa~O 1 KzO 1 CaO 1 CuO 1 Ti021 BxO+

CU -44 5 48,2 -5,2 -96 5 -69,3 -94,1 -88 8 -99 5 -87,9 51,6 89,2AT -in -21,6 -19,7 -~ -70 8 -96 5 -~ -~ -88,8 35,4 40,4AB -ü5 -35,5 -14,3 -~ -SU -9n =ü3 -in -87 6 9,6 26,5ABC -~ -38,9 -30,0 -iQ -~ -~ -sn- -in -~ 17 ,9 -23,9OGV -18,6 -22,6 27,9 l~:~ -45,2 -in ~-~ -55,8 -25,1 46,7RAC -18 7 3,0 -18,0 -11,5 -7rï -20,1 25,0 -31,2 5,9 10~,6RF ~ 0 0 ~ 0 -0 0 0 0 0

Tableau XIX: Pourcentages moyens de gains et de pertes ( pV, annexe 1) dans les horizons de plateauxpar rapport à la roche fraîche. Calcul à volume constant. cuirasse = CU, argile tachetée = AT,argile bariolée = AB, argile bariolée cohérente = ABC, horizon gris-vert = HGV et roche altéréecohérente = RAC. Différences significatives: en caractères gras soulignés P>95%, caractèresgras P>90%, caractères italiques P>80%, caractères standard = différence non significative.

Pour les éléments tlaces, le petit nombre d'échantillons par horizon ne permet pas une comparaisonstatistique des moyennes. La figure 29, où sont reportés les rapports teneur isovolume de l'horizon/teneurisovolume de la roche fraîche permet cependant d'apprécier le comportement de ces éléments.

Les éléments peuvent être regoupés en trois groupes:

Les éléments accumulés : - Au seuil de 5% seul le magnésium présente une accumulationsignificative dans les horizons profonds (roche altérée cohérente, horizon grls-vert).

- Il faut descendre au seuD de 10% pour que l'accumulation de fer dans la cuirasse soitstatistiquement significative, et au seuU de 20% pour que celle du titane le soit dans l'argUe tachetée et lacuirasse.

- Le lanthane s'accumule fortement à partir de l'argUe bariolée.

- Le chrome s'accumule dès la roche altérée cohérente. Mais cette accumulation décroit jusqu'àl'argUe bariolée et augmente de nouveau fortement dans l'argUe tachetée et dans la cuirasse.

- Le nickel s'accumule dans la roche altérée cohérente et dans l'horizon gris-vert.

57

Co VO~' Or' , li 10 (),OI 0.1 1 li 10

cu 1 1 , , cu .. 1 .1 /..~o~

AT AT

AB / AB..HGV HGV ' .."'. RAC RAC 1

Ni Cr0,01 0,1 1 li 10 0.01 0.1 1 li 10, . CU 1 , , CU .. --J

/ AT AT ../.f AB AB ../~ \

HGV '--. H9V ..\ \.RAC . RAC

y Znli ,00.01 0,1 Il .0 0,01 0,1 1or . cu

•/ AT ./ AT

~'-AB ./ AB

<1"" ----- HGV ..1RAC. RAC

0,011

0,1 Bo , 10 0,01 0,1 Sr 1 a 10cu •

, 1 1 . CU 1 ,

\ ""-... AT AT

~. AB "'.. AB

\ /HGV HGV

./ RAC '" RAC

La1 a 10

CUt----J~

AT ..

1AB .____..

..-- HGV

"RAC

Figure 29 : Pertes et gains absolus en éléments traces dans les profUs de plateaux. Abscisse : log(teneurisovolume de l'horizon/teneur isovolume de la roche fraiche) ; ordonnée: CU=cuirasse, AT=argUe tachetée, AB= argUe bariolée, ABC= argUe bariolée cohérente. HGV= horizon gris vert,RAC= roche altérée cohérente.

58

Les é/éménts Iixiviés : - Au seuil de 5%, le sodium est fortement lixivié dés la roche altéréecohérente.

- Le calcium, et dans une moindre mesure le potassium sont lixiviés dès la base du profil Oe seuil de5% est seulement atteint à partir de l'argile bariolée cohérente).

- Le magnésium, significativement accumlJé à la base du profd, est fortement lixivié à partir del'argile bariolée cohérente.

- La silice est faiblement Ilxiviée dès la base du profil,mais les pertes s'accentuent dans l'argilebariolée.

- L'aluminium présente une perte significative au seuD de 20% dans l'argile bariolée cohérente. Pourle fer, les pertes dans l'argile bariolée cohérente et dans l'argile bariolée sont respectivement significativesau seuil de 10 et 20%.

- Le cuivre présente une perte significative à partir de l'argUe bariolée cohérente.

- Le cobalt est aussi fortement lixivié à partir de cet horizon.

- Le zinc et, dans une moindre mesure, le nickel sont lixiviés dans l'argile bariolée. Mais les pertessont moins importantes dans l'argile tachetée et dans la cuirasse.

- Le baryum, le strontium et l'yttrium sont globalement Ilxiviés avec des pertes plus ou moinsimportantes selon l'horizon.

Les éléments peu mobiles: Selon l'horizon considéré, tous les éléments présentent, par rapport à laroche mère, des différences qui sont significatives à des seuUs différents. Cependant, les éléments, dont ladifférence est significative à un seuil élevé et dans un petit nombre d'horizons, peuvent être considéréscomme peu mobiles sur l'ensemble du profil. C'est le cas de l'aluminium et du titane qui, au seuil de 10%,ne présentent pas de différences significatives par rapport à la roche mère. Dans les horizons profonds lefer est également peu mobile.

Il ressort de ces bilans que le comportement des éléments varie selon l'horizon considéré. Parexemple, dans l'horizon de roche altérée cohérente l'ordre de mobilité sera Na>K>Si>Cu,A1,Mn,Fe,Ti,Ca>Mg alors que dans la cuirasse l'ordre sera Ca>Mg>Na>K>Cu>Mn>Si>A1>Ti,Fe.

On remarque que le fer d'une part, et les traces V, Cr, Ni et Zn, d'autre part, montrent une certainesimilitude de comportement dans la partie supérieure du profil. Leurs teneurs isovolumes augmententprogressivement dans l'argile tachetée et dans la cuirasse par rapport à l'argile bariolée; celle-ci montreune perte en ces éléments par rapport aux horizons profonds. Le cortège V, Cr, Ni du fer a déjà été, enpartie, signalé par de nombreux auteurs dans les profils latéritiques (Trescases, 1975, Nahon, 1976,Leprun, 1979, Davy, 1979). Mais à Chapada, Dn'apparait nettement que dans les horizons de surface. Onnote, dans ce groupe d'éléments, l'absence du cobalt qui se singularise par une lixiviation progressive dela base jusqu'au sommet du profil.

59

2) Le bilan isoélément

Quel que soit l'élément considéré comme invariant (A120 3 ou Ti02), les résultats de ces bilans sonten contradiction avec les observations de terrain et de l'étude pétrologique.

L'aluminium présente une variation significative uniquement dans l'argile bariolée cohérente. Lecalcul isoaluminium n'entraine donc pas de différences significatives par rapport au calcul isovolume saufdans l'argile bariolée cohérente. Dans cet horizon, dont la structure est parfaitement conservée, le rapportva;va=(PAlv/100) +1 (cf. annexe 1) Impliquerait une augmentation de volume de 50%. L'observationpétrologique et morphologique ne permet pas d'envisager une telle variation de volume.

Le calcul lsotitane impliquerait une diminution de volume allant de 25% dans l'argile tachetée à 33%dans la cuirasse. L'observation de terrain (pendage constant d'un filon de quartz) infirme cette hypothèse.En effet une telle diminution de volume dans l'argile tachetée entrainerait une diminution du pendage du

filon de 50° dans l'argile bariolée à 35° dans l'argile tachetée.

Les bilans isoéléments ne sont donc pas applicables ici.

c. Discussion

Le calcul du volume occupé par chaque phase minérale dans 100 cm3 de roche est effectué pourchaque horizon. Certaines approximations sont nécessaires. Ainsi en sommet de profil (de l'argile barioléeà la cuirasse), parmi les six phases présentes, cinq (quartz, kaolinite, A1-goethite, hématite, gibbsite) sontuniquement constituées par trois éléments (Si, AI, Fe). La résolution matricielle est donc Impossible.L'analyse pétrologique ayant montré que la gibbsite et l'hématite sont rarement rencontrées, le fer etl'aluminium sont donc comptés uniquement sous forme de goethite et de kaolinite, avec les taux desubstitution respectifs en AI et Fe déduits des mlcroanalyses.

La comparaison des figures 30 et 31 permet de quantifier les dissolutions, les néoformations et lesredistributions d'éléments entre ces phases. L'analyse pétrologique est ainsi précisée, et le modèle établimet en évidence des résultats nOlNeaux.

- Le comportement de la silice est directement lié à celui du quartz. Deux horizons présentent des

pertes en silice significatives, la roche altérée cohérente et l'argile bariolée. Dans les deux cas la perte enSi02 observée correspond à la perte en quartz. Comme dans la roche altérée cohérente on observeégalement la formation de smeetite, Uya donc deux phases d'altération successives, l'une entralnant ladissolution du quartz, l'autre formant de la smectite.

La silice libérée par l'altération des sUicates (plagioclases, amphibole, phlogopite) est doncentiérement utilisée dans la néoformation de minéraux secondaires, smeetite à la base, kaolinite ausommet. L'augmentation de la teneur en quartz dans l'argile bariolée cohérente (+ 13%) (on a noté desresilicifications dans cet horizon) est due, en partie, à la silice libérée lors de l'altération desphlogopites(5%) et des amphiboles (3,5%), mais également à celle provenant de l'altération de la smeetite(5%)

- L'aluminium est peu mobile. L'aluminium des silicates primaires entre presque entièrement dans lastructure des silicates secondaires. Toutefois dans l'argile bariolée cohérente, l'aluminium des sUicatesprimaires (7%) est totalement éliminé. Une partie (2%) s'accumule dans l'horizon gris-vert où aparticipe àla néoformation de kaolinite. Dans l'argUe tachetée et dans la cuirasse l'aluminium libéré par l'altération des

kaolinites est presque totalement recombiné dans la goethite alumineuse. Le calcul montre que pour 100

60

cm3 de roche, l'altération de la kaolinite, entre l'argUe bariolée et la cuirasse, Iibére 2,25g d'A120 3 dont1,71 g se recombinent à la goethite. La différence représente O,6g de gibbsite, ce qui est en accord avec lesobservations pétrologiques. Ce dernier phénomène est décrit dans de nombreux profils d'altérationlatéritique (Nahon,1986).

10 50 100CU -,-__-I-__--I..__--'---,,..-------..l_.....,,.._.l-----:;..........L.....::""""'_....l___-I-__......L__......,

AT

AB ----------------

ABC ------- ------------------- --- ---~~

HGV ---------------------------- --- ---------- -

RAC

R F ...J---------t----------~--,.----:""'-__._--=....".~~.........r~r-'

Agure 30 : Bilan géochimique en grammes pour 100 grammes de roche fraîche.

10 50CU +---........._---'l-l-__"7"'-__--'-__--'_~~ol----.L---~--....l----;

AT

ABPoro,iti

ABC

HGV

RAC

RF~~--------~---=-----.......:::'-------"-----'""'---'---<----'

Figure 31 : BRan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de roche fraîche.

- Le fer libéré par les amphiboles dans la roche aftérée cohérente est entièrement redistribué dansles smectites. Dans les horizons susjacents, la smectite diminue au détriment de la kaolinite et la libérationdu fer liée à l'altération croissante des ferro-magnésiens est Intense; ce fer n'est pas pour une part

61

importante immobilisé dans ces horizons. L'apparition, notable, des oxydes-hydroxydes de fer est tardive(argile tachetée). Enfin dans la cuirasse, il ya accumulation absolue de fer. L'absence de relief à proximitéinterdit l'hypothèse d'un apport extérieur de cet élément. Le fer s'accumule donc par héritage successifau cours du démantèlement du profil.

- Comme nous l'avons vu, la formation de la smectite dans les horizons gris-vert et dans la rochealtérée cohérente, a nécessité un apport de magnésium. Celui-cI a pu être fourni par l'altération desphlogopites et des amphiboles dans les horizons susjacents.

- Les alcalins sont totalement lixiviés dès que le minéral hôte est altéré (Na des plagioclases, Ca dela calcite et des amphiboles, K des micas). Le potassium restant dans les horizons de surface peut êtreattribué aux lithoreliques de muscovites.

- le cuivre est aussi en grande partie lixivié lorsque les sulfures sont altérés. Cependant, dans leshorizons de surface, les sulfures sont totalement altérés, mais le cuivre est proportionnellement moinslixivié que les alcalins et le magnésium (tab.XIX). le reliquat se trOlNe donc associé à une phase support.

Les éléments en trace présentent des comportements variables selon leur chimisme et leur affinitéavec les phases résiduelles et/ou néoformées. La différence de comportement entre le cobalt et le nickelest significative. On sait que contrairement au nickel (Trescases, 1975, Nahon et Colin, 1982), le cobalts'associe moins facilement aux composés hydrosilicatés (Turekian, 1976) ; son comportement est surtoutcontrôlé par les oxydes de fer et de manganèse (Short, 1961). A Chapada, dans les hortzons où les oxydesde fer sont présents (de l'argile bariolée à la cuirasse), le cobalt est totalement éliminé et le nickels'accumule (par rapport à l'argile bariolée). Il faut donc supposer que le cobalt a été lixivié avantl'apparition des oxydes de fer, alors que le nickel était partiellement maintenu. Ce comportement s'accordeavec la présence d'une phase d'altération smectitique qui aurait précédé la ferruginisation. Comme nousl'avons vu, H ne se forme pas d'oxydes de fer lors de l'altération smectitlque. Le cobalt est totalementéliminé alors que le nickel est partiellement mobilisé dans les smectites. Lors de la destruction dessmectites, le nickel accompagne le fer et se concentre avec cet éiément dans la cuirasse.

La succession des différentes étapes de l'altération qui vient d'être décrite, implique l'autochtonie del'ensemble du profil, et en particulier de la cuirasse, qui est par ailleurs démontrée par l'abondance de

lithoreliques de disthène au dessus des faciès riches en ce minéral et par des valeurs anomales en cuivreau-dessus de la zone minéralisée.

Comme Il a été vu, trois éléments, Fe, Cr, La, présentent des accumulations absolues par héritagesuccessif au cours du démantèlement progressif du profd d'altération. Si l'on considère que, surl'ensemble du profil, le stock initial d'un élément n'a pas varié, le bilan IsoéIément permet d'évaluer

l'épaisseur initiale de la roche mère nécessaire pour fournir la quantité de métal présent dans le profil.. Lefer n'est pas utitilisable puisqu'U est en partie éliminé dans les horizons sous-Jacents à la cuirasse. Lechrome et le lanthane, par contre, présentent des accumulations absolues dans pratiquement tous leshorizons. Quoique ceci traduise la mobilité de ces éléments, Is ont été retenus comme référentiels pour le

calcul de l'épaisseur de roche mère susceptible de fournir les stocks de chrome et de lanthaneactuellement renfermés par les horizons altérés. En effet, l'absence de relief rend peu probable lescirculations latérales de solution provenant d'une source amont de ces éléments Omportation).L'hypothèse est donc celle d'un recyclage du chrome et de lanthane vers la base des profils, avec unecomposante essentiellement verticale. Il faut noter que l'utilisation d'éléments traces pour un tel calcul,entralne une importante erreur (>30%).

Le calcul, horizon par horizon, avec le chrome et le lanthane amène, respectivement, à estimer

l'épaisseur initiale de la roche mère à 146m et 96m (tab.XX).

62

Si l'on considère qu'Y faut environ 5.5m de roche fraiche pour fournir le stock de chrome et delanthane contenu dans 1m de cuirasse, indépendamment des étapes successives de l'altération. et que lestock initial de fer est maintenu, l'accumulation absolue de fer serait alors de 450%. Comme elle estseulement de 48,2%, on en déduit que 70% du fer Initial est éliminé.

le même calcul, mais en considérant que la cuirasse se forme à partir de l'argUe bariolée, commel'indique l'étude pétrologlque et géochimlque, amène à estimer à 3.5 m l'épaisseur d'argile barioléenécessaire pour fournir le chrome contenu dans 1 m de cuirasse. L·accumulation absolue de fer serait de250% ce qui implique une perte de 58% du fer Initialement contenu dans l·argUe bariolée. Je rappelle qu'il aété noté à la surface de la cuirasse, en bordure du plateau, des dépressions. parfois Importantes.présentant toujours un exutoire vers la pente. Ces cuvettes évoquent une dissolution chimique de lacuirasse. Aucune accumulation de fer notable n'est notée dans la cuirasse formant le fond de cesdépressions. Il y a donc eu exportation des matériaux consdluant la cuirasse.

al cu 1 AT 1 AB 1 HGV 1 RAC 1 rem)

Ea(m) 1 1 1 1,5 1 11,5 1 10 1 25 1 49

VO Ive cri 5,951

3, 68 1 1, 69 1 2, 42 1 3,631La 5,20 4,64 4,23 0,64 1,15

EO (m) cri 5,951

5, 52 1 19,441 24, 20 1 90,75 1145 ,86La 5,20 6,96 48,65 6,40 28,75 95,96

Tableau XX : Calcul de l'épaisseur de roche fraîche nécessaire pour constituer les stocks de Cr et Laprésents dans le profd de plateaux. CU=cuirasse, AT=argile tachetée, AB =argUe bariolée,HGV= horizon gris-vert, RAC = roche altérée cohérenœ.VJrr : rapport du volume de la rocheinitiale sur le volume de l'horizon a eO : epalsseur de la roche initiale nécessaire pour fournir lestock de métal. Ea : épaisseur de l'horizon

Dans les profds de Chapada, le sodium est Intégralement éliminé du profd dès la première phased'altération. Donc l'altération de 1 m3 de roche Iibére 49.8 kg de~O dans les solutions. Je ne disposepas d'analyses d'eau, source ou rMère, du site même de Olapada. Cependant les eaux des fleuvesdrainant la partie sud du bassin amazonien présentent des concentrations variant entre 33 et 76 I&eq/l(Stallard, 1980 in Meybeck, 1984), soit 1,02 à 2.36 mg/l de~O.

le drainage peut être évalué à 25% de la pluviosité, soit 450 mm/an (Trescases, 1973, Roose, 1980,Tardy, 1986).

Donc. selon la concentration en N~O. il faut entre 45.103 et 110.103 ans pour évacuer la totalité dusodium de 1 m3 de roche. le front d'altération progresserait donc de 20 mm/l000 ans à 10 mm/l000 ans.

La littérature donne des valeurs allant de 3mm/l000 ans dans le modèle théorique de Fritz et Tardy(1973) à 5Omm/l000 ans (Leneuf. 1959). Gac (1979) et Boulangé (1984) donnent des vitesses de l'ordre

de 14mm/l000ans sur roche granitique. alors que sur roche ultrabasique Trescases (1973) donne29mm/l000ans.

Par conséquent, pour évacuer la totalité du sodium d·une tranche de roche comprise entre 95 et 150mètres, 1 faut entre 4,5 et 16,3 MA. ce qui correspond à un age mlocéne. En utUisant la même vitesse pourla partie kaolinisée du profil. on obtient une durée comprise entre 6.6 et 1.4 MA. soit un age pliocène àdébut p1eistocène.

63

Or le Miocène correspond, au BrésU, à la fin d'une réactivation tectonique qui a donné lieu à unereprise du soulèvement du littoral brésilien (petri et Fulfaro, 1983). D'autre part King (1956) et Braun (1970),dans d'autres régions et en se basant sur des considérations stratlgraphlques et paléontologiques, fontdébuter le cycle géomorphologique Velhas à la fin de l'Oligocène, sa phase d'aplanissement étant datéedu Pleistocène. On a vu que l'altération smectitIque était encore active lors de la phase d'aplanissementvelhas. Il y a donc une bonne concordance entre l'estimation faite sur la base de calculs géochimiques etles données géologiques.

Il. PROFILS D'INCISION DE PLATEAUX

A. les pentes douces

1) Evolution géochimique

a) Les éléments majeurs et mineurs

SO 66,00 7,62 13,48 0,33 0,02 0,16 0,71 0,21 0,06 0,63 10,49 99,71ET 1,86 0,64 0,78 0,05 0,01 0,01 0,26 0,08 0,01 0,06 0,54

CU 40,95 30,77 15,12 0,32 0,01 0,12 0,70 0,07 0,10 0,53 8,07 96,76 2,12ET 5,32 6,57 2,21 0,07 0,00 0,02 0,10 0,02 0,01 0,06 0,66

PB5 64,00 8,59 17,01 0,59 0,01 0,19 1,92 0,06 0,08 0,50 6,25 99,19 1,56

AF 64,72 5,36 15,97 1,11 0,02 0,12 1,34 0,10 0,13 0,40 7,96 97,23 1,40ET 4,07 2,16 3,21 0,59 0,02 0,06 0,54 0,07 0,04 0,06 1,51

AC 62,42 7,63 13,15 1,39 0,02 0,16 1,78 0,12 0,20 0,51 6,90 94,28 1,78ET 4,17 2,42 0,91 0,82 0,01 0,05 0,73 0,10 0,08 0,08 1,61

Tableau XXI : Moyennes et écarts-types des analyses chimiques pondérales (%) de pentes douces. SO =sol (n=5), CU = cuirasse (n=3), PB5 = transition altérite-cuirasse, AF = altérite friable (n=5), AC= a1térite cohérente (n=5).

Comme pour les profDs de plateaux, les moyennes des teneurs ont été calculées pour chaquehorizon (tab.XXI). Un seul échantillon (PB5) correspond à la transition altérite-cuirasse. \1 est reporté à titreindicatif dans ce tableau. l'examen de ces résultats permet de constater:

- une forte et brutale augmentation des teneurs en fer lors du passage de l'a1térite à la cuirasse. Onnote que les teneurs y sont plus élevées que dans la cuirasse de plateaux.

-la silice, dont les teneurs dans l'isaJtérite sont comparables à celles de la roche mère, est appauvriedans la cuirasse

-le magnésium et le potassium qui présentent des teneurs relativement élevées dans l'IsaItérite, sontégalement fortement appauvris dans la cuirasse

64

- les teneurs en cuivre diminuent de la base vers le sommet du profil, et comme dans les profUs deplateaux, elles chutent brutalement dans le sol.

Co Vo~_ ° 1 , 10 0,01 0.1 1 !l '0SO

,h ! 50 , .

1- u -cu

~- TR1- TR

"'-. AF/- AF

~- \AC - AC

NI Cr0.01 0.1 Il 10 0.01 0.1 1 Il '0'-- 1 - 50 , , , , 50 .~

1 CU - CU /

"" ./•

-TR TR

1AF • AF

AC1• AC

Zn Sr0,01 ;:7- 1 SO

, Ip Of' ~I 1 SO!l 10

7·, 1

cu cu- -"".~• TR TR

"'"• AF ""'- AF

~. A8 A8 ..

y Ba0.01 0.1 1 • 10 0.01 0.1 !l 10.

5°1/-.L-.-J. ! • 50 1 1

./ CU

:~I'" '"• TR

AF \ \ AF.,AC ./ AC ".

La0.01 0,1 1 • 10

1, so rcu \

TR -AF lAC /

figure 32 : Pertes et gains relatifs en éléments traces dans les profils de pentes douces. En abscisse :

log(teneur de l'horizonjteneur de la roche fraîche) ; en ordonnée: 80= sol, CU= cuirasse, TR=horizon de transition, AF= aItérlte friable, AC= a1térite cohérente.

65

Les différences des moyennes de chaque horizon avec la roche mère ont été testées au seuil de 5%.

De même les gains et pertes relatifs sont calculés par le rapport ~a-tl1/tIO (tab. XXII).

1 Si02 1 Fe~OaIA12~d 1 MgO 1 MnO INa20 1 LO 1 CaO 1 CuO ITi02 IH20+

SO 0,08 -0,10 0,15 0,87 -0,65 -0,92 -0,71 -0,93 -0,91 0,78 2,10CU -0,33 2,63 0,29 -0,88 -0,74 -0,94 -0,72 -0,98 -0,84 0,50 1,39PB5 0,05 0,01 0,45 -0,77 -0,76 -0,90 -0,23 -0,98 -0,88 0,41 0,85AF 0,06 -0,37 0,36 -0,57 -0,65 -0,93 -0,46 -0,97 -0,80 0,13 1,36AC 0,02 -0,10 0,12 -0,46 -0,59 -0,92 -0,28 -0,96 -0,69 0,44 1,04

m -0,03 0,41 0,28 -0,72 -0,63 -0,92 -0,49 -0,96 -0,83 0,40 1,32

Tableau XXII : Pertes et gains relatifs par rapport à la roche mère. En caractères gras: différencesignificative avec une probabilité supérieure à 95%. SO=soI, CU = cuirasse, PB5=échantilionmarquant la transition avec AF =altérite friable, AC= altérite cohérente.

Trois groupes d'éléments sont définis selon leur comportement dans l'ensemble du profil; mais d'unhorizon à l'autre, leur comportement peut varier:

Les éléments enrichis: Seuls la perte au feu et le titane présentent un enrichissement significatif.

Les éléments ne présentant pas de variations significatives: Sur l'ensemble du profil, Si02, Fe20 3,AJ20 3 ne présentent pas de variations significatives. Cependant, dans la cuirasse, la silice est appauvrie etle fer fortement enrichi.

Les éléments aDoolNris : Du moins au plus appauvri on trouve K. Mn, Mg, Cu, Na et Ca. Tous sontprogressivement appauvris de la base vers le sommet Le passage de l'a1térite friable à la cuirasses'accompagne d'une forte chute de K et Mg.

b) Les éléments en traces

Les rapports des teneurs moyennes de chaque horizon sur la teneur moyenne de la roche mère(fig.32) permettent de constater :

- deux éléments sont enrichis. Y et La Cependant on note une diminution des teneurs en Y dans lacuirasse.

- le chrome est appalMi à la base et enrichi en surface

- le vanadium est appalMi, mais il présente des teneurs plus élevées dans la cuirasse et dans le sol

- les autres éléments sont du moins au plus appauvris Ni, Ba, Sr, Zn, Co. On note que les teneursdiminuent de la base vers le sonvnet du profil.

66

Co V0.01 0.1 Il 10 0.01 0.1 1 Il 10

L..-C""-o cu 1 1 1 ,

<"Tf1

TR

~ AF

0 AC

0.01 0.1NI

1Cr

5 10 0.01 0.1 1 5 10, ,

{li1 1 , 1

'"f"~~~OTR

o AF\o AC

Zn Sr0.01 0.1 1 Il 10 0,01 0.1 1 Il 10

L-\ CU , , 1

.~::1 1

0 TR

""'""AF "'0 AF

AC\0 o AC

y 800.01 0.1 1 S 10 0.01 0.1 1 S 10, , lU 1 , 1 "\IU , ,

TR :"., \ TR

AF t \ AF

ACV ""'0 C

La0,01, 0.1

11 Il 10

~~fjl~AF 1AC 1

Rgure 33 : Pertes et gains absolus en éléments traces dans les profils de pentes douces. En abscisse :log(teneur de l'horizon/ teneur de la roche fraîche) ; en ordonnée: 50 = sol ; CU = cuirasse; TR= horizon de transition ; AF = altérite friable; AC = a1térite cohérente.

67

2) Bilan de l'anération

Comme nous l'avons vu, la structure de la roche est conservée en grand jusque dans la cuirasse. Lecalcul isovolume est donc applicable (tabJOOII, fig.33)

1 SiO~ Ire~03 IAl~~d 1MgO 1 MDO 1lfa~OI K~O 1 CaO 1 CuO 1 TiO~1 pr

CU -47,8 187,7 2,4 -90,5 -a1.ar94.9-78,0 -98,0 -87,7 19,1 86,2PB5 -39,6 -41,5 -14,5 -87,1 -85,5 -94,0 -55,1 -98,8 -93,3 -17,0 6,6Ar -45,8 -68,7 -29,5 -77,4 -80,5 -96,4 -71,8 -98,3 -90,4 -41,9 18,3AC -35,6 -49,7 -27,6 -73,3 -72,2 -94,9 -56,1 -98,0 -83,8 -6,1 18,1

Tableau XXIII : Pourcentage de perte et de gain dans les profds de pentes douces. En caractères gras:différence significative au seuil de 5%.

Comme dans les horizons de surface des profis de plateaux, le fer est le seul élément majeur quiprésente une accumulation absolue signifICative dans la cuirasse. Mais cette accumulation est, ici,beaucoup plus importante. On note que le fer est fortement lixivié dans l'altérite friable.

L'aluminium et le titane ne présentent pas de variations significatives.

Les autres éléments sont lixiviés. On note que, pour une même profondeur, le magnésium et le

potassium sont moins lixMés que dans les profils de plateaux.

Parmi les éléments en traces (fig.33), seul le lanthane présente une nette accumulation surl'ensemble du profil. Le chrome ne s'accumule que dans la cuirasse et l'yttrium dans l'a1térite friable.D'autre part, le zinc, le nickel et l'yttrium ont. ici, un comportement différent de celui observé dans lesprofils de plateaux. En effet, dans ces derniers, on a noté une accumulation de ces éléments dans lacuirasse par rapport à l'a/térite sous-jacente; par contre,dans les profils de pentes douces, la lixiviation deces éléments se poursuit dans la cuirasse.

B. Les pentes abruptes et les fonds de vallée

PC1 -26,01 -54,95 -23,19 -91,98 -49,16 -93,31 -70,21 -94,54 -46,14 21,06 88,38 0,00bloc PC2 -6,25 -22, n 12,42 -81,53 -62,90 -81,51 -12,45 -98,38 -90,61 49,80 31,00 0,43

relictuel Pel 1,73 -35,86 -3,99 -81,36 -50,44 -80,32 18,13 -99,41 -91,91 58,83 -32,33 0,11

altérite

PC4 -38 58 -54 04 -9,15 -83,35 -82,03 -91,34 -15,86 -91,61 -92,39 12,56PC5 -28:10 -35:13 2,31 -14,32 -70,92 -94,62 -13,28 -99,01 -85,81 32,59PC6 -40,29 -60,12 -4,35 -18,25 -83,48 -95,83 -80,91 -99,46 -92,23 8,42PC1 -18,12 -25,29 -11,79 -91,99 -n,29 -91,62 -56,54 -99,21 -83,56 20,31PCS -55 68 -11 35 -50 64 -13 01 -n 41 -91 13 -18 45 -98 92 -89 55 -11 13PC9 -9:12C-59:10 3:18 -70:57 -29:45 -94:15 -10:14 -98:91 -84:14 5:18

10,18 1,0050,16 1,6034,122,0022,80 2,400,54 2,80

11,113,00

Tableau XXIV : Pourcentage de gain et de perte dans un profil de fonds de vallée. pm= profondeur enmètres.

68

Les différents éléments ont un comportement Identique dans les horizons d'aItérite en place desprofils de pentes abruptes et dans ceux de fonds de vallée. Il est d'autre part peu différent de celui observédans les altérites de pentes douces.

Le calcul de bilan isovolume du profil de fond de vallée (tabJOOV) montre une accumulation absoluedu titane, une stabilité de l'aluminium et une lixiviation des autres éléments. Celle-ci est moins importanteau sommet du profil qui est formé d'un bloc relictuel moins altéré.

On retrouve donc un comportement des éléments comparable à celui décrit dans les a1térites àsmeetite des pentes douces.

c. Discussion

Comme pour le profd de plateau, le bilan minéralogique a été effectué (fig.34) que l'on peutcomparer au bilan géochimique (fig.35). Dans le calcul le fer est compté exclusivement sous forme degoethite qui est l'oxyde de fer dominant. Un excès de Mg dans la cuirasse et dans la transition altéritefriable-euirasse a été attribué à de la smectite bien qu'elle n'ait pas été observée. la proportion pondéralede smeetite ainsi obtenue est cependant faible ( 6%).

- le comportement de la silice semble être plus lié à celui des phyllosilicates qu'à celui de quartz quireste à peu près constant. la perte de quartz par rapport à la roche mère, 6%, est identique à cellecalculée dans l'horizon de roche altérée cohérente, alors que la perte de silice est supérieure (40% au lieude 18%).

- l'aluminium reste constant, Uest donc redistribué dans les minéraux néoformés.

- les teneurs en potassium et magnésium relativement é1évées, s'expliquent respectivement par"importance des reliques de muscovite et de la phase smectitique.

- dans l'a1térite, le fer est plus fortement lixivié que dans les profils de plateaux. Par contre, Uest plusfortement accumulé dans la cuirasse. Il est essentiellement exprimé sous forme d'oxy-hydroxydes de fer(goethite> > hématite) qui constituent environ 40% (en poids) de la cuirasse.

Parmi les éléments en traces, on a déjà noté (fig.33), la perte progressive du nickel, du zinc et ducobalt. Donc contrairement aux profils de plateaux, Ni et Zn ne s'accumulent pas avec le fer. Cettedifférence de comportement s'explique si l'on suppose un apport de fer extérieur au profil. En effet sile fers'accumulait par héritage successif au cours du démantèlement géochimique du profil, NI et Zns'accumuleraient alors comme dans les profils de plateaux. On note que, dans la cuirasse de pente et dansl'argile bariolée (qui se situent à la même altitude), les teneurs isovolurnes en Ni, Zn, Co sont du mêmeordre de grandeur (fig.29 et fig.33). L'apport de fer extérieur au profil explique l'épigénie de l'a1térite àsmectite par les oxydes de fer, comme l'ont montré les observation morphologiques et pétrologlques.

En milieu latéritique la possibilité de migration du fer à petite échelle (mUlimétrique) a été montréepar de nombreux auteurs (Nahon, 1976, Chaussldon et Pedro, 1979, Schwertmann, 1986, Muller, 1987)" Ilsemble que dans le cas de Chapada on doive envisager une migration à plus grande échelle. Le profd depente douce étudié ici se trouve à 60 m du bord de la cuirasse de plateau. Sur les pentes, on trouve de trèsnombreux nodules provenant du démantèlement de la cuirasse de plateau. Il est donc probable qu'Usassurent, ainsi que des particules plus fines, le transport mécanique, du fer de la cuirasse jusque sur lespentes. A ce niveau, on peut envisager une migration du fer, sous forme réduite, pendant la saison despluies, vers l'altérite sous-jacente.

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69

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Figure 34 : Bilan géochimique en grammes pour 100 grammes de roche fraîche.

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P85

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Figure 35 : Bilan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de roche fraîche.

71

CHAPITRE IV

LE CUIVRE: SON COMPORTEMENT AU COURS DE L'ALTERATION

1. INTRODUCTION

Un grand nombre de travaux traite directement ou Indirectement des formes supergènes du cuivre.Ils concernent essentiellement deux aspects:

(1) Les minéraux supergènes du cuivre, et principalement les sulfures de cémentation, ont fait l'objetde nombreux travaux géochimiques, métallogéniques, minéralogiques et thermodynamiques (Emmons,1917, Serkies et al., 1966, Sillitoe et Oark, 1969, Thornberg, 1979, 1985). Plus rares sont ceux concernantles oxydes, silicates et carbonates (Newberg, 1969, Gastuche van Oosterwyck, 1968, 1970, 19n, Nickel,1982, Koud, 1985, Woods et Garrels, 1986, Creach, 1988).

(2) Ui fixation du cuivre sur des phases ne renfermant pas habituellement cet élément:

- Quelques travaux concernent, dans le milieu naturel, la fixation du cuivre dans des produitsd'altération de biotites tels que les chlorites (Bank, 1974, Mc Bride, 1976, Notebaart, 1978) ou lesvermiculites (Basset, 1958, IIdefonse et al., 1985, Toledo-Groke, 1986). Dans ces deux minéraux, le cuivreest en position interfoliaire. Sous la forme de CuOH dans les chlorites, Uest sous une forme divalente dansles vermlculites. Dans ce dernier cas, la présence de Mg pour former des 110ts brucitiques est nésessaire.

- Ui fixation du cuivre sur les argiles de type smectite est montrée par de nombreux auteurs. Lors desynthèse de smectite, le cuivre peut se placer dans l'octaèdre (Decarreau, 1981), en position interfoliaire(Oementz et al., 1974, Harsh & Doner, 1984) ou en sites d'adsorption (El Sayed et al., 1970, Oementz etal., 1974). Ui mise en contact, dans des conditions expérimentales, de solutions contenant du cuivre avecdes produits naturels, montre qu'il peut se placer en position interfolialre (Harsh & Doner, 1984) ou en sited'adsorption (Mc Bride, 1976, Mc Uiren et al. 1983). Mosser et al. (1989) montrent, dans le milieu naturel, lapossibilité d'une fixation du cuivre dans l'octaèdre de smectites.

- Ui kaolinite peut également fixer du cuivre sous forme adsorbée, comme le montrentexpérimentalement Farrah & Pickering (1976) et Mc Bride (1978). Pour Mosser & Zeegers (à paraître) le

cuivre peut appartenir au réseau de kaolinites provenant du Burkina-Faso.

- Ui fixation du cuivre sur les oxydes de fer est montrée expérimentalement (Chao &Teobald, 1976,Benjamin & Leckies, 1981, Balistieri & Murray, 1982, Mc Uiren et al., 1981, 1983a-b) ou dans le milieunaturel(Nowlan, 1976, Uiville-Timsit et al., 1976, Besnus, 19n, Hoffmann et Fletcher, 1981, l.earned et al.,1981, Warnant et a1.,1981, Schwartz, 1981, Parisot et Melfl, 1982, Veiga et Shorsher, 1982, Nickel, 1984).Inouye et al. (1971, 1972) et Nalovic (19n) montrent qu'un rapport CU/Fe de 2,5% empêche lacristallisation de cr-FeOOH.

- Des travaux expérimentaux qui consistent à doper avec du cuivre plusieurs phases, naturelles ouartificielles, mettent en évidence des phénomènes d'adsorption sur ces différentes phases dans ('ordrecroissant smectite<oxydes de fer<matière organique<oxydes de manganèse (Jenne, 1968, Chao etTheobald, 1976, Kuo et Backer, 1980, Benjamin et Leckies, 1981, Balistrierl et Murray, 1982, MC.Uiren etal., 1981, 1983a-b).

72

Il. EVOLUllON DANS LES PROFILS

Globalement, les teneurs en cuivre décroissent de la base vers le sommet des profds (fJg.36). Dansles profds de pentes et de fonds de vallée, la décroissance des teneurs en CuQ est continue jusque dans lesol. Par contre dans les profds de plateaux et de pentes douces, on note un léger enrichissement dans lacuirasse par rapport à l'horizon sous-jacent et surtout une chute brutale des teneurs dans le sol recowrant

les cuirasses de plateaux et de pentes (-50 à 60% par rapport à la cuirasse sous-jacente).

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Figure 36 : Distribution des teneurs en CuO (ppm) dans la toposéquence de Chapada.

Dans les profils de plateaux, le bUan lsovolume (tab.XIX) indique que la lixiviation du cuivre estsignificative à partir de l'argile bariolée cohérente. Dans les horizons de surface des profils de plateaux et

de pentes (tab.XXII), les pertes en CuO sont comparables ( -90%).

III. APPROCHE DE lA LOCAUSA110N DU CUIVRE

A. L'analyse microchimique

1) L'analyse microsonde

Les analyses microchimiques des produits d'altération des différents horizons ont permis unepremière approche de la localisation du cuivre. Comme Ba été w dans les pamgraphes précédents, ces

produits sont toujours polyphasés à l'échelle de l'analyse microsonde (=21&)

La roche trafche : Les seuls minéraux de cuivre Identifiés, sont les sulfures parmi lesquels lachalcopyrite est très largement dominante. L'analyse microsonde a mis en évidence des teneurs en cuivre.

dans tous les minéraux primaires (jusqu'à 0,4%). ces teneurs sont sporadiques et souvent obtenues, dans

73

un minéral donné, pour un seul point (fig.37). Quoique l'observation microscopique n'ait pas pennis de le

confirmer, l'hypothèse la plus probable est la présence de mlcroincluslons de sulfures dans ces minéraux.

Quartz

_~;< u ;;11\.'7" li.,s A Il

'\....1 ~ ~If ,-' "" 10 o)J II .....

Rgure 37 : Distribution du CuO (%) dans une

phIogopite peu ou pas altérée

1\ ?P fIl

Les premiers stades de l'altération: Comme na été vu dans le chapitre Il, la chalcopyrite présente

dès les premiers stades de l'altération des traces de dissolution (photo 14). Le plasma srnectitlque qui

borde les chalcopyrites est légèrement teinté de rouille et présente toujours des concentrations plus ou

moins élevées en cuivre (0,07 à 0,21%), alors qu'elles sont aléatoires dans le plasma d'altération desautres minéraux. En effet, dans ce dernier, des points distants de quelques microns, peLNent, ou non,

présenter des concentrations en cuivre (fig.38). Ces teneurs sont faibles et du même ordre de grandeur

que dans les minéraux sains ou dans le plasma srnectitique qui borde les chalcopyrites.

Quartz

Calcite

Pyrite

Plagiocla,e ~~~II!!lpara90nite

Agure 38 : Distribution des teneurs en CuO (%) dans le plasma d'altération d'un p1agiocJase.

Statistiquement les teneurs en CUO du plasma bordant les chalcopyrites sont significativement plus

élevées, au seun de 5%, que celles des plasmas d'altération des phIogopites et des calcites. Mals cette

différence n'est plus significative si l'on considère les teneurs du plasma d'altération des amphiboles, des

plagioclases ou de l'ensemble du plasma smectitlque (tabJ<). Dans le plasma d'altération smectitlque, la

distribution du cuivre montre qu'elle est en partie controlée par la présence de sulfures altérés, mals

surtout que cet élément diffuse dans les produits d'altération de presque tous les minéraux.

b: Horlzon grlc vQrt

o0. 00 ~%lIE§l:e-;:3-rB--a-,a--.-~-rB--~

0.00 5.00 10.00 15.00 20.00 25.00 30.00FE20J II

DR= 0.46

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0.5'3 0

0.40

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0.10 00

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0.00 2.00 4.00 6.00 8.00FE20J 15

Il.0 R=0.82 1.6 R=0.53 R=O,OS

0: Roche olleree coherente0.40

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0.20 0 0 0 000 0

0 0 0 0 00.00 0.00

0.00 20.00 40.00 60.00 80.00 0.00 20.00 40.00 60.00 00.00FE203 li! FE20J II

oR=0.87 OR=0.0J

Q: Cu lrOQ8e

0.40a

0 000.30

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o .00 -HlEIIŒ:HHHB-B--r--'iHlliJ---i:'liHB--EHiI-----l0.00 10.00 20.00 30.00 40.00 50.00 60.00

FE203 II

oRc0.21

Figure 39 : Corrélation Fe20 3-CuO dans les produits d'altération des différents horizons d'altération deChapada.

75

Sur l'ensemble du plasma argileux, le cuivre ne présente de corrélation avec aucun élément. Mais, sil'on considère les analyses présentant des concentrations en cuivre, deux groupes de points montrent unecorrélation significative, au seuil de 1%, entre le cuivre et le fer (fig.39a) :

- dans le premier groupe, on observe une corrélation Fe20 3-eu0 de 0,53, mals également unecorrélation N~O-CuO (O,n) et Ti02-CuO (0,56). Ce groupe d'analyses peut être Interprété commecorrespondant à des phases micacées (phlogopites) altérées en verrnlcullte puis en srnectite. la présencede vermiculite, associée à ce plasma, a été signalée (chapitre Il). Et comme IIdefonse et al. (1986) etToledo-Groke (1986) l'ont montré (chapitre VI), le cuivre peut se fixer sur les verrnlculites, alors que leuraltération en smectite s'accompagne d'une perte de cet élément.

- dans le deuxième groupe, seule la corrélation Fe20 3-CuO apparait, elle est mieux marquée quedans le premier groupe (0,82), et correspond certainement à une association fer-cuivre dans le plasmaargileux.

Dans cet horizon, le cuivre a été localisé dans la chalcopyrite et les phyllosilicates d'altération. Cesderniers dont la teneur moyenne en CuO est de 0,06%, représentent 23% (pondéral) de l'horizon. la teneurmoyenne de l'horizon étant de 0,49%, on en déduit que la chalcopyrite représente 97% du CUO total del'horizon.

Les profils de plateaux :

L 'horizon gris-vert : Dans cet horizon les sulfures sont encore présents, mais plus fortementcorrodés que dans la roche altérée cohérente. Les observations au MEB, associées à la microanalysequalitative, ont permis de localiser à la surface de la chalcopyrite, d'une part des oxydes de fer renfermantdu cuivre, et d'autre part une ou plusieurs phases non identifiées. L'analyse qualitative Indique la présenceen proportions variables de Si, Fe, Ca, AI, S avec peu ou pas de Cu (photo 15). Il s'agit certainement desulfates. Ces phases sont sporadiques et n'ont jamais été observées en lames minces.

Comme dans l'horizon précédent, la présence de concentration en cuivre, dans le plasma argileux,est sporadique. Toutefois, on note que les teneurs en CuO les plus élevées (de 0,1 à 0,5%) sont obtenuesdans les zones les plus poreuses enrichies en fer. Sur l'ensemble des analyses du plasma, seul le Fe20 3présente une corrélation significative avec le CUO (r=O,46) (fig.39b).

Dans cet horizon, les teneurs en CuO des différents produits d'altération sont beaucoup plusdifficiles à estimer, car ils sont très souvent intimement mélangés. Sur la base de quelques rares analysesde produits apparemment purs, on peut estimer à 0,2% la teneur en CuO des smectltes et à 0,6% celle desoxydes de fer. L'horizon gris-vert renferme 9,5% de smectite et 5% d'oxydes de fer et sa teneur moyenneen CuO est de 0,34%. On en déduit que la chalcopyrite renferme 85% du CUO de cet horizon.

L'argile bariolée : Les sulfures ont totalement disparu. Le cuivre est absent du plasma incoloreessentiellement kaolinitique. Par contre, la ferruginisation de ce plasma s'accompagne de teneurs encuivre qui augmentent avec les teneurs en fer. Elles atteignent 1% dans les phases essentiellementferrifères. Dans l'ensemble des analyses des produits d'altération. on note une bonne corrélation entre leFe20 3 et le CuO (r=0,87) (flg.39c).

L'argile tachetée : la répartition du cuivre dans les produits d'altération devient, de nouveau,

aléatoire. Si les concentrations les plus élevées en cuivre (> 0.2%) sont toujours associées à des teneurs

76

en Fe20 3 relativement élevées (>25%), l'inverse n'est pas vérifié (fig.39d). Ainsi deux analyses effectuéesdans un même nodule rouBle de SOit de diamètre présentent des compositions comparables pour leséléments majeurs, mais dans l'une la teneur en CuQ est nulle alors que dans l'autre elle est de 0,56%. Lediagrammme de la figure 40a montre que la présence de cuivre dans les oxydes de fer est Indépendantede la substitution par l'aluminium. Il n'est donc pas possible d'attribuer les concentrations en cuivre à untype particulier d'oxyde de fer. Bien entendu, la corr(Mation Fe20 3-QJO n'est plus significative dans cethorizon.

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\..,... ..• •• •

fe.O.<--------__L_I...- '~ ___..:.loo.Cuo

100.CuO

Figure 40 : Distribution des analyses du plasma argiloferrugineux de l'argUe tachetée (a) et de la cuirasse

(b) dans le triangle A120 3 totaJ-A120 3 kaolinite/ Fe20 3/ 100*CuO.

La cuirasse: Dans cet horizon, le cuivre présente le même comportement que dans l'argile tachetée

: répartition aléatoire dans les oxydes de fer, Indépendante de la morphologie ou de la substitution en

aluminium, absence de corrélation signifICative avec les éléments présents dans la cuirasse et enparticulier le fer (fig.3ge et 4Ob). La seule différence est la présence de concentrations en cuivre dans desplasmas peu ferrugineux (2,4 à 5% de Fe20 3)

Les incisions de plateaux :

Comme pour les autres éléments, le comportement du cuivre est comparable quelle que soit laposition du profil. Seul le profil de pente douce sera présenté Ici.

L'a/tédte cohérente : Comme dans l'argUe bariolée des profils de plateaux. le cuivre est absent duplasma argileux Incolore qui dans cet horizon est essentiellement smectitlque. Deux phases, oxydes de

manganèse et oxydes de fer, renferment du cuivre. Les coefficients de corrélation MnO-CuO et Fe20 3­CuQ sont respectivement de 0,89 et 0,90. Les teneurs en CuQ des oxydes de manganèse sont plusélevées (8%) que celles des oxydes de fer (1,6%). Les analyses selon une coupe dans une accumulationferrugineuse font apparaître nettement la corrélation Fe20 3-CuO (fig.41).

77

0.5

~.~-?j 1

Figure 41 : Distribution de Fe20 3, Al20 3,CuO dans les produits d'altérationde l'a1térite cohérente. Plasmasbrun-sombre (1), brun (2), incolore(3), micas (4)

L'altérite friable : Dans cet horizon, les analyses des produits d'altération font apparaître desproduits riches en fer sans cuivre et au contraire des produits peu ferrifères contenant du cuivre (fig.42b).ces derniers présentent des compositions de kaolinite. Bien que la corrélation F~03-CuO soit toujourssignificative (0,69), eUe est évidemment plus faible que dans l'horizon sous-jacent Les phlogopites altéréesen interstratifiés phI0g0plte-vermiculite présentent également des teneurs élevées en CuO (de 0,5 à 1%),

qui diminuent, mais restent significatives lorsqu'elles sont totalement altérées en kaolinlte (tabJ<XV).

Si02 Fe203 Na20 K20 A1203 MnO MgO CaO CuO Ti02 E---- -- -- -- -- -- --

8680 37,66 11,11 0,23 5,49 19,29 0,00 14,05 0,08 0,77 1,15 89,848679 36,94 9,65 0,15 5,24 19,68 0,00 14,08 0,09 1,05 1,25 88,128678 38,45 10,79 0,12 5,17 19,88 0,12 14,35 0,12 0,64 1,09 90,73K684 41,32 0,48 0,00 0,16 33,55 0,00 0,52 0,26 0,21 0,00 76,50

Tableau XXV: Analyses (%) d'un même grain de phIogoplte altérée

78

La cuirasse: Les mêmes constatations que dans les cuirasses de plateaux peuvent être faites ici. Larépartition des teneurs en cuivre devient aléatoire sans qu'il soit possible d'attribuer la présence de cuivre àune forme particulière d'oxydes de fer (fig.40b). Les teneurs les plus élevées en cuivre restent cependanttoujours associées à des teneurs élevées en fer. La corrélation F~03-CuO est toujours slgnlficative (0,56)à la base où 1 y a début d'induration (fig.42c). Par contre, cette corrélation n'existe plus dans la cuirasse­s.s. (fig.42d).

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c: Har lzon de lroneltlon d: Cu tra•••e.60 0.60

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oR=0.56 OR=-e.01

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Figure 42 : Corrélation Fe20 3-GuO dans les produits d'altération des horizons de pentes douces.

2) Microanalyses qualitatives sur particules Isolées (MEl)

Des analyses qualitatives, avec un microscope électronique à transmission couplé à un analyseur,ont été effectUées sur des particules isolées de smectites, kaollnite, goethite, dans les différents horizons.Seules quelques particules de goethite ont montré des traces de cuivre. Il n'a pas été possible d'estimer laproportion de ces goethites ·cuprifères· dans les différents horizons. Cependant le seuil de detectlon élevé,

estimé à 2% de CuO, ne permet pas d'exclure la présence de cuivre dans les autres phases ou les autresparticules.

79

3) Conclusion

Dans les horizons profonds (roche altérée cohérente et horizon grls-vert), la chalcopyrite reste laprincipaJe phase porteuse de cuivre. Elle est essentiellement affectée par des phénomènes de dissolution.

Il ne se forme pas de minéraux secondaires de cuivre. Le cuivre est redistribué dans les produitsd'altération: smectlte et phIogopite altérée dans la roche altérée cohérente, smectite et oxydes de fer dansl'horizon gris-vert.

Dans les horizons gris-vert et d'argUe bariolée sur les plateaux. d'aItérites sur les pentes, apparaîtdans les produits d'altération une corrélation, significative au seul de 1%, entre le Fe20 3 et le CuO.L'apparition de cette corrélation correspond à l'apparition des oxydes de fer. Elle est maximale dansl'argile bariolée et dans l'altérite cohérente (tabJOCV).

Le passage à la cuirasse s'accompagne d'une disparition de cette corrélation. Elle est brutale dansles profils de plateaux et progressive dans les profds de pente. Cette absence de corrélation est surtoutdue à la présence d'oxydes de fer ne contenant pas de cuivre. En effet, les teneurs en cuivre les plus

élevées sont toujours associées à des valeurs élevées en fer. La présence ou l'absence de cuivre associéaux oxydes de fer est indépendante de leur minéralogie, de leur morphologie ou de leur taux desubstitution par l'aluminium.

R. altérée Horizon Arqile Argile Cuirassecohérente gris-vert banolée tachetée

plateaux 0,46 0,87 0,02 0,210,05

pentes 0,90 0,69 0,56 -0,01

R. altérée Altérite Altérite Début Cuirassecohérente cohérente friable induration

Tableau XXVI: Corrélations Fe20 3-CuO dans les différents horizons de la toposéquence de Chapada. Encaractères gras, valeurs signifICatives au seuD de 1%..

B. Séparations physiques

Si l'association fer-cuivre est établie, le cuivre a également été mis en évidence dans des

phyllosilicates (phlogoplte altérée, kaollnlte). On va donc essayer d'évaluer la proportion du cuivre associéà chaque phase.

1) Distribution granulométrique

Des séparations granulométrlques ont été effectuées sur un échantillon représentatif de chaquehorizon de surface. Dans chaque fraction, le fer, l'aluminium et le cuivre ont été analysés, et pour chaque

élément le pourcentage du total de l'élément de l'échandlon présent dans chaque fractiongranulomètrique a été calculé. Ce type d'analyse n'a un sens que pour les échantmons se désagrégeantfacilement (sols et a1térites des sommets de profils).

80

Profil de plateaux :

Dans les horizons d'argile bariolée cohérente et d'argile bariolée, la fraction <~ présente lesteneurs en CuQ les plus élevées. Dès l'argUe tachetée, les teneurs en cuivre deviennent plus élevées dansla fraction > 100011 et cette tendance s'accentue dans le sol. Cette évolution s'accompagne d'uneaugmentation des teneurs en fer dans la fraction> 100011 et Inversement d'une diminution dans la fraction<~. les teneurs en aluminium présentent le même comportement quel que soit l'horizon (tabJOMI).

En terme de distribution granulomètrique comparée des différents éléments, on retrolNe le mêmecomportement (flg.43). les courbes cumulatives du fer et du cuivre sont sensiblement parallèles, alors quecelle de l'aluminium est différente. le pourcentage de cuivre total de l'échantillon contenu dans la fraction<~ diminue de bas en haut au profit des fractions plus grossières et en particulier de la fraction > 1000".Cependant, quel que soit l'horizon, la fraction <~ renferme la plus grande quantité de cuivre (entre 26%dans l'argile tachetée et 44% dans l'argile bariolée cohérente). L'analyse aux rayons X de cette fractionmontre qu'elle est exclusivement constituée de quartz, kaolinite et goethite.

Profil de pente douce:

Dans le profil de pente douce, la fraction <~ présente toujours les teneurs en CuQ les plus élevées,même dans l'horizon de transition avec la cuirasse où pourtant les teneurs en fer sont faibles (tabJO<VIII).Les courbes cumulatives de l'aluminium et du cuivre sont parallèles et indiquent une même distribution deces éléments dans les différentes fractions granulomètriques (fig.44). le fer présente également la mêmedistribution dans l'altérite cohérente et l'altérite friable, par contre dans l'horizon de transition, 50% duFe2Q3 sont contenus dans la fraction 500-21011. Ce comportement s'explique par la formation deconcrétions lors de l'induration. La fraction <~ renferme toujours le plus fort poucentage du CuQ total del'échantillon (de 28% à 59%). Dans cette fraction, de la base vers le sommet, la proportion de muscovite,de smectite et de vermiculite décroit, celle de kaolinite et de goethite augmente.

En conclusion: Dans les deux profils, la fraction <~ renferme la plus forte proportion de CuQ. Dansle profil de plateau, l'aluminium essentiellement présent dans les kaolinites, est principalement associé auxfractions <2011, et montre une distribution granulométrique différente de celle du cuivre et du fer. Dans leprofil de pente, cuivre, aluminium et fer présentent une distribution comparable, sauf dans l'horizon detransition où les fractions >21011 renferment l'essentiel du fer et ceci sans influence notable sur les deuxautres éléments.

2) Séparations densimétriques et magnétiques

les séparations densimétriques ont été faites au bromoforme (0 = 2,8) et les séparationsmagnétiques avec un séparateur "Frantz". Les minéraux paramagnétiques que l'on cherche à séparer(goethite et hématite) sont attirables à un ampérage Inférieur à 1A. Avec l'appareillage utilisé, ce type deséparation n'est pas réalisable si la granulomètrie de l'échantillon est Inférieure à 10011. La fractiongranulométrique 210-10511 a été séparée à 14911 pour diminuer le plus possible l'Influence de lagranulométrie. Les résultats présentés concernent la fraction 149-10511 de trois échantillons du profU deplateau. les résultats obtenus avec deux échantillons d'aItérite de pente et la fraction 210-14911 sontsimilaires.

81

p 1>100011000-5001500-2101210-1051105-62162-20 1 20-2 1 <2

Fe~Oa 25,74 22,19 9,23 4,00 3,37 5,40 14,20 11,36SO AbOa 11,10 9,55 5,01 2,50 1,70 2,60 14,65 33,55

CuO 1125 856 381 392 169 303 669 938'oP 7,97 7,17 17,23 19,02 7,77 14,81 5,44 18,12

FexQ-J 23,96 18,28 13,31 5,90 5,11 11,62 10,83 12,25AT AbOa 9,97 9,83 7,66 5,43 5,10 10,21 27,12 34,02

CuO 1375 1125 850 910 500 1075 1200 1169'oP 11,82 8,58 10,26 12,02 5,62 15,89 12,03 25,00

Fe~Oa 22,19AB AbOa 7,18

CuO 638'oP 2,62

9,415,29

7883,21

5,824,96

59411,31

4,254,16

74213,14

4,72 10,73 6,78 14,205,10 14,65 32,60 27,41

500 1313 825 18443,65 15,79 25,09 16,26

Fe~Oa 15,80 8,80 4,81 4,36 4,30 8,94 5,75 14,20ABC AbOa 8,60 9,07 4,73 4,91 5,67 13,61 31,19 30,24

CuO 725 669 581 791 469 1138 669 1781'oP 4,23 4,01 12,30 13 ,06 8,29 10,34 23,94 24,05

Tableau XXVII : Teneurs en Fe20 3 (%), AJ20 3 (%). CuO (ppm) et composition granulomètrique (%P) deshorizons de surface des profds de plateaux. SO = sol. AT = argile tachetée. AB = argile bariolée.ABC = argile bariolée cohérente.

p 1>100011000-500\500-2101210-1051105-62 162- 20 1 20-2 1 <2

Fe~Oa 21,30 10,47 29,47 6,26 5,57112 '16 11,36 7,81

TR AbOa 8,60 9,36 10,58 12,28 10,68 10,30 25,80 34,02CuO 806 481 388 455 450 1 1000 1394 1469'oP 5,88 14,27 24,41 11,92 7,77 4,94 11,17 19,74

Fe"Oa 1,44 2,31 2,20 2,93 3,51 9,51 5,86 12,43AFl AbOa 6,43 10,68 13,14 14,08 18,14 10,87 27,88 27,88

CuO 213 281 406 959 1000 1300 1231 1844'oP 6,57 14,75 29,44 11,72 3,94 4,68 15,07 14,34

FexOa 5,22 3,34 2,09 2,68 3,51 6,19 4,86 12,07AF2 AhO:! 9,07 8,88 8,65 9,54 19,09 9,83 27,88 25,99

CuO 788 494 512 1148 1444 2038 1656 4063'oP 0,81 9,13 30,22 9,44 3,20 3,56 17,62 25,21

FexOa 6,04 3,73 4,47 5,76 7,10 12,87 8,17 19,70AC AhO:! 7,66 8,51 10,87 14,36 17,48 10,77 20,51 18,52

CuO 1394 988 1094 2135 2700 2781 2939 4469'oP 11,85 20,85 31,63 10,73 3,33 3,48 5,94 11,48

Tableau XXVIII: Teneurs en Fe20 3 (%). AJ20 3 (%). CuO (ppm) et composition granulomètrique (%P) deshorizons de surface des profils de pentes douces. TR = horizon de transition avec la cuirasse. AF1= sommet de l'aItérite friable. Af2 = base de "altérite friable, AC = altérite cohérente.

1000

eoa

210

loe

e2

20

2

ez

20

2

10

10

eo

ARGILE

eo

BARIOLEE

82

1000

eao

210

lOS

e2

20

2

100....

1000

eoo

210

lOB

et

to

100~

~ ~* *,

""" '\'"". \FJOI". \ \

10

10

ARGILE

TACHETEE

BO

ARGILE BARIOLEE

COHERENTE

BO

100

100

Figure 43 : Distribution du Fe203' AJ20 3, CuO dans les fractions granulomètriques des horizons deplateaux. En abscisse: % cumulé du total de l'élément de l'échantillon dans le résidu de chaquefraction.

83

1000

500

2.0

105

62

20

HORIZON DE

TRANSITION

62

20

AL TERITE FRIABLE

SOMMET

10 50 100""'/. la 100"'/..

AL TERtTE COHERENTE

210

'0

500

1000

BASE

AL TERITE FRIABLE

62

210

lOS

\\'.\-

soo ~.

~\~~""~ .\ '\.\ - '\.

*.i.. \

~\ .../.0,

ç,o \ ". \1 .

**i.. •

\ ~'. \, .

** ~ •

~; \1 :

ro.o. ,~

1 . \

\ :\ :*~ ~\(~<.-..... \."~-"""':À •

1000

10 50 la 50 100~

Figure 44 : Distribution du Fe203

, A120 3, CuQ dans les tractions granulornètriques des horizons de pentesdouces. En abscisse: % cumulé du total de l'élément de l'échantUlon dans le résidu de chaque

fraction.

84

L'analyse aux rayons X des différentes fractions Indique :

- fraction 0<2,8, non attirable: quartz, argUe (kaolinite dans les profils de plateaux, kaolinite etsmectite dans les profds de pentes) et des traces de disthène et de muscovite.

- fraction 0<2,8, attirable: kaolinite ou kaolinite+smectite, quartz, muscovite et phlogopite (plusabondante dans le profil de pente) et des traces de goethite.

- fraction 0>2,8, non attirable: Le disthène est le minéral dominant, mais la goethite est aussiprésente. Les autres phases apparaissent en traces.

- fraction 0>2,8, attirable: La goethite et l'hématite sont les principales phases k::tentifiées.

Les résultats reportés dans le tableau XXIX, permettent de constater:

- les teneurs pondérales en cuivre sont plus élevées dans les fractions enrichies en oxydes de fer(0) 2,8, attirable).

- le calcul de bilan montre que les fractions 0 < 2,8, non attirable, et 0>2,8, attirable renfermentl'essentiel de la fraction granulomètrique initiale (entre 77 et 85%). La quantité de cuivre présente dans ladeuxième fraction augmente de la base vers le sommet du profil.

argile tachetée argile bariolée

sommet base

<2,8 >2,8 <2,3 >2,8 <2,8

%P 76,0 24,0 87,4 12,6 82,8 17,2tFe:.:O~ 1,2 50,4 2,2 52,0 2,2 42,2tCuO 299 1194 538 2195 522 1258%Fe:.:O~ 6,7 93,3 23,0 77,0 20,1 79,9%CuO 44,2 55,8 63,1 37,0 66,6 33,4

1 NA 1 A 1 NA 1 A 1 NA 1 A 1 HA 1 A 1 NA 1 A 1 NA 1 A

%P 88,3 11,8 16,3 83,7 90,8 9,2 8,6 91,4 87,0 13,0 15,3 84,7tFe:.:O~ 0,5 6,7 57,0 49,1 0,9 15,8 44,0 52,7 1,0 10,4 35,3 43,5tCuO 235 776 1164 1200 468 1223 1029 2305 463 no 903 1322%Fe:.: 03 36,7 63,3 18,4 81,6 34,7 65,3 7,3 92,7 39,1 60,9 12,8 87,2%CuO 69,5 30,5 15,9 84,1 79,0 21,0 4,0 95,9 77,1 22,9 11,0 89,0T%Fe:.:03 2,5 4,2 17,2 76,1 8,0 15,0 5,6 71,4 7,9 12,2 10,2 69,7T%CuO 30,7 13,5 8,9 46,9 49,8 13,3 1,5 35,5 51,3 15,3 3,7 29,7

Tableau XXIX: Séparations densimétriques et magnétiques. 0 = densité, %P = pourcentage pok::ts de lafraction densimétrique ou magnétique, tFe?O~ = teneur en %, tCuo = teneur en ppm, %oxyde =pourcentage de l'oxyde total de la fraction Initiale (granulométrique ou densimètrique), T%oxyde =pourcentage de l'oxyde total de la fraction granulomètrique, NA = fraction non attirable à lA, A = fractionattirable à 1A.

85

C. Extractions sélectives

Sur les fractions granulomètriques <2,& d'échantillons sélectionnés dans chaque horizon, deux typesd'extractions sélectives ont été effectués: d'une part des mesures du cuivre échangeable et de la capacitéd'échange de cette fraction vis à vis du cuivre, et d'autre part des extractions sélectives des oxydes de fer.La mesure de la capacité d'échange a également été effectuée sur les échantillons déferrifiés. Pour leséchantillons de roche altérée cohérente, la faible quantité de fraction <2,& n'a pas permis d'effectuer cesdeux mesures sur les mêmes échantillons. La faible quantité d'échantillon disponible dans l'horizon gris­vert (carottes de sondage) n'a pas permis de réaliser ces extractions sur cet horizon.

1) Cuivre échangeable et Capacité d'échange

Des tests ont été effectués avec différents cations (NH4+, ea2 +, Ba2+) et des temps de contactallant de 4 à 24 heures. Sur les échantillons testés, Ba2+ (en solution 1M de chlorure de baryum) a permisd'extraire les plus fortes quantités de cuivre, sodium et potassium. Après 7 heures de contact Oa solutionétant renouvelée à 2 et 5 heures), il n'y a plus de cuivre qui passe en solution. Ce dosage fournit la mesuredu ·cuivre échangeable-. l'échantillon ainsi obtenu, est successivement, lavé, mis en contact 3 heuresavec une solution de sulfate de cuivre (0,25M), lavé et mis en contact 7 heures avec une solution dechlorure de baryum. le cuivre est dosé dans la dernière solution. Ce dosage donne la mesure de lacapacité d'échange du cuivre vis à vis du baryum.

/CUO Na:tO K:tO MqO Fe;lO:$ Ah 0:$ totalppm ppm ppm ppm % % %

r. altérée cohérente 153 336 271 58 0 0 0,08argile bariolée 14 167 211 460 0 0,39 0,48

Plateaux argile tachetée 17 301 233 72 nd ndcuirasse tr 0 0 tr 0 0,09 0,09

sol 37 0 0 52 0,01 0,09 0,11

altérite cohérente 140 217 229 796 0 0,09 0,23pentes altérité friable 109 241 158 113 0,03 0,35 0,41

cuirasse 15 92 ·319 243 nd ndsol 16 0 0 41 0,01 0,21 0,23

Tableau XXX : Teneurs moyennes des cations échangeables avec Ba02 dans les fractions <2sL. lesteneurs sont calculées par rapport à la prise initiale.

1 r. alt. 1 ar~ile1

cuirasse 1 11cohérente banolée 1 sol1

plateaux 1 naturel / 1,5301

0,5881

1,9201

0,476déferrifiè 1,310 0,124 0,097 0,340

laltérite 1 altéritecuirasse 1cohérente friable 1 sol

pentes 1 naturel 1 0,7101

0,9431

nd1

0,378déferrifiè 0,605 0,866 nd 0,265

Tableau XXXI : Capacité d'échange moyenne de la fraction <2sL pour le cuivre (après saturation au CUS04O,25M). Teneurs en % de CuO

86

Les échantillons smectitiques (roche altérée cohérente et a1térite de pente) présentent les plus fortesteneurs en cuivre échangeable (tabJO<X). Cependant les quantités de cuivre ainsi extraites sont faiblescomparées à la capacité d'échange (Tab.XXXI). la différence de capacité d'échange entre l'échantUlonnaturel et déferrifié indique qu'expérimentalement ce mode de fixation est possible sur les oxydes de fer etest important dans l'argile bariolée et la cuirasse. Mais les mesures de cuivre échangeable montrent qu'Un'intervient pas dans le milieu naturel puisqu'il n'y a pas de cuivre échangeable dans la cuirasse.

2) Extractions des oxydes de fer

Sur les fractions granulomériques <2p d'échantillons sélectionnés dans chaque horizon, desextractions sélectives des oxydes de fer ont été effectuées avec l'acide oxalique et l'oxalate d'ammoniumsous U.V. (De Endredy, 1963). la reproductibilité de la méhode a été vérifiée. L'erreur sur le total del'élément extrait varie selon "élément et sa teneur. Elle est estimée à environ 10%.

L'oxalate d'ammonium est un bon complexant de l'aluminium. Par conséquent, la gibbsite et unepartie des phyllosilicates pelNent être détruits. L'aluminium a donc été systématiquement dosé dans lessolutions d'extraction. Si l'on soustrait, du total de l'aluminium extrait dans les horizons superficiels,l'aluminium de la gibbsite et celui substitué dans les oxydes de fer, quel que soit l'horizon, 3 à 5% del'aluminium des argiles sont extraits. Ce pourcentage correspond à environ 1% de smectite et 2% dekaolinite.

a FE203 b : CUO

lGOS·l lG05-2(initiale 1625 2879(extrait 576 638

0.00 \!f--,--,---.---.---,----.---.---;0.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00

heures

o LOOS-1 ~LOOS-2

10.00

10000

90.00

80.00

70.00

60.00

050.00;;:.,

fil: 4D.OO

30.00

20.00

heures

lGQ5..1 lGOS·2!.initiale 6.39 5.61(extrai! 1.23 1.16

OlGOS-l ~lGOS-2

v0.000.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00

100.00

90.00

80.00

70.00

60.00

~ 50.00)(

"III 40.00

30.00

20.00

10.00

Figure 45 : Courbes cumulatives de Fe203 et CuO extraits par le réactif oxalique sous UV. 100% = total del'élément dans la fraction <2Jt.

87

Les cations en position échangeable, et en particulier le cuivre, seront aussi extraits. Mais, commeon l'a vu, leur importance n'est notable que dans les horizons smectitiques.

Enfin, avant et aprés extraction, une analyse minéralogique aux rayons X a été effectuée.

La roche altérée cohérente: Deux échantillons ont été traités. La fraction <2,& utilisée a été obtenue

aprés concassage. Elle est essentiellement constituée de smectïte, mais apparaissent également du

quartz, du disthène et de la chalcopyrite. Les diagrammes de RX ne présentent pas de différence notableaprès extraction.

Dans les deux cas, une faible proportion de Fe203 est extraite (20%) dont l'essentiel (80% duFe20 3 extrait) passe en solution dès la première extraction (1 heure). Par contre, si une forte proportion du

cuivre est égalèment extraite lors de la première extraction, les extractions suivantes en montrent des

proportions non négligeables (fig.45). Dans cet horizon le cuivre échangeable a été estimé sur trois

échantillons différents. Les valeurs obtenues sont faibles et relativement homogènes, respectivement 135,

152 et 173 ppm de CuO. lors de la première extraction, 275 et 378 ppm de CuO sont extraits. Si l'on

considère que le cuivre échangeable est extrait à ce niveau, 125 et 228 ppm (22% et 36% du CuO extrait)

pelNent être attribués à une phase ferrifère rapidement mise en solution.

Une reprise de l'extraction du cuivre est notée après 2 heures d'extraction et s'accentue pour l'undes échantillon à 3h30. Aucun des éléments présents dans les solutions d'extraction (AI, Na. K, Mg, Fe) nemontre un comportement comparable. Le cuivre est extrait de sa phase porteuse selon une cinétique qui

lui est propre.

a FE2ü3

sol cuirassa arg.tachetée arg.barioléeLInltIaJe 838 1169 1844 1419Lextrail 239 528 1582 1054

40.00

b : cua

90.00

70.00

50.00

80.00

20.00

60.00

30.00

10.00

100.00

0.000.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00

heureso sol â cuirasse <> argile tachetee X argile boriolee

sol cuirasse arg.tachetée arg.barioléet.lnltlale 11.36 13,85 14,20 10,30Lextralt 6.30 12,29 15,00 9,85

20.00

30.00

10.00

0.000.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00

heureso sol 1:J. cuirasse <> argile tachetee X argile boriolee

100.00

90.00

80.00

70.00

60.00~

~ 50.00x"ll/ 40.00

Figure 46 : Courbes cumulatives du Fe20 3 et du euo extraits par le réactif oxalique sous UV. 100% = total

de l'élément dans la fraction <21&.

88

Les horizons de surface du profil de plateaux : Quel que soit l'horizon, les courbes cumulativesd'extraction du fer et du cuivre présentent une certaine similitude (fig.46). Le fer est presque totalementextrait dans l'argile bariolée, l'argile tachetée et la cuirasse (90 à 100% du Fe2Q3 total) alors que seulement55% du Fe2Q3 sont extraits dans le sol. La cinétique d'extraction de plus en plus lente indique des phasesferrifères de mieux en mieux cristallisées. La goethite est le principal oxyde de fer, des traces d'hématiteapparaissent dans l'argile tachetée et la cuirasse. Dans tous les résidus d'extraction, Yreste des traces degoethite.

Le cuivre est fortement extrait dans l'argUe bariolée et l'argile tachetée (74 et 86% du CuQ total).Mais dans la cuirasse et le sol les proportions de CuQ extrait sont beaucoup plus faibles, respectivement45 et 28,5% du CuQ total. SI l'on admet dans la cuirasse que les 55% de CuQ non extrait (640ppm) soientassociés au 10% de Fe2Q3 restant (1,57%), ceci impliquerait une phase ferrifère ayant des teneurs en CuQde 4%, ce qui n'a Jamais été observé par les analyses à la microsonde. On est donc amené à envisager,dans la cuirasse. la présence d'une phase cuprifère non identifiée, indépendante du fer et qui n'est pasextraite par le réactif de Tamm. l'association du cuivre avec une phase alumineuse (kaolinite) est excluepuisque de l'aluminium est encore extrait alors que l'extraction du cuivre est terminée.

100.00

80.00

Figure 47 : Pourcentage cumulé du Fe2Q3total extrait en fonction dupourcentage cumulé du CuQ totalextrait dans les horizons de plateaux.

40.00

60.00

III ;'20.00 '" / /" / /" / /" / /",'" /' /'

" / /

/ "/ '"

'" "0.000.00 20.00 40.00 60.00 80.00 100.00

11 du FE203 total extrailOsai 6 cuirasse <> argile lachelee X argile barialee

o:JÜ

Dans la figure 47 sont reportés les pourcentages cumulés du Fe2Q3 total extrait en fonction despourcentages cumulés du CuQ total extrait Sauf pour l'argile tachetée, les points ne sont pas alignésselon une droite. La proportion de CuQ échangeable ainsi que la proportion de kaolinite attaquée sontnégligeables. le cuivre est donc associé en proportions variables à différentes formes d'oxydes de fer.l'extrapolation de ces courbes vers l'axe des ordonnées permet d'estimer la proportion de CuQ lié à desphases ferrifères rapidement mises en solution (amorphes?). Dans la cuirasse et le sol, 10 à 30% du CuQextrait sont associés à ce type de produit

89

Les profils de pentes: Dans les profds de pentes, les courbes cumulatives d'extraction du fer et ducuivre sont également s1mOalres. cependant les proportions de CuQ extrait sont moins Importantes quedans les profils de plateaux (fig.48).

a : FE203

0.000.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00

b : CUQ100.00

90.00

80.00

70.00

60.00-.~50.00-)(

V

III 40.00

30.00

20.00

10.00sol cuirasse aIt.frlable ait. cohérente

t1nitia/e 1175 1469 4063 4469t.extrait 274 425 3139 2250

sol eulrasse alt.friable ail. cohérentet.lnitiale 5,95 13,85 12,07 19.70t.extrait 2,73 9,89 11,28 20,58

0.000.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00

70.00

80.00

90.00

60.00

20.00

30.00

10.00

100.00

~ 50.00x

"III 40.00

0501 [j, cuirasseheures

o alterite friable X alterite coherente o sol [j, cuirasseheures

o alterite friable X alterite coherente

Figure 48 : courbes cumulatives du Fe20 3 et du CuO extraits par le réactif oxalique. 100% = total del'élément dans la fraction <2It.

Dans les horizons d'aItérite, les rayons X ont permis d'identifier smectite, kaolinite, muscovite,interstratifiés micas-vermiculite et goethite. Seul ce dernier minéral est notablement affecté par le réactif. laprésence de cuivre dans des produits d'altération de phlogopite (interstratifiés phIogopite-vermlculite) adéjà été signalée. L'augmentation de la proportion de cuivre extrait entre l'aItérite cohérente (PB12) etl'aItérite friable (POO) s'accompagne d'une forte diminution de la raie à 12 Ade l'interstratifié. Dans ceshorizons, le cuivre en position échangeable ne représente qu'environ 5% du CuQ extrait.

Dans la cuirasse et dans le sol, les proportions de CuO extrait sont faibles (29 et 23%). Comme dansles cuirasses de plateaux, dans les cuirasses de pente on est amené à formuler l'hypothèse d'une phasecuprifère, Indépendante du fer. C'est également le cas dans l'échantillon de sol OÙ, 20% du CUO extraitpassent en solution après la 4ème extraction alors que l'extraction du fer est presque terminée (fig.49). lafigure 50 montre dans les 4 dernières extractions de cet échantUlon que le cuivre et l'aluminium sontextraits simultanément. En revanche dans la cuirasse, l'extraction de l'aluminium continue alors que celledu cuivre est terminée. Donc, dans cet échantUion de sol, Uest possible d'envisager une liaison du cuivreavec la kaolinite, seule phase alumineuse présente dans l'échantillon. Par contre, Il ne semble pas que cesoit le cas dans la cuirasse.

90

IV. DISCUSSION

A la base du profil d'altération (roche altérée cohérente), la chalcopyrite est encore abondante etrenferme donc l'essentiel du cuivre de cet horizon. Cependant, les sulfures présentent des traces dedissolution, et le cuivre ainsi libéré est partiellement fixé par les phyllosUicates d'altération (smectites etvermiculites). la répartition du cuivre dans ces produits n'est pas homogène et les teneurs en CuO sontfaibles «0,3%). Si l'on considère les produits présentant des concentrations en CuO, une corrélationFe20 3-CuO appara1t, bien qu'U n'y ait pas d'oxydes de fer exprimés.

Figure 49 : Pourcentage cumulé du Fe20 3total extrait en fonction dupourcentage cumulé du CuO totalextrait dans les horizons de pentesdouces.

/

//

//

/

//

//

//

//

/1

1

// .....

p ..... ­_7

/

20.00

40.00

60.00

80.00

100.00

0.000.00 20.00 40.00 60.00 80.00 100.00

li; du FE20J extraito sol l::>. cuirasse Oolterite friable X olterite coherente

o::>v

100.00

80.00

60.00

40.00

20.00

Figure 50 : Pourcentage cumulé du A120 3total extrait en fonction dupourcentage cumulé du CuO totalextrait dans les horizons de pentes

douces.

0.000.00 20.00 40.00 60.00 BO.OO 100.00

li; du FE20J extraito sol l::>. cuirasse 0 olterite friable X olterite coherente

91

A partir de l'horizon gris-vert, l'ensemble des analyses des produits d'altération présente unecorrélation significative entre CuO et Fe20;r Les phyllosilicates d'altération de l'horizon sous-Jacents'altérent en kaolinite et la chalcopyrite est encore présente et reste la principale phase cuprifère. Elle estcependant plus fortement corrodée que dans l'horizon sous-jacent. Le cuivre libéré est piégé dans leszones les plus poreuses enrichies en oxydes de fer.

Dans l'argile bariolée, l'association du cuivre avec les oxydes de fer devient prépondérante. Lessulfures ont totalement disparu et la lixiviation du cuivre devient importante et significative (-75% de CuO)dans l'argile bariolée cohérente.

Dans les horizons smectitiques des proIIs de pentes, la liaison du cuivre avec les oxydes de fer estégalement nette, mais le cuivre est également fixé par les Interstratifiés phlogopite-vermiculite. En effetl'augmentation du CuO extrait par l'attaque oxalique dans l'altérite friable par rapport à l'altérite cohérentes'accompagne d'une diminution de la proportion d'interstratifiés phlogopite-vermiculite. Ici également lessulfures sont totalement altérés et les pertes dans l'altérite cohérente sont comparables à celles de l'argilebariolée cohérente (~%). A Chapada les pertes en cuivre sont donc indépendantes du type d'altération.

Dans les cuirasses et dans les sols, la liaison cuivre-fer existe toujours, mais d'une part les oxydesde fer ne sont plus les principales phases porteuses de cuivre et d'autre part la distribution du cuivre dansles produits d'altération (oxydes de fer, plasma argUeux) devient aléatoire et ponctuelle. Si l'association ducuivre avec la kaolinite est supposée dans un échantillon de sol de pente douce, elle ne peut pas êtreinvoquée dans les cuirasses où l'extraction de l'aluminium se poursuit alors que celle du cuivre estterminée. On est donc amené à supposer dans les cuirasses, la présence de phases cupifèresindépendantes du fer et de l'aluminium. Ces produits n'ont pas pu être identifiés.

Dans les horizons de surface, on cannait la teneur en oxydes de fer (bilan minéralogique), lepourcentage de CuO associé aux oxydes de fer (extractions sélectives) et la teneur moyenne de chaquehorizon. Il est donc possible d'estimer les teneurs moyennes en CuQ des oxydes de fer dans chaquehorizon (tab.XXXII). Dans les horizons d'altérite de pente, on obtient par différence la teneur moyenne enCuO des phyllosilicates (smectites + interstratifiés phlogopite-vermiculite).

1 plateaux 1 pente

1 argile 1 argile 1 laltérite laltéritelbariolée tachetée cuirasse cohérente friable cuirasse

X de pertel1 1 1 1 1en Cl.O -88 -89 -88 -84 -90 -88

oxydes1 1 1 1 1 1de fer 1 0,8 0,3 1,4 2,4 O,OB

smectite+ 11 1 1phlogopite 0,2 O,OB

Tableau XXXII: Teneurs moyennes (%) des phases cuprifères dans les horizons de surface.

- Dans les cuirasses de plateaux et de pente, les teneurs moyennes en CuQ chutent brutalement.Les pertes en CuQ étant par ailleurs égales entre les cuirasses et les horizons sous-jacents, il y a donc

92

dissociation entre le cuivre et les oxydes de fer. Les phénomènes de dissolutions et reprécipitation desoxydes de fer notés dans ces horizons sont certainement responsables de cette dissociation.

- Dans les profils de pente, la teneur en CuO des oxydes de fer augmente entre l'altérlte cohérente etl'altérite friable alors que celle des phyllosllicates diminue. Le cuivre libéré lors de l'altération desinterstratifiés phlogopite-vermiculite s'associe alors aux oxydes de fer. Ce changement de phase supports'effectue sans perte notable de cuivre. Dans les horizons de surface des profds de plateaux, U estprobable que le même phénomène soit intervenu lorsque l'altération kaolinitique a affecté les ancienshorizons smectitique où le cuivre était essentiellement associé aux phyllosilicates d'altération.

En conclusion, le cuivre libéré lors de l'altération des sulfures est donc en grande partie lixivié quelleque soit la phase d'altération ayant affecté la roche. La proportion de cuivre retenue dans les différentshorizons dépend de la proportion des phases supports qui se forment et de leur capacité à fIXer le cuivre.A Chapada la principale phase porteuse de cuivre est la goethite. Cependant, en surface (cuirasses), ladissolution et reprécipitation de la goethite Iibére le cuivre qui peut, semble-t-i1, former une phase cuprifèreindépendante.

Mais les conditions de drainage et donc les concentrations en CuO dans les solutions sontégalement des facteurs importants. En effet, dans les horizons où la principale phase porteuse de cuivreest l'oxyde de fer (argile bariolée et argile tachetée dans les profils de plateaux, altérite friable dans lesprofils de pente), sa teneur en CuO est plus faible dans les profils de plateaux mieux drainés que dans lesprofils de pente.

93

CHAPITRE V

CONCLUSIONS: L'EVOLUTION GEOCHIMIQUE DU PAYSAGE

Les résultats acquis par les analyses pétrologiques et géochimiques de l'altération météorique desmétasédiments minéralisés de Chapada permettent de reconstituer leur histoire.

- La base des profils de plateaux et de pentes est formée par un horizon smectitique dont le toit et leplancher sont paralléles à la surface des plateaux. L'analyse pétrologique et géochimique montre déjà à ceniveau des dissolutions de quartz et la formation de kaolinites dans les diadases.

Les profils de plateaux :

- La kaolinisation des minéraux primaires et de la smectite qui est observée dans l'horizon gris-vert,s'accompagne de l'apparition des oxydes de fer dans les zones les plus poreuses.

- Dans l'argile bariolée, le plasma argBo-ferrugineux (kaolinite > goethite) envahit progressivement laroche. Le fer est partiellement Iixivié. Au sommet de cet horizon on note un début de nodulation.

- Dans l'argile tachetée et dans la cuirasse, la proportion de kaolinite diminue alors que celle degoethite augmente (mais la kaolinite reste plus abondante que les oxydes de fer). L'aluminium ainsi libéréentre dans le réseau de la goethite. Le taux de substitution d'AI dans les goethites augmente de l'argiletachetée à la cuirasse. 1/ y a dissolution et reprécipitation de la goethite.

- Dans la cuirasse, il y a accumulation absolue de fer par héritage successif au cours dudémantèlement du profil. La cuirasse est elle-même l'objet de phénomènes de dissolution et d'érosion.Le fer ainsi libéré va nourrir les cuirasses de pentes douces.

- De la base vers le sommet, on observe une évolution continue et progressive d'un horizon àl'autre. la seule discontinuité observée est l'induration de la cuirasse.

Donc, deux phases d'altération se sont succédées : la première, smectitique a certainementaffectée l'ensemble du profil actuel comme l'indique le comportement des éléments traces (Ni, Zn, Co). Ladeuxième phase se caractérise par la kaolinisation et la ferruginisation du profil. Mais le front d'altération decette dernière phase n'a pas encore rattrapé celui de l'altération smectitique.

Les profils de pentes:

- Dans l'a1térite, la smectite est la principale phase minérale rencontrée. Mals on observe égalementdes interstratifiés phlogopite-vermiculite comme dans la roche altérée cohérente. Il y a égalementferruginisation du plasma et la kaolinite apparaît aux dépens de la smectite.

- Le passage à la cuirasse se caractérise par une épigénie progressive par les oxydes de fer desdifférents constituants de l'artérite sous-jacente. L'induration accompagne cette épigénie. Comme on l'avu, une partie du fer de cette cuirasse provient du démantèlement de la cuirasse de plateaux.

L'incision du plateau est certainement récente. Elle est postérieure à la phase smectitlque puisque letoit et le plancher de la roche altérée cohérente sont discordants sur la pente. cependant, elle s'est formée

avant que le front d'altération kaollnitique n'atteigne l'altitude actuelle du puits PB (fig. 5). Dans les profils

94

de pentes et dans les fonds de vallées, un milieu plus confinant a permis à l'altération smectitlque decontinuer à se développer aux dépens des reliques de roche mère qui certainement étaient présentes dansle profil d'altération smectitlque Oe bloc du profil de fond de vallée en est un témoin). L'altérationkaolinitique actuelle affecte ce profil sur un ou deux mètres: il y a kaolinisation du bloc relictuel dans lefond de la vallée et formation d'une cuirasse sur les pentes douces.

Surface Velhas Cuira<;semenl

~~~~lmh..

Figure 51 : Schéma de l'évolution de la toposéquence de Chapada.

Donc, l'altération smectitique était encore active lors de la phase d'aplanissement du paysage. Lakaolinisation du profil qui suit, n'a pas encore rattrapé la base de l'ancien profil d'altération (fig. 51). Le

réhaussement du niveau de la nappe phréatique du au passage d'un climat à tendance aride à un climatplus humide en est probablement la raison (cf. chapitre VIII).

La datation de ces phases d'altération est délicate. la réactivation tectonique qui a affecté le Brésil

entre la fin du Jurassique et le Miocène a permis une reprise de l'altération. Le cycle géomorphologiqueVelhas débuterait à la fin de l'Oligocène et sa phase d'aplanissement, qui correspond aux plateaux deChapada, est datée du Pléistocène Inférieur. Les essais de datation, effectués sur la base de calculsgéochimiques, permettent d'estimer au Miocène le début de l'altération smectitique et entre le Pliocène etle début du Pléistocène le début de l'altération kaolinitique.

L'altération de la chalcopyrite se traduit dès la base du profil par des phénomènes de dissolution. 1/

ne se forme pas de minéraux supergènes de cuivre. Le comportement du cuivre ainsi libéré va êtreétroitement lié aux phases secondaires qui se forment et à leur capacité à fixer cet élément, ainsi qu'auxconditions de drainage.

Lors de la phase d'altération smectltlque, le cuivre qui n'est pas lixMé s'associe aux phyllosilicatesd'altération (smectite, vermiculite). Au cours de la kaolinisation et de la ferruginisation de l'altérationsmectitique, le cuivre se fixe essentiellement sur les oxydes de fer sous une forme non échangeable. Le

cuivre est libéré par l'altération des phyllosillcates secondaires et/ou de la chalcopyrite selon que l'horizon

95

ait été plus ou moins affecté par l'altération smectitique. Les pertes les plus importantes en cuivre semblentsurvenir lors de l'altération de la chalcopyrite.

Dans les cuirasses (de plateaux et de pentes), si une partie du cuivre reste associée aux oxydes defer, Uya probablement dissociation entre la goethite et le cuivre: la formation d'une phase cuprifèreindépendante du fer et de l'aluminium est proposée. Compte tenu des très faible teneurs en cue, cettephase n'a pas pu être identifiée.

lIème PARTIE

EVOLUTION SUPERGENED'AUTRES GISEMENTS DANS

D'AUTRES CONTEXTES:ETUDE COMPAREE

97

CHAPITRE VI

SALOB03A

53-4

' ......, "J{

/( .........

'4

Il bS:J

10 ~

9 [TI]

7 !ill

6 ~

5 h~~~1

2 E±3

o

12

13

Figure 52 : Carte géologique de la région de Carajas (Cordani et al., 1984). 1 = roches granitiques etgneissiques de la province amazonienne, 2= séquences type green-stones belt, 3 = formationSalobo, 4 = roches granitiques et gneissiques de la province Maronl-ltacaiunas, 5 = séquencessupracrustales, 6= groupe Grao Para. 7= roches volcaniques acides et intennédialres, 8=couverture sédimentaire précambrienne (Rio Fresco), 9= granites post tectoniques, 10= supergroupe Baixo Araiguaia, 11 = sédiments phanérozoïques, 12 = limite approximative des provincestectoniques, 13= failles.

Le potentiel en cuivre de la région de Carajas est particulièrement important et prometteur. En 1980,il était estimé par Santos, à 1 milliard de tonnes de minerai avec des teneurs de 0.5 à 1% en Cu. En 1982,Farias et Saueresslg estiment à 1,13 millions de tonnes de minerai à 0,85% en Cu le seul gisement de

Salobo 3A dont l'altération est étudiée ici. Un trait caractéristique de ce gisement est la teneur importanteen cuivre du manteau d'altération, sans que ceJle-c1 puisse être attribuée à la présence de minéraux decuivre supergène. Le manteau d'altération est considéré comme un minerai potentiel, estimé à 10 millionstonnes à 0,77% en Cu.

98

1. LE MIUEU NATUREL

A. Contexte géologique régional

La province minérale de Carajas se situe dans la province structurale Amazonique Centrale. àproximité de la zone orogènique Maroni-ltacaiunas (Cordanl et aL, 1984) (fig.52). Cette dernière étaitencore active au Protérozoïque inférieur (Cycle Transamazonien 1800-2100 MA), alors que la provinceAmazonique Centrale était stable depuis la fin de l'Archéen (Hirata et al. 1982). Dans cette province,

différentes séquences supracrustales. avec des caractéristiques structurales différentes, sont décrites.

Oans la région de la "serra dos Carajas". le complexe Xingu représente le socle cratonique Archéen.Formé par différents types de lithologie (gneiss. amphibollte, granite ...), Ua subi un métamorphisme dehaut degré (faciès des granulites). Dans ces terrains, s'intercalent des séquences de type "greenstonesbelt" et des roches basiques et ultrabasiques.

Toujours rattachée à l'ArchéQn, la séquence Salobo-Pojuca est discordante sur le complexe Xingu.L'essentiel des concentrations de cuivre, dont le gisement de Salobo 3A, est associé à cette séquence. Elleest principalement formée par des gneiss, des schistes et des quartzites. Peuvent être également associésà cette séquence des "banded iron formations". Le métamorphisme général de ces terrains aurait eu lieu àl'Archéen (faciès des amphibolites), et aurait été suivi au Protérozoïque inférieur (cycle transamazonien)d'un rétrométamorphisme (faciès des schistes verts) (Cordani et al., 1984, Martins et aL, 1982). Lesdatations Rb/Sr de Cordani et al. (1984) montrent un alignement des échantillons de cette séquence selonl'isochrone de référence 2900 MA qui selon ces auteurs correspondrait à l'âge de la phase principale demétamorphisme. Ils notent un rapport Initial, 87Sr;86Sr, élevé, pour l'époque considérée, ce quiconfirmerait l'origine sédimentaire de ces terrains proposée par Santos (1980). Ce dernier Interprète laminéralisation sulfurée comme étant d'origine volcanique.

En discordance sur la séquence précédente, le groupe Grao Para est formé de deux séquences deroches métavolcaniques encadrant la "formation ferrifère de Carajas" (ltabirites=BIF).

Au coeur du synclinal formé par le groupe Grao Para, la formation Rio Fresco est constituée desédiments clastiques dans lesquels le membre "Azul" est porteur d'une minéralisation manganésifère. Le

granite "Serra dos Carajas", Intrusif dans cette formation est daté de 1800 MA. Donc, la dernière formationprésente dans la région de la serra dos Carajas, serait protérozoïque Inférieur.

B. Géomorphologie, climat, végétation

La séquence Salobo-Pojuca forme des reliefs allongés (de 2 à 10 km de long sur 1 à 3 km de large)selon une direction WNW. Les sommets, dont l'altitude varie entre 600 et 700m, généralement formés dequartzite, sont certainement les vestiges d'une surface d'aplanissement. La zone minéralisée de Salobo 3Ase situe sur les flancs d'un de ces reliefs dont la pente est abrupte ( 30%). Le dénivelé entre le sommet etle fond de la vallée est d'environ 300m.

Le climat est caractérisé par l'alternance d'une saison humide, de novembre à mai, et d'une saisonséche, de juin à octobre. 90% des 2200 mm annuels tombent durant la saison humide. La températuremoyenne est de 24° (1 go de minima moyens annuels et 31 0 de maxima moyens annuels).

99

Dans la zone de la minéralisation, domine la forêt dense sub-montagneuse caractérisée par lechâtaignier du Para (castanhelra).

C. Géologie du gisement de Salobo 3A

Dans la zone du gisement étudié, la séquence SaJobo-Pojuca a été divisée en cinq unitéslithologiques (Farias et Saueressig, 1982, Martins et al., 1982) (fig.53). De la base vers le sommet de laséquence on rencontre:

- les gneiss inférieurs qui affleurent dans la vallée. Ce sont des gneiss tonalitiques formés de quartz,d'albite et de chlorite.

-les schistes dont l'épaisseur varie de 200 à 500 m et qui renferment la minéralisation cuprifère. Ilsprésentent des variations de faciès selon leur composition minéralogique.

- la "banded iron formation" est formée de bandes millimètriques de quartz et magnétite. Peuépaisse, 30 m, elle s'étend sur environ 300 m de long.

- les gneiss supérieurs sont identiques aux gneiss inférieurs.

- les quartzites sont constituées de quartz et de séricite. Epaisses de 100 à 150 m, elles forment lesommet du relief.

Il. LE PROFIL D'ALTERATION DES SCHISTES

A. La roche fraîche

Les schistes sont essentiellement constitués de biotite, d'amphibole, de grenat, de magnétite et dequartz et accessoirement de sulfures, de tourmaline, de stilpnomélane, de chlorite, d'épidote, de zircon, decordérite... (Martins et aL, 1982). Selon la proportion relative des différents minéraux majeurs, ils présententdes variations de faciès importantes, chaque faciès formant des niveaux décimétriques à décamétriques.La couleur varie du vert sombre au gris foncé. Ces différents faciès ont été regroupés en deux unités:

- La formation "ferrifère oxido-silicatée", renferme l'essentiel de la minéralisation et présente desteneurs supérieures à 0,8%. Ce faciés se caractérise par la présence, systématique de magnétite et trèsfréquente d'amphibole. Par contre la biotite est absente ou accessoire.

- Le schiste "stérile" se présente en niveaux décimétriques à métriques intercalés avec le précédent.Il est caractérisé par l'absence de magnétite et la présence de biotite.

Les couches présentent une direction N70"W et un pendage subvertical NE à SW. On note que ladirection de la pente topographique est perpendiculaire à la schistosité.

B. Les horizons d'ahération

Dans le schiste, deux types de profils ont été échantillonnés: (1) deux galeries d'explorations,

horizontales, G1 et G2, qui partent du bas de la pente, (2) le puit d'aération de G1, situé en milieu de pente

100

et incliné à 450 vers le sud. Ces prof~s sont complétés par des sondages carottés. Six horizons d'altérationsont décrits (Fig.53). Les épaisseurs moyennes données sont mesurées perpendiculairement à la surfacetopographique.

~ gneisa sup. ~ colluvions

B schiste Cu)0.8°/o .~ alterite ci structure ëffacée

D schiste Cu< 0,8% 1~!1 altërlte friable

500

mA

IOOm

~ schiste atérUe

~ gneiss inf.

I-;~.sl alterlt. cohérente

F:....·I roche altérée cohérente

~ horizon de transition

G2

Figure 53 : Coupe schématique du gisement de Salobo 3A selon la galerie G2 (complétée d'après Farias etSaueresig, 1982). A et B = sondages..

-Le niveau de transition, 65 à 62 m : Ce niveau se caractérise par une fracturation importante de laroche qui par ailleurs conserve les mêmes caractéristiques que la roche fraîche. Des fines fissures(millimétriques) sont remplies de malachite et recoupent des fissures plus larges (centimétriques) rempliesde produits argileux vert.

-La roche altérée cohérente. 62 à 41 m : la teinte de la roche s'éclaircit: Happarait des tachesmillimétriques jaune-brun à brunes dont la taille et le nombre augmentent vers le sommet de l'horizon. OnretrolNe dans certaines fissures les mêmes produits de remplissage que dans l'horizon précédent. Ilsemble cependant que les fissures à malachite soient moins abondantes. On note également, par endroit,la présence de cuprite en veinules de quelques centimètres de long. Ces produits de remplissage defissures sont sporadiques et ne semblent pas correspondre à un faciès particulier.

-L'altérite cohérente. 41 à 16 m : la couleur de la roche passe du brun clair à la base au rouge versle sommet. La roche présente une bonne cohésion mais se délite facDement : la structure de la roche mèreest conservée. Les biotites acquièrent une couleur mordorée et les grenats deviennent saillants. Ils sereCOlNrent d'un cortex ferrugineux. On retrOlNe à la base de cet horizon les fissures à produits argileuxverts mais les fissures à malachite deviennent rares. Ces produits de remplissage fissuraux laissent place àdes produits brun-rouille (oxydes de fer), noirs (oxydes de manganèse) OU blancs (kaolinite).

101

-L'a/tér/te friable. 16 à 6 m : Dans ce niveau de couleur rouge, la structure de la roche originelle estconservée, mais la roche devient friable. Les grenats apparaissent totalement ferruginisés et forment desplsolites qui se détachent facilement de la matrice friable. Les micas, quoique fortement altérés, sontencore reconnaissables.

-L'a/térite à structure effacée. 6 à 2 m : Dans cet horizon, très friable, de couleur rouge, la structurede la roche mère a totalement disparu. On retrouve les pIsolites formés par l'altération des grenats dansune matrice pulvérulente argilo-ferrugineuse. L'épaisseur de cet horizon augmente vers l'aval et peutdépasser 10 m.

-Les col/LN/ons. 6 à 0 m : On retrolNe dans cet horizon de nombreux fragments de schiste, degneiss ou de quartzite, plus ou moins altérés, emballés dans une matrice argilo-ferrugineuse pulvérulente.Cet horizon dépasse la dizaine de mètres au bas de la pente.

C. Conclusion

Quatre points sont à retenir de l'étude morphologique des profils d'altération:

-le manteau d'altération est épais (65m)

- les horizons d'altération sont globalement parallèles à la surface topographique. On notecependant un épaississement de l'horizon à structure effacée vers l'aval de la séquence.

- la schistosité est perpendiculaire à la direction de la pente topographique.

-les minéraux supergènes de cuivre, reconnus macroscopiquement, à la base du profil d'altération(malachite et cuprite) ne sont pas suffisament abondants pour expliquer la teneur en cuivre des horizonsd'altération.

III. CARACTERISATION PETROLOGIQUE

L'étude pétrologique du manteau d'altération de Salobo 3A a fait l'objet de travaux ponctuels,concernant les grenats (Parisot et al., 1983) et les biotites (lldefonse et al., 1986), et de travaux plusgénéraux (Prost et IIdefonse, 1984, Toledo-Groke et al., 1985, Toledo-Groke, 1986). Ces études ont permisd'établir les filiations entre les produits d'altération des principales espèces minérales. Les principauxrésultats obtenus par ces auteurs concernant l'altération de l'amphibole, du grenat, de la biotite, de lamagnétite et des sulfures sont présentés icI.

A. L'amphibole

L'amphibole la plus fréquemment rencontrée, se présente en prismes allongés aux clivages (h.k,O)nets, fortement fracturés et SOlNent maclés. Les analyses minéralogiques et chimiques Indiquent qu'elleappartient à la série cummingtonite-grunérite. sa formule structurale moyenne calculée sur la base de 23oxygènes,

102

indique qu'elle est proche du pôle grunérite (70% de grunérite). Les grains d'amphibole sont parfoisbordés d'une auréole de chlorite résultant du rétrométamorphisme.

1 s;02 1 Fe20) 1 Al 20) 1 MgO IMnO 1 Na20 1 K20 cao 1 Cl.O 1 li02 1 Total

~. 46,45 41,88 0,15 7,98 0,36 0 ·0 0 0,16 0,07 92,87s 4,43 4,02 0,30 1,33 0,33 0 0 0 0,08 0,18

44,97 24,78 3,13 0,57 0 0,22 0,42 0,36 0 0 72,1348,46 27,55 2,02 0,71 0 0,25 0,73 0,41 0 0 77,3844,00 26,92 1,68 0,55 0 0 0,25 0,35 0 0 71,20

55,77 10,53 9,61 0,23 0,34 0,10 0,15 0,32 0,10 0 77,152 29,67 41,57 12,61 0,23 1,14 0 0,22 0,39 1,27 0 87,10

45,14 12,49 27,49 0,25 0 0 0,52 0 2,99 0 87,63

8,88 76,11 13,72 0 0 0 0,29 0 4,72 0 96,123 9,64 63,38 6,97 1,49 0 0 0,92 0 4,18 0,41 80,66

4,72 73,46 4,01 0 0 0 0 0 3,81 0 78,66

4 32,87 37,75 23,79 1,61 0 0 1,26 0,17 2,55 0 10034,47 39,27 22,63 1,66 0 0 1,79 0 0,21 0 100

Tableau XXXIII: Analyses microchimiques (%) des amphiboles et de leurs produits d'altération. amph :amphibole saine (s= écart type, n = 10), 1 : produits d'aspect phytlosilicaté, 2 : produits brun-orangé, 3 : cloisons ferrugineuses, 4 : plasma argUo-ferrugineux.

Il a été également observé de la riebeckite dans le faciès à magnétite et de la hornblende dans lefaciès à biotite. Ces derniers minéraux sont sporadiques et ne sont que rarement retrouvés dans leshorizons d'altération. Seule l'altération de la grunérite sera donc développée icI. Plusieurs types depseudomorphose peuvent être observés. Ils peuvent se relayer, mais peuvent aussi coexister dans unmême horizon, voire dans un même échantillon:

(1) Phase d'aspect phyllosilicaté : Dés le niveau de transition, Toledo-Groke (1986) note l'apparitiondans les clivages et les fractures du minéral d'une phase d'aspect phyllosDicaté jaune vert. Non Identifiéeminéralogiquement, cette phase présente une composition de nontronite (TabJ(XXIII). Dans les horizonssus-jacents, la smectite se développe aux dépens de l'amphibole. Il se forme un plasma argileux, sansorientation, qui se teinte en rouille à partir du contact amphibole-p1asma.

(2) Produits brun-orangé : C'est le cas le plus fréquemment rencontré. Dans la roche altéréecohérente, les discontinuités (clivages et fissures) du minéral s'élargissent, et ft s'y développe aux dépensdes amphiboles, des produits brun-orangé (tab.XXXIII). Ces produits qui n'ont pas été Identifiés, présententdes compositions variables. On note la présence de cuivre et d'aluminium qui sont absents du minéraloriginel. Il y a donc apport de ces éléments.

Dans l'altérite cohérente, l'altération s'accentue, les discontinuités sont occupées par des produitsferrugineux bruns (tabJ(XXIII). La microscopie à transmission indique qu'U s'agit de goethite. Il y adissolution des reliques d'amphiboles et formation d'un -box wo~. La porosité ainsi créée peut êtrepartiellement remplie par un plasma argilo-ferrugineux jaune-brun (tab.XXXIII). On note dans ces produitsdes teneurs en CuO qui peuvent être importantes. Les produits brun-orangé décrits précédemment ontdisparu.

Ces pseudomorphoses d'amphiboles sont peu à peu détruites dans l'altérite friable et ont totalementdisparu dans l'artérite à structure effacée.

103

.1o 2+ 304

Alz03~---------------------_--:>FeZ0 3

Figure 54 : Distribution des produits d'altération des grunérites dans le diagramme Si02-A1203-Fe203(Toiedo-Groke, 1986).1 = grunérite, 2= produits jaune-vert, 3= produits brun-orangé, 4= boxworket plasma argilo-ferrugineux, K= kaolinite, N = nontronite.

Le diagramme Si02-A1203-Fe203 (Fig.54) montre les deux phases d'altération de l'amphibole. Lorsde la première phase l'amphibole s'altére en une phase présentant une composition de nontronite, puis aucours d'une deuxième phase elle se transforme en goethite. Le plasma argUo-ferrugineux présente descompositions indiquant un mélange de kaolinite et de goethite.

B. Le grenat

Le grenat est fréquent, mais peut être totalement absent de certains faciès. Il se présente enporphyroblastes de 1 à 2 cm de diamètre, incolore, isotrope, renfermant fréquemment d'autres minérauxtels que amphibole, magnétite, sulfure. Les porphyroblastes de grenat sont divisés en grains de 1 à 100 Il

par de très nombreuses fractures. Dans certaines d'entre elles, on observe de la chlorite et parfois de laminésotalte.

La formule structurale calculée sur la base de 24 oxygènes

indique qu'U s'agit d'almandin.

A partir du niveau de transition, un liseré brun, isotrope, de quelques microns d'épaisseur, apparaltdans les fissures, au contact du grenat. Les microanalyses indiquent dans ce produit une perte de Si02,A120 3, MnO, Cao et un apport de CuO absent du grenat sain (tab.XXXIV).

104

Dans la roche altérée cohérente, entre le liseré brun et le grenat, une auréole de produits orangés sedeveloppe de manière centripète. Ces produits présentent au microscope optique Qumière transmise etréfléchie) les caractéristiques de la goethite. On constate une perte totale de MgO et MnO, une fortediminution de 5102 et une augmentation de Fe20 3. Les calculs de bilan effectués à ce niveau (Parisot etal., 1983) indiquent un apport de fer et de cuivre par rapport au grenat

ISiOo" IAhOo.. IFe:.:o-.. ICaO ILO IMgO IMnO ICuO J total

grenat sain 37,04 20,80 40,85 1,47 2,00 2,76 104,92liseré brun 26,21 12,63 43,27 0,29 3,42 0,43 2,65 89,15

produit orangé 5,22 13,61 64,83 0,25 3,78 84,79plasma brun 5,05 7,72 69,77 3,78 86,32

produit rouge 11,17 6,98 72,09 1,89 92,13

Tableau XXXIV: Analyses microchlmlques (%) du grenat et de ses produits d'altération.

Dans l'artérite cohérente, les pseudomorphoses de grenat par des produits ferrugineuxs'accentuent. Plusieurs cas peuvent se présenter simultanément (fig.55) :

- l'auréole orangée se développe aux dépens de la relique de grenat. Mais la dissolution du grenatdevient plus rapide que la formation de goethite. Il se forme alors un vide.

- entre l'auréole orangée et la relique de grenat, un plasma brun peut se développer de manièrecentripète aux dépens du grenat, jusqu'à totale disparition du minéral primaire. Ce plasma devientgranuleux, sa porosité augmente lorsque l'altération progresse.

- on observe plus rarement une alternance de produits rouges et de produits orangés. Il y ararement de vide central. En microscopie à réfléxion, le plasma rouge présente les caractéristiques del'hématite.

Figure 55 : Représentation schématique del'altération des grenats.

18.~i;'~ Grenat

• Useré brun Isotrope

~ produit orangé

• Produit rouge

Il ~e

l?itJ ~asma brun

::;i':I ', kaoUnlte + oxydes de fer

105

A ce niveau les ch/orires des fissures sont altérées en kao/inite.

Chimiquement, les prcx:luits orangés, rouges et le plasma brun présentent peu de différence(tabJ<XXIV). Ils sont très ferrugineux (65 à 72% de Fe20a>. On note cependant des teneurs plus élevées enAJ20 3 dans le prcx:luit orangé, en Si02 dans le prcx:luit rouge et en CuQ dans le prcx:luit orangé et dans leplasma brun.

Dans les horizons d'aItérite friable et d'altérite à structure effacée, les pseudomorphoses décrites cl­dessus s'accentuent et la présence de relique de grenat est de plus en plus rare. Dans l'altérite à structureeffacée, on observe exceptionnellement des cristaux de gibbsite dans les vides des pseudomorphoses.

Embrechts et Stoops (1982), Sarazin et al. (1982) et Kamgang-Beyala (1987) décrivent en Afrique lesmêmes prcx:luits d'altération. Cependant à Carajas. l'altération semble plus rapide et la gibbsite estexceptionnelle, alors qu'en Afrique, des reliques de grenat sont rencontrées à proximité de la surface et lagibbsite semble plus fréquente.

C. La biotite

Selon le faciès, la biotite peut être totalement absente, ou représenter au contraire le minéraldominant. Elle se présente en grains millimétriques orientés selon la schistosité, de couleur verte oubrune; cette dernière est moins fréquente. Sa composition chimique est homogène et indépendante de sacouleur. la formule structurale calculée sur la base de 22 oxygènes

indique qu'elle est proche du pôle anite.

Les premières traces d'altération apparaissent dans la roche altérée cohérente. Les grains de biotiteprésentent une diminution de leur pléochroïsme et de leur biréfringence ; des oxydes bruns à noirsapparaissent entre les lamelles et sur le pourtour des grains.

ISiO:.! IAbOa IFe:.!Oa /lIgo MnO Na:.! 0 K:.!O CaO CuO TiO:.! Total-- -- -- -- -- --

biotite 33,45 13,30 34,72 1,82 0,12 0,11 8,05 0 0 1,09 92,66vermi. 32,19 14,09 29,43 5,46 0,33 0 4,14 0,13 5,95 1,42 93,14smectite 44,63 12,52 22,85 0,73 0,11 0,12 1,32 0,57 1,02 0,24 84,11smectite* 45,15 8,82 22,39 0,42 0,03 0,04 0,23 1,35 3,26 0 81,69kaolinite 46,49 36,40 3,26 0 0 0 0 0 0 0 86,27

Tableau 'XX.YN : Exemples d'analyses microchimiques (%) des biotites et de leurs produits d'altération(Toledo-Groke, 1986). Smectite = smectite de l'association (2), smectite* = smectite del'association (3)

L'analyse par ORX montre un élargissement de la raie à 10 Aet l'apparition de deux groupes deraies à 14,4-7,2-4,n-3,57 et 12-8,22-6,00-4,18. D'une part aucun de ces pics ne subit de déplacementaprés traitement à l'ethyléne glycol, d'autre part dans les deux cas, les tests de chauffage montrent une

certaine résistance à la fermeture. En effet à 400°C la fermeture n'est pas complète puisque la réflexion sesitue à 10,92 A. Ce comportement est semblable à celui de vermiculite hydroxyaJumineuse pour le premier

106

groupe et d'interstratifiés blotites-vermiculites pour le deuxième groupe (Ildefonse et al., 1986, Toledo­Groke, 1986).

A partir de l'aftérite cohérente Toledo-Groke (1986) observe trois types d'association de produitsd'altération des biotites. Ces associations sont Indépendantes des horizons d'altération.

(1) biotite-biotitejvermiculite-vermiculite-kaolinite. Cet auteur note une conservation des directionscristallines du mica dans la kaoUnite.

(2) biotite-biotitejverm1culite-vermlculite-smectite-kaolinite. L'altération des micas en smectitesemble moins fréquente. Ul smectite conserve grossièrement l'orientation des micas. Par contre lakaolinite, qui borde la smectlte, perd à très courte distance l'orientation du mica originel.

(3) Beaucoup plus rarement et uniquement dans l'horizon d'aftérite friable, Il est possible d'observerdes pseudomorphoses totales de mJcas en smectite. La présence d'oxydes de fer dans les anciensclivages permet de reconnaître ooe structure micacée. Les microanalyses indiquent peu de différence avecles smectites de l'association précédente ; seule une inversion des teneurs en Cao et 'S0 est à noter(tabJOO(V).

Autour de ces pseudomorphoses apparait un plasma argDo-ferrugineux dans lequel il est parfoispossible de distinguer des reliques micacées.

Dans les niveaux supérieurs. les phases micacées sont moins abondantes, mais l'on note encore laprésence de vermiculite dans l'horizon d'altérite à structure effacée. Dans ce demier, la smectite n'a jamaisété rencontrée.

Chimiquement la transformation de la biotite en vermiculite s'accompagne d'une perte de potassiumet d'un enrichissement en magnésium et en cuivre. Dans ce premier stade de l'aftération, IIdefonse et al.(1986) notent une corrélation inverse entre les teneurs en 'S0 et CuO. Ces demières varient de 3 à 13%.

Figure 56 : Distribution des produits d'altérationdes biotites dans le diagramme Si02­

AJ203-CaO,N~O,K~p croIedo-Groke,1986). Associations 1= biotite-biotitejvermiculite-kaolinite, Il = Biotite­biotitejvermiculite-smectite-kaolinite, 111=smectite

50

CoO.NozO.KzO

L'analyse de la smeetite donne une composition chimique proche de la nontronite. Les teneurs encuivre y sont plus faibles que dans la vermiculite. La kaolinite renfenne peu ou pas de cuivre.

107

Pour une même phase minérale, Bn'y a pas de variation notable de la composition chimique selon

l'association ou l'horizon. La figure 56 montre une double évolution, d'une part vers la smeetite et d'autrepart vers la kaolinite. Dans l'association (1) le passage de la biotite à la vermlculite se fait progressivement.

Par contre dans l'association (2) on note une discontinuité entre vermiculite et smectite et entre smectite etkaolinite.

o. La magnétite

Selon le faciès, la magnétite peut-être abondante ou absente. Xénomorphe, elle se présente enagrégats dans les faciès les plus riches. Elle apparait également dans les fractures et dans les clivages des

autres minéraux (grenat, amphibole, biotite).

Dans la roche altérée cohérente, la magnétite est remplacée progressivement par l'hématite à partir

des fissures et des plans de clivages (martite). Cette transformation peut être totale. Jamais observée dans

la roche fraîche, elle est d'origine supergène. Vers le sommet de l'horizon et dans les horizons sus-jacents,l'hématite est elle-même transformée en goethite à partir des fissures transminérales.

E. Les sulfures

Les sulfures sont associés aux faciès riches en magnétite. La chalcopyrite (CuFeS2) se présente engrains disséminés ou en filonnets. Elle est surtout observée dans les horizons profonds et se présentetoujours partiellement remplacée par la bomite (CusFeS4). Cette dernière qui est le principal sulfure

rencontré, est souvent associée à la chalcocite (Cu2S). Celle-ci forme dans la bomite des

enchevêtrements myrmétitiques. Ces deux sulfures représentent 80 à 85% du minerai sulfuré (Farias et

Saueressig, 1982). A proximité du niveau de transition, la transformation de la bomite en chalcocite devient

plus importante. Apparait également à ce niveau de la digénite (CUgSs) et de la covellite (CuS). Cetteévolution est la manifestation du début de l'altération supergène (cémentation).

Les autres sulfures que l'on peut accessoirement rencontrer, sont la pentlandite «Fe,Ni)gSS>, lamolybdénite (MoS2), la pyrrhotite (Fe1_xS) et la pyrite (FeS2). On note également la présence de graphite,d'argent et d'or (Martins et al., 1982).

Dans le niveau de transition, la bomite devient plus rare laissant place à des grains formés de

chalcocite et digénite ou de digénite et covellite. Dans la roche altérée cohérente, les sulfures deviennent

sporadiques, digenite et covellite sont presque toujours associées et se présentent en petits grains de

quelques microns ou dans des fissures. On note exceptionnellement à ce niveau l'apparition de cuprite et

de cuivre natif. Dans les horizons sus-jacents, les sulfures ont totalement disparu.

F. Le milieu fissurai

La roche fraîche est parcourue par un important réseau de fines fissures (quelques microns àquelques dizaines de microns de large). Elles sont essentiellement constituées de chlorite et de plus

rarement de minésotaite). A partir de la roche altérée cohérente ces fissures se teintent de rouille, et leschlorites perdent leur p1éochroïsme ; DY a kaolinisation des chlorites et ségrégation des oxydes de fer auxépontes des fissures.

Deux types de fissures d'origine supergène apparaissent dès l'horizon de transition:

108

- les premières, centimétriques, sont remplies d'un produit argileux vert orienté perpendiculairementaux épontes. les analyses par ORX et Infra-rouge ainsi que les micrœnalyses effectuées par Toiedo-groke(1986) (tab. XXXVI) indiquent qu'il s'agit de nontronite. On note que la teneur en CuO est élevée.

ISiO:l IAho-" IFe:lo-" 1 linO JIu 0 Icao IMgO 1 CuO Itotal

nontronite 48,63 11,20 24,25 - - 1,17 0,71 1,98 87,94goethite 7,26 2,72 75,78 1,11 2,71 89,58

cryptomélane 0,54 0,46 0,32 62,39 0,35 - - 24,26 88,32halloysite 43,44 35,73 - - - - - - 79,17

Tableau XXXVI: microanalyses (%) des produits de remplissage de fissures

Le calcul de la formule structurale sans le cuivre, (Cao 19 Naa,Ol Ko,Ol)(M~,16 Fe3

+2,73 Ail 27)(AlO,71Si7,29)(OH)4 nH20, indique une charge interfoliaire taibie. L'introduction du cuivre en position {nterfoliairepermet d'obtenir une formule plus compatible avec ce type de minéral:

- les deuxièmes, mOlimétriques. recoupent les précédentes. Elles sont remplies par de la malachiteen fibres radiées ou perpendiculaires aux parois. Dans de rares cas, la malachite est également observéeentre les feuillets de biotites.

Dans la roche altérée cohérente, les fissures à nontronite qui sont encore présentes à la base del'horizon, disparaissent vers le sommet. On note aux épontes de ces fissures l'apparition d'un liserégoethitique. Les fissures à malachite ont disparu. Cependant ce minéral est encore observé en petitesplages (1 à 5IL) entre les lamelles de biotites peu ou pas altérées.

A partir de l'altérite cohérente, la fissuration augmente. Trois types de produits ont été identifiés (taboXXXVI) et se disposent en discordance dans l'ordre suivant:

- les premiers forment des cutanes oranges constituées de goethite,

- les seconds forment des cutanes noires identifiées par ORX et infra-rouge comme de lacryptomélane et sont très riches en CuO (24%),

- les derniers sont formés de fines baguettes d'halloysite.

G. Le plasma argilo-ferrugineux

Dans l'altérite cohérente, un plasma jaune brun à brun rouge désorienté se developpe entre lesminéraux altérés et à leurs dépens. Les analyses minéralogiques et chimiques indiquent la présence desmectite, kaolinite et d'oxydes de fer (goethite et hématite) (fig.57). Les oxydes de fer ne présentent pas desubstitution par l'aluminium.

109

Figure 57 : Distribution des analyses du plasma argUo ferrugineux dans le diagramme Si02-AJ203-Fe203(Toiedo-Groke, 1986). S= smectite, K= kaolinite.

H. Conclusion

L'analyse pétrologique a pennis de mettre en évidence quatre principaux types de produitssecondaires :

- les oxydes de fer apparaissent dans les pseudomorphoses de grenat, d'amphibole et de magnétiteainsi qu'associés au plasma argDo-ferrugineux. 1/ s'agit essentiellement de goethite. L'hématite estbeaucoup plus rarement rencontrée, à la base du profil dans les altérations de magnétite et vers le sommet

dans certaines pseudomorphoses de grenat Ces oxydes de fer ne présentent pas de substitution parl'aluminium.

- les venniculites sont des produits Intermédiaires d'altération des biotites

- les smectites apparaissent comme les produits d'altération des vermiculites et des amphiboles.Elles sont également rencontrées en remplissage de fisssures à la base du profil

- les kaolinites sont les phyIlosi/icates d'altération les plus tardifs. Bles apparaissent comme étantles produits d'altération des smectites, des verrnicuJltes, des amphiboles et des chlontes.

Les pseudomorphoses de biotites montrent deux principaux types d'associations de produitssecondaires : Biotite-venniculite-kaolinite et bIotite-vennlcUite-smectite-kaollnite. De même, lespseudomorphoses d'amphiboles montrent la succession de deux paragénèses : smectite-(oxydes de fer)

et oxydes de fer-kaolinite. Deux types d'altération se sont succédés : le premier A tendance smectitique,et le second kaolinitique.

110

IV. CARACTERISATION GEOCHIMIQUE

A. les analyses pondérales

ISiO~ IFe~Oa IAl~Oa \KgO IKnO \Na~OIK2O ICaO \CuO ITiO~ 1 PF Itotal

RF 38, 18 142 ,32 9,47 2,03 0,64 0,52 1,71 1,31 1'2710,491 0,54 98,48cv 0,39 0,46 0,50 0,96 0,88 2,32 0,79 1,04 1,33 0,74 3,10

TR 42,70 33,15 11,82 3,30 0,45 0,95 2,30 1,06 0,34 1,25 1,48 98,80cv 0,21 0,32 0,28 0,63 0,51 0,95 0,64 0,45 1,43 0,76 0,79

RAC 38,20 37,48 10,88 1,52 0,55 0,06 1,82 0,54 0,96 0,97 5,71 98,69cv 0,27 0,39 0,37 0,62 0,90 0,77 0,56 1,18 0,94 0,79 0,52

AC 33,47 39,49 11,81 1,41 0,49 0,05 1,35 0,12 1,71 0,67 8,45 99,02cv 0,33 0,43 0,39 0,95 1,57 0,66 0,61 1,10 0,84 0,81 0,19

AF 31,89 36,76 12,88 1,09 0,85 0,06 1,10 0,11 1,89 0,99 9,58 97,20cv 0,31 0,38 0,31 0,88 0,72 0,56 0,56 1,20 0,84 0,92 0,16

ASE 29,50 39,65 15,72 0,14 0,71 0,07 0,16 0,11 0,35 0,58 10,63 97,62cv 0,30 0,30 0,21 0,77 0,71 0,82 1,69 1,22 0,47 0,74 0,13

Tableau XXXVII : Moyennes et écarts-types des analyses pondérales des horizons d'altération de Carajâs.

RF: roche fraîche (n=35), TR : horizon de transition (n=9), RAC: roche altérée cohérente (n=61),AC: altérite cohérente (n=53), AF: altérite friable (n=32), ASE: a1térite à structure effacée (n=23).

Comme nous l'avons vu au cours de l'étude pétrologique, les variations minéralogiques de la rochemère se manifestent par d'importantes variations de composition chimique. Le magnésium, le potassium,le calcium, le cuivre et la perte au feu sont particulièrement concernés et présentent des coefficients devariation élevés (écart type/moyenne) (tab.>OO<VII). On constate que quel que soit l'horizon considéré, les

coefficients de variation de ces quatre éléments restent élevés, ce qui indiquerait que l'influence de laroche mère reste sensible dans les horizons d'altérites. Seul le cuivre dans l'a1térite à structure effacéeprésente un coefficient de variation plus faible indiquant une redistribution de cet élément. Le très fortcoefficient de variation de la perte au feu dans la roche fraîche est essentiellement du à la présence ou non

de magnétite. On constate que le coefficient de variation de la perte au feu diminue rapidement dans leshorizons d'altération accompagnant l'altération de la magnétite en oxydes de fer.

Si l'on considère globalement l'évolution relative des éléments au long du profil, on peut regrouper

les éléments en trois groupes (tab. XXXVIII) :

- les éléments ne présentant pas de variations significatives: Il s'agit du fer et du manganèse.

- les éléments enrichis: l'aluminium montre un enrichissement croissant à partir de l'a1téritecohérente. Le titane est globalement enrichi, mais aucune évolution n'apparait

- les éléments appauvris: au seul de 5% le sodium et le calcium sont les éléments appauvris dès laroche altérée cohérente. Le potassium et le magnésium sont appalMis à partir de l'altérite friable et leur

teneur chute brutaJement dans l'altérite à structure effacée. Enfin le cuivre et la silice sont significativement

appauvris dans l'altérite à structure effacée.

111

1 SiO~ Ire~~~IAl~~~1 KgO 1 KIlO 1 Na~O 1 LO 1 CaO 1 CuO ITiO~ 1 pr

TR 11,8 -24,7 24,8 62,3 -30,7 84,3 34,6 19,6 -73,2 152,6 174RAC 0 -11,4 14,9 -25,2 13,9 -88,2 6,4 -58,9 -24,2 95,7 959AC -12,3 -6,7 24,8 -30,5 -23,2 -89,7 -20,9 -90,6 35,0 35,8 1467Ar -16,5 -13,1 36,0 -46,3 32,7 -87,6 -35,5 -92,0 49,0 101,2 1678ASE -22,7 -6,3 65,0 -93,3 11,2 -87,4 -90,5 -91,5 -72,1 16,4 1872

Tableau XXXVIII : Pourcentage de gain et de perte relatif par rapport à la roche mère. En Italiques :différence significative au seuD de 10%, en caractères gras: différence significative au seuD de 5%,en caractères standard : différence non significative.

a : roche saine et peu olteree

o roche fraiche

8.006.004.00SI t./CO

~ blotIle-vermlcultte

4.00

6.00

5.00

//"/0---0:/" ,

/" ,/ 1

l 'l '

ID 0 / /"_," 0/' ...........0 \

1 .-fi1 O//": biotite-vermiculite1 ~ //' ,

,/ rB~/Œib 0 g/10Cb 1 /

2.00 ..b. 0 /b 1fu~'eJ 061 /

~O ~~~~_1.00 I~ - 0

h... cSJo +-- ferruglnisatlon

0.00 W"l n0.00 2.00

b : roche olteree coherente

oN:.:: 3.00

'8.00

amphibole

lB 0

-------

4.00 6.00SI t./CO

6 horizon de transition

2.000.00

0.00

6.00

2.00

5.00

4.00

1.00 0',D'

magnéltte j1

1

oN~ 3.00IR

6.00c : olterite d olterite a structure effacee

6.00

5.00 5.00

4.00

2.00

B.OO6.004.00SI t./GO

2.00

o

0.000.00

1.00

oN~ 3.00lit

B.OO4.00 6.00" ~GO

6 olterite friable

6,6 '1

o 11

1

4.00

2.00

o oltente coherente

0.000.00 2.00

1.00

o~ 3.00lit

Figure 58 : Evolution des différents horizons d'altération dans les diagrammesMg~O.

112

1\ est donc possible d'établir l'ordre de mobilité suivant: Ca>Na>Mg>K>Cu>SbMn-Fe>A1

Le magnésium et le potassium présentent d'Importantes variations de teneurs dans les différentshorizons d'altération. Ces différences peINent être un héritage de la roche mère. Dans chaque horizon, lesanalyses ont été reportées dans un diagramme MgO/~O. L'analyse pétrologique a permis de caractériser

les groupes d'analyses qui s'individualisent.

Dans la roche fraîche (fig.58.a), le diagramme MgO/~O permet de distinguer quatre groupesd'analyses:

- le premier groupe s'aligne selon une droite de faible pente. Ces échantillons correspondent aufaciès où l'amphibole domine sur la biotite.

- le deuxième groupe, s'aligne selon une droite de forte pente. Il s'agit d'échantillons où la biotitedomine sur l'amphibole.

- le troisième groupe dont les points s'alignent se/on une droite de pente voisine de 1, correspond àdes échantillons où biotite et amphibole sont présentes.

- les échantillons présentant de faibles teneurs en MgO et ~O correspondent au faciès riche enmagnétite.

Dans les horizons d'altérite les diagrammes MgO/~O (fig.58, b, c et d» permettent de retracerl'évolution géochimique des différents faciès.

Dans la roche altérée cohérente, les quatre groupes sont encore identifiables. On note cependant:

- une diminution des teneurs en MgO dans le faciès à amphibole, ce qui correspond à l'altération dece minéral en produits ferrugineux.

- le rapport ~O/MgO des échantillons du faciès à biotite diminue et tend à se rapprocher de celuide troisième groupe. Comme on l'a vu, à ce niveau, la transformation des biotites en vermiculitess'accompagne d'un gain en magnésium. 1\ est donc probable que le magnésium libéré lors de l'altérationdes amphiboles migre d'un faciès à l'autre.

-le troisième groupe présente un rapport ~O/MgO comparable à celui de la roche fraîche. Maisl'analyse pétrologique montre une altération des biotites en vermiculite et des amphiboles en produits

ferrugineux. 1/ y a donc redistribution du Mg au sein d'un même faciès.

Dans l'altérite cohérente et dans l'altérite friable cette double évolution s'accentue; d'une part lesanalyses se regroupent vers l'origine (ferruginlsation) et d'autre part le rapport ~O/MgO tend vers 1(vermicul itisation).

Dans l'altérite à structure effacée, les analyses se regroupent vers l'origine. Ces échantillonsprésentent des teneurs en A120 a plus élevées; Uy a kaolinisation et ferruginisation.

113

B.le bilan

Le calcul de bilan a été effectué à partir des moyennes des teneurs Isovolumes de chaque horizon.Comme on l'a vu, Uest en effet impossible de différencier les faciès au delà de la roche altérée cohérente.Les bilans géochimique et minéralogique seront donc effectués à partir d'une roche fraîche moyenne.

ISiO~ IFe~(}d IAh031 MgO 1 !mO 1 LO 1 NazOI CaO 1 CuO 1 Tio~ 1 PF

TR 1 -3,9 -32,6 7,4 39,6 -40,2 15,9 58,2 -30,9 -77,0 117,6 136RAC -33,9 -41,5 -24,1 -50,5 -42,8 -29,7 -92,4 -72,9 -49,9 29,5 602AC -45,7 -42,2 -22,8 -57,0 -52,4 -51,0 -93,5 -94,2 -16,3 -15,9 872Ar -60,9 -59,4 -36,4 -80,4 -38,0 -69,8 -94,0 -96,2 -30,2 -5,7 733ASE* -70,4 -64,1 -36,4 -97,5 -57,4 -96,3 -95,0 -96,8 -89,3 -55,4 658

Tableau XXXIX: Bilan géochimique par rapport à la roche mère. Pourcentage de perte et de gain à volumeconstant. TR = horizon de transition, RAC = roche altérée cohérente, AC =altérite cohérente, AF= altérite friable, ASE* = altérite à structure effacée, l'aluminium est considéré constant entre AF etASE. En caractères gras : différence signifICative au seuil de 5%, en caractères italiquesdifférence significative au seuU de 10%, en caractères standard: différence non significative.

Les observations de terrain et pétrologiques montrent la conservation des structures de la rochemère jusque dans l'altérite friable. Dans l'altérite à structure effacée, aucun argument ne pennet desupposer une conservation du volume ou au contraire un tassement Pour mesurer le tassement de cethorizon Ufaut que la teneur isovolume de l'élément supposé Invariant soit plus élevée dans cet horizon quedans l'horizon sous-jacent. Seuls l'aluminium et le fer répondent à ce critère, l'aluminium montrant unedifférence plus importante. Donc, en supposant l'aluminium Invariant entre l'artérite friable et l'aItérite àstructure effacée. on obtient une tassement d'environ 20% r;AF~E = 1,198). On peut alors calCUler lespertes et gains par rapport à la roche mère pour les autres éléments (expression 3 annexe 1). Ces valeurssont maximales s'il y a accumulation d'aluminium ou au contraire minimales si l'aluminium est Ilxivié ce quiserait le cas si l'évolution observée dans les horizons sous-jacents se poursuit dans l'aItérite à structureeffacée.

Quel que soit le calcul adopté pour l'aItérite à structure effacée,~ les éléments sont lixMés aulong du profil (tab.xXXIX).

Comme à Chapada , le bRan minéralogique a été effectué horizon par horizon à partir descompositions chimiques (fig.59). Certaines approximations sont nécessaires. en particulier en ce quiconcerne les oxydes de fer. Tout le fer est inclus dans la magnétite dans la roche fraîche et dans lagoethite dans les horizons d'altération. Les points suivants ressortent de cette analyse :

-le calcium et le sodium sont fortement lixiviés dès le début de l'altération

- le magnésium et le potassium sont moyennement lixiviés dans la roche altérée cohérente etl'a1térite cohérente, plus fortement dans l'aItérite friable et surtout dans l'aItérlte à structure effacée. Cecomportement est directement lié à la transfonnation de biotite en vennlculite à la base du profd. Unepartie du potassium des biotites et du magnésium des amphiboles entrent dans la structure de lavennicufite. Dans les faciès où la biotite domine, cette transformation implique un apport extérieur demagnésium, celui-cI provenant des faciès plus riches en amphiboles. On note que la transfonnatlon debiotite en venniculite s'accompagne d'une augmentation de volume.

10

114

50 100

·······AF ----------.

ASE +-__...L,,-_........_...,----L.--.-._"<:",-'-__...........__........L.__----L__---''--.---_'-_---1

" \', " AI ct\ \ " "\ \, ,\ ','\ ",\ .',

RF -'---------r-------''-----r----------'''''-----r-'--........'''''\'''"''t''''lIl:~

SIOI

a: Bilan géochimlque en grammes pour 100 grammes de roche fraîche ;A1 ct= calcul à aluminiumconstant.

RAC

10

Quartz Biotite

50 100

RF .l- ---'~ '__L..______l. ----..::I'---__~_......

b: BUan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de roche fraîche

Figure 59 : Bilan géochimique et minéralogique

- le fer est d'abord lixivié lors du passage de la roche fraiche à la roche altérée cohérente. Il s'agit dufer libéré lors de l'altération des minéraux primaires dont une partie seulement entre dans la formationd'oxydes de fer. L'augmentation notable des oxydes de fer dans l'altérite cohérente accompagne

l'altération des biotites et des grenats. On note qu'à ce niveau le fer n'est pas lixivié, mals redistribué ausein de l'horizon. et notamment dans la porosité. U1 lixiviation du fer reprend à nouveau dans l'altérlte

friable puis dans l'aItérite à structure effacée. Elle semble être liée à l'altération des oxydes de fer entre

l'altérite cohérente et l'aItérite friable et de la vermiculite entre l'altérite friable et l'aItérite à structure effacée.

115

- la silice et le quartz diminuent dans les mêmes proportions. Le quartz n'étant pas l'espècedominante, la silice des autres silicates est donc en partlé éliminée.

- une partie de l'aluminium des minéraux primaires est lixMée, mals l'essentiel de l'aluminiumparticipe à la formation des phyllosDlcates de néoformation. la perte d'aluminium observée entre l'aItéritecohérente et l'aItérite friable est due à une diminution de la quantité de vermiculite et de smectite.

- Dans la roche altérée cohérente, le bilan minéralogique Indique que les seules phases supergènessont la vermlculite et les oxydes de fer. La smectite et la kaolinite apparaissent dans l'aItérite cohérente ets'accompagnent d'une forte augmentation du volume des oxydes de fer et de la vermiculite. Ces résultats

sont en bon accord avec les données de l'analyse pétrologique. On note que la proportion de vermlculite

et de smectite diminue de l'aItérite cohérente vers le haut, alors que la kaolinlte augmente. " y a donc unfront de kaolinisation qui se situe actuellement au niveau de l'altérite cohérente. La kaolinite se forme auxdépens de la vermiculite, de la smectite et de la biotite comme l'a montré l'analyse pétrologique.

V. LE COMPORTEMENT DU CUIVRE

A. Localisation des phases porteuses de cuivre

Dans la roche mère, le cuivre est présent uniquement dans les phases sulfurées : les autresminéraux primaires ne présentent pas d'anomalie en cuivre. Par contre, dans les horizons d'altération, àpart l'halloysile et la kaolinite, tous les produits d'origine supergène renferment du cuivre en teneursvariables.

1) Les produits ferrifères de pseudomorphose

olt. ferro grenat et amphibole

Figure 60 : corrélation Fe20 3-CuO dans lesproduits d'altération ferrugineux desamphiboles et des grenats.

0.0020.00 30.00 40.00 50.00 60.00 70.00 80.00 90.00

" FE203o amphibole 6 grenat' 0 grenat r. olt. cherente X produits rouges

116

Les cloisons ferrugineuses de pseudomorphose des grenats et des amphiboles présentent unebonne corrélation Fe20 a-euO (r = 0,76) (fig.50). Ces produits sont essentiellement goethitiques. Toutefoisdeux groupes de points appartenant aux pseudornorphoses de grenat présentent de faibles teneurs en

CuO et de fortes teneurs en Fe20a et échappent à cette corrélation:

- les produits bruns et oranges rencontrés dans l'horizon de transition et à la base de la rochealtérée cohérente.

- les produits rouges (hématitiques) qui apparaissent en altemance avec les produits oranges dansles horizons de surface.

2) Le plasma argiloferrugineux

Les analyses du plasma ferrugineux montrent également une corrélation significative au seuD de0,01 % entre CuO et Fe20 a (r = 0.69).

On note dans l'horizon à structure effacée une diminution de la teneur moyenne en CuO dans les

oxydes de fer (1,75% dans l'altérite, 0,75% dans l'horizon à structure effacée). Mais contrairement àChapada, la distribution du cuivre reste homogène et Dne semble pas qu'U y ait dissociation entre le cuivreet le fer.

3) Les produits de transfert

La nontronite : Ce produit vert de remplissage de fissures est essentiellement présent à la base duprofil et montre des teneurs en CuO de l'ordre de 2%. Les analyses par ORX et infra-rouge (Toledo- Groke,1986) n'ont pas permis de mettre en évidence un quelconque minéral de cuivre associé à la nontronite.

Lorsque l'on effectue le calcul de la formule structurale sans le cuivre, la somme des cationsinterloliaires est faible pour ce type de minéral (0.21). Si l'on place le cuivre en position interloliaire, cettesomme passe à 0,43.

Les tests de cations échangeables, effectués avec Ba02, montrent que 14% du CuO maiségalement 18% du~O sont extraits. La présence du cuivre en position interloliaire est donc envisageable.

La cryptomé/ane : Ces produits manganésifères noirs présentent des teneurs en CuO variables maistoujours élevées (de a à 25%). Toiedo-Groke (1986) montre une déformation des paramètres de maille de

aa = bo = 9,84 et Co = 2,85 (ASTM) à aa = bo = 9.88 et Co = 2,84 (SaIobo). Cet auteur envisage lasubstitution de Mn4

-f (0 = 0,60 Â) par clJ2+ (0 = 0,72 Â), la différence de rayon ionique ainsi que ladifférence de charge pouvant engendrer une telle déformation. Cependant, ce même auteur constate unecorrélation inverse entre les teneurs en CuO et ~O. ce qui serait en faveur d'une substitution du

potassium par le cuivre dans les sites d'adsorption de la structure de la cryptomélane.

4) Les produits d'ahération des biotites

Parmi les produits d'altération des biotites, les vermlculites présentent les teneurs les plus élevéesen CuO. Les microanalyses des biotites altérées présentent une corrélation Inverse entre les teneurs enCuO et ~O. Sur des échantillons purifiés de biotite altérée de Salobo. IIdefonse et al. (1986) montrent par

ORX et spectroscopie d'absorption X (EXAFS) que le cuivre se trouve en position interloliaire, non

117

échangeable, sous forme bivalente et en position hexacoordonnée. La présence de Mg est alorsindispensable pour former des lots brucitiques, Cu(OH)2 présentant une structure de lépiclocrocite. Lafixation du cuivre sur les vermiculites est donc limitée par l'impossibilité de cet élément à former desfeuillets de type brucïtique.

On note que dans l'horizon de transition où les sulfures sont peu ou pas altérés, les vermlculitesrenferment peu de cuivre (0,4% de CuO) alors que dans les horizons sus-jacents les teneurs en CuO sontplus élevées (4 à 8%). \1 apparall donc que le cuivre fixé par les vermiculites provient directement del'altération des sulfures et d'autre part qu'elles constituent un piége efficace puisque le cuivre ne seralibéré que lors de la destruction de ce minéral.

La transformation de la vermiculite en smectite s'accompagne d'une perte de CUO. Cette perte estpresque totale lors de la transformation de la biotite ou de la smectite en kaollnite.

Des extractions sélectives des oxydes de fer ont été effectuées sur des fractions -micacées­obtenues après tri manuel de fractions granulométriques 105-250/L. Elles sont constituées de biotite,biotite-vermiculite et vermiculite. Le réactif extrait de manière progressive entre 40 et 60% de l'A120 3, 50 à60% du Fe20 3, 57 à 78% du ~O et seulement 20 à 30% du CuO. La forme linéaire des courbesd'extraction, la forte proportion d'aluminium, de fer et de potassium extraits, indiquent qu'une des phases"micacées- est attaquée. Les DRX avant et après extraction montrent que la vermiculite a totalementdisparu (fig.61). Les teneurs en CuO étant relativement élevées, une partie du cuivre extrait reprécipitesous forme d'oxalate de cuivre, ce qui explique la faible proportion de cuivre extrait.

7.04

8.02

10211.4

Figure 61 : Exemple de DRX d'une fraction "micacée"avant et après extraction par le réactif oxaliquesous UV.

aprë~ nlrac' ion

..,

5) Discussion

A la base du profil, le cuivre reste principalement associé aux sulfures d'origine supergène etaccessoirement à la malachite. Cette zone est peu épaisse (5m) et recouvre l'horizon de transition et lesommet de la roche fraîche. Dès la roche altérée cohérente, l'altération des sulfures libère le cuivre quis'associe aux produits d'altération des minéraux plmaires (vermiculite, smeetite et oxydes de fer) et auxproduits de transfert (smeetite, oxydes de manganèse et de fer). Par ordre décroissant de capacité à fixerle cuivre on trOtNe : oxydes de manganèse>vermiculite>oxydes de fer>smectite.

118

Connaissant la teneur en CuQ de chaque phase et sa proportion dans chaque horizon, , est

possible d'effectuer un bilan du cuivre, minéral par minéral (tab.xL). Les oxydes de manganèse étantaccessoires sont négligés. Dans l'aJtérite cohérente on note ooe assez forte différence entre la teneur CuQ

calculée et la teneur mesurée. le petit nombre d'échardons de vermlculite analysé dans cet horizon(n = 3) en est certainement la raison et, soit la teneur en CuQ de la vermiculite, soit sa proportion dans

l'horizon sont certainement surestimées. Quoi qu" en sol. dans les horizons d'a1térites à structure

conservée, les teneurs en CUO dues aux oxydes de fer et à la smectite restent faibles au regard de cellesdues aux vermiculites.

lox.fer 1

ASE 0,31AF 0,55AC 0,56RAC, 0,13

verm·lsmec·ltotallt.RT

0,19 0,50 0,351,39 0,12 2,06 1,891,83 0,14 2,53 1,710,84 0,97 0,97

Tableau XL : Bilan du cuivre minéral par minéral. Poids de CuQ (g) dans chaque phase minérale pour 100

g de roche. ASE = a1térite à structure effacée, AF = a1térite friable, AC = altérite cohérente, RAC =roche altérée cohérente, t.RT = teneur moyenne mesurée de l'horizon.

B. Comportement géochimique du cuivre dans le profil d'altération

Farias et Saueressig (1982) indiquent que les sulfures sont associés aux faciès à magnétite avec ou

sans amphibole, grenat ou biotite. Le tableau XU et la figure 62.a confirment ces observations ; seul lefaciès à magnétite présente une différence significative au seul de 5% avec les autres faciès.

ab

magnétiteamphibolebiotite

\amPhibolelbiotitelamPhibole+biotite

2,37 2,55 2,82ns ns

ns

Tableau XU : Différences (b-a) des teneurs en CuQ (%) entre les faciès de la roche fraîche. En italique:

différence significative au seuR de 5% ; en caractères gras : différence significative au seuil de 1% ;

ns = différence non significative.

alTR 1 RAC

1AC IAF

1ASE

b

RF ns -49,9 ns ns -89,3TR -- ns 264 204 nsRAC -- -- 66,9 39,2 -78,6AC -- -- -- ns -87,2Ar -- -- -- -- -84,7

Tableau XUI : Pourcentage de gain et de perte en CuQ entre les différents horizons d'altération pris deux àdeux (a-b)*1OO/b. RF = roche fraiche, TR = horizon de transition, RAC = roche altérée cohérente,

AC = aJtérite cohérente, AC = aJtérite friable, ASE = a1térite à structure effacée. Caractères gras =différence significative au seuD de 5%, caractères italiques = différence significative au seuR de10%.

119

a : roche sOlne et peu olteree b : roche olteree coherente

~s. blotne·vermlculite

,/--- ..... ,,,//';. Dl

" ,/ ," ," // /

/0 /';. / /"-,/ + / /// 0 : biotite-vermiculite

1 XJ 0/// :1 1{j;J0 0 1

1 ~ /"""'X ':/';.0/';.1) ~:

~ &'.~~ 0 ,,/'7, § O@/

~ }!:-:,- 0

Ilm .!t'o'-- ferruginisation

0.000.00 2.00 4.00 6.00 8.00

li MGOOCuO (0.5 /';.CuO 0.5-1 OCuO 1-2 XCuO 2-3 +CuO >3

6.00

5.00

4.00

0N

3.00~

lit

2.00

1.00

8.006.00

amphiboleo

~ 0 q..

4.00li MGO

o CUQ 1-2 X CuO 2-3 + CuO >3

o

2.00

/';. CuO 0.5-1

ort>o

o/';.

'011 \ blotne1 \1 \

/11J

111111J

1

o \

o "\\1

1 "1 ,." 0\l " " " biotite. amphibole1 /l ,/ 0'

1 .1' "/';.X// 00,!/fID /

:x <h./' 0 /'\, Y<;: Il-. /.... __ ..... , -u //\ 0 "--'-----,"::&'

11,.

0.000.00

1.00 0',X\

magnétite :

+ 1

o CuO <0.5

6.00

5.00

4.00

0N

3.00~

li!

2.00

Figure 62 : Distribution des teneurs en CuOdans les diagrammes MgO-K~P

0.000.00 2.00 4.00 6.00 8.00

li MGOoCuO (0.5 D.CuO 0.5-1 OCuO 1-2 XCuO 2-3 +CuO >3

c olterite 0 structure conservee6.00

5.00

4.00

0N:>:: 300III +', + 1

12.00 0 1

1/

/

1.00

Dans les horizons de roche altérée cohérente et d'aItérite cohérente et friable, on constate unehomogénéisation des teneurs en CuO entre les différents faciès (flg.62). La migration du cuivre et safIXation par les vermiculites en est la principale raison.

En terme de bDan, le cuivre présente un comportement particulier. Deux horizons présentent despertes significatives, au seuD de 5%, en CuO par rapport à la roche fraîche : l'aItérite à structure effacée etla roche altérée cohérente. Dans les autres horizons d'altération. 1 n'y a pas de différences significativesavec la roche fraîche (tab.XUI).

120

Dans l'aItérite à structure effacée, l'altération des vermiculites est responsable de la diminution desteneurs en CuO.

altérite friable 1 altérite cohérente

~B 1G2

1 ~IB 1G2

: 11~~4 11,24

1 : 11,75 1 1,42ns ns

Tableau XUII : Différences (a-b) entre les teneurs en CuO d'un profil amont, A. et deux prof~saval, B et G2.

ns = différence non significative au seuD de 5%.

Dans la roche altérée cohérente la plus faible proportion de vermlcüite alors que les sulfures sont

presque totalement altérés explique la perte en cuivre.

Dans les altérites à structures conservées (altérite cohérente et a1térite friable) on trouve en revancheplus de cuivre que dans l'horizon sous-jacent (roche altérée cohérente). Deux hypothèses peuvent être

formulées pour interpréter cette conservation du cuivre initial:

- l'a1térite cohérente et l'aItérite friable n'ont pas subi le type d'altération auquel est actuellementsoumise la roche altérée cohérente. En effet pour que le stock initial de cuivre se conserve dans ceshorizons, Dfaut que la vermiculite se soit formée en quantité suffisante et simultanément à la libération ducuivre des sulfures, ce qui n'est pas actuellement le cas dans la roche altérée cohérente.

-le cuivre, libéré lors de l'altération de la vermiculite de l'aItérite à structure effacée, s'accumule perdescensum dans les horizons sous-jacents où se forme la vermiculite. Dans la toposéquence de la figure53, les teneurs en CuO sont significativement plus élevées dans les profils avals (G2 et B) que dans le profilamont (A), ce qui semble confirmer cette hypothèse (tab.XUII).

VI. DISCUSSION

Le profil d'altération qui se développe à Salobo 3A présente un certain nombre de particularités. Parrapport à Chapada, nse caractérise par :

-la formation d'interstratifiés biotite-vermiculite qui semble être une étape nécessaire de l'altération

des biotites quelle que soit la phase d'altération. En effet la transformation directe de la biotite en smectiteou en kaolinite n'a jamais été observée. La formation de vermiculite s'accompagne d'une redistribution dumagnésium du faciès à amphibole dans le faciès à biotite.

- le cuivre , dont la principale phase support est la vermiculite, est également redistribué entre lesproduits d'altération des différents faciès de la roche originelle. Par rapport au stock Initial de la formationminéralisée, Best peu ou pas lixivié dans les horizons d'aItérite à structure conservée.

Ces deux points sont l'indication d'un milieu présentant un caractère confinant (pédro, 1981). Il ya

donc une contradiction apparente avec d'une part l'épais manteau d'altération (5Om), et d'autre part avec

121

l'altération ferrallitique typique d'un climat subéquatorial qui d'ailleurs est observée dans les gisements defer, de manganèse, d'aluminium et de nickel voisins.

La formation minéralisée présente une structure particulière. En effet, la schlstosité subverticaleforme des plans perpendiculaires à la pente. Ceci favorise un drainage vertical rapide, mais freine ledrainage latéral et ralentit le renouvellement des solutions d'altération. Un colmatage de la porosité par lessmectites formées lors de la première phase d'altération accentue le phénomène de confinement enralentissant également le drainage vertical.

La vermiculite qui se forme alors, aux dépens des biotites, dans les horizons à structure conservée,retient entre 70 et 80% du stock initial de cuivre probablement sous la forme Interfoliaire. Cette associationest efficace puisque seule la destruction de la vermiculite dans l'a1térite à structure effacée permet lalibération du cuivre. Le comportement du cuivre est donc directement lié à celui de la vermiculite.

L'altération ferrallitique actuelle se manifeste par l'apparition, à partir de l'aItérite cohérente, dekaolinite aux dépens des interstratifiés biotite-vermiculite et dans le plasma argUoferrugineux interminéral,mais également dès la roche altérée cohérente par les pseudomorphoses ferrugineuses des grenats. Onnote également, dans les horizons profonds, l'absence d'une association biotite-biotitejvermiculite­smectite ; la kao/inite est toujours présente. Le front d'altération ferrallitique a donc rattrapé etprobablement dépassé l'ancien front d'altération smectitique.

Les deux sites, Sa/ooo 3A et Chapada, sont associés à des schistes d'origine métasédimentaire.Cependant, le gisement de Sa/ooo 3A se distingue par un contexte structural particulier et unecomposition minéralogique différente. En effet il s'agit de faciès très ferrifères (42% de Fe20 3 à Salobo 3Acontre 9% à Chapada). D'autre part, les phyllosilicates primaires sont essentiellement des biotites à SaloOO3A alors qu'ils sont formés de phlogopite et du micas blancs à Chapada, la proportion globale étant parailleurs peu différente (respectivement 25 et 30%). Enfin la minéralisation est moins riche à Chapada,environ 0,4% en Cu contre 0,85% à SaloOO 3A avec des teneurs supérieures à 1,2% dans les faciès àmagnétite.

Ces différences vont se refléter sur la nature de l'altération et le comportement du cuivre.

- A Salobo 3A, le ralentissement du drainage latéral, la teneur en Cu plus élevée qu'à Chapada,entrainent des concentrations en cuivre probablement plus élevées dans les solutions. La formation desulfures d'origine supergène à la base du profil est ainsi favorisée. Ces sulfures sont absents à Chapada.

- La formation de vermiculite, favorisée par le contexte structural et par la présence de micastrioctaèdriques, permet une meilleure rétention du cuivre libéré par l'altération des sulfures. Cette phase esttrès peu représentée à Chapada.

- A Sa/obo 3A, la présence de minéraux ferrifères, magnétite, grenat (almandin), amphibole(grunérite), favorise, lorsque l'altération devient plus lixiviante, la formation d'une plus grande quantitéd'oxydes de fer. Ceux-ci, exprimés sous forme de goethite, représentent plus de 40% dans l'aItérite àstructure effacée de SaloOO 3A alors qu'Ils ne dépassent pas 20% dans la cuirasse de Chapada. Cette plusgrande proportion d'oxydes de fer accroit la proportion de cuivre retenu dans les horizons d'altérations.

123

CHAPrTHeVII

SANTA-BLANDINA

L'altération de l'indice de cuivre de Santa Blandina a fait l'objet d'une étude récente de M. Creach

(1988). Cet auteur a mené une étude pétrologique et géochlmique détaillée des différents faciès d'altéritereconnus. Il a également effectué une étude minéralogique et cristallochimique des produits cuprifèresrencontrés dans l'altération supergène. les principaux résultats de cette étude sont résumés dans cechapitre.

1. CADRE GEOLOGIQUE

A. Contexte régional

~':-:-:l DioboSll

~ Granite

[J'ï.'ïA 5 chis te 0 amp hibolo s

F:-::~·::I M le 08 chi B te

1<>::1 5 k a r n

o Marbre

IOOm

Figure 63 : Carte géologique schématique de l'indice de cuivre de sta Blandina (Arruda, 1971).

L'indice de cuivre de sta Blandina fait partie du "Vale da Ribeira", région caractérisée par la présence

de nombreux indices de plomb, zinc et cuivre. Ces Indices sont associés aux formations du groupeAçungui formées de corps lenticulaires calcaires intercalés dans des formations schisteuses. Ils se

présentent en remplissage de fractures dans les calcaires et disséminés dans les schistes (Knecht, 1981).

Les formations du groupe Açungui ont été plissées et métamorphisées au Protérozoïque supérieur

(orogénèse "Brasiliano"). De nombreux corps granitiques syn- ou post-tectoniques sont associés à cetteunité. Leurs datations radiométriques placent le premier groupe vers 600-650 Ma et le second vers 550 Ma

(Almeida et Hasui, 1984).

124

B. Contexte local

A Santa Blandina, la mise en place d'un batholite granitique, vraisemblablement syntectonique, aformé, par métasomatose, un skarn aux dépens d'une lentille de calcaire (fig.63). Ce skarn est formé parune grenatite avec en son milieu une lentllle decamétrlque de marbre contenant des niveauxcentimétriques à grenat et woilastonite.Le skam se présente comme un corps allongé d'environ 400 m sur150 m de large bordé par des roches métasédlmentalres amphibolitiques. A son extrémité nord-est ils'appuie sur un filon de diabase mis en place lors de l'ouverture de l'Atlantique au Jurassique (événementSerra Gerai responsable des épanchements de basalte du bassin du Paranâ).

L'indice de cuivre a fait l'objet d'une exploitation artisanale. La carrière ainsi ouverte se situe sur lesflancs d'une colline aux pentes relativement abruptes (40%) et est constituée d'une succession de Sgradins de 4 à 6 mètres de haut et de longueur variable (quelques mètres à quelques dizaines de mètres).

1) Le skam à grenats

Ce faciès constitue la gangue de la minéralisation sulfurée. Il est caractérisé par une grande richesseen grenats automorphes, jointifs, séparés par des plages quartzeuses plus ou moins abondantes selon lesfaciès. On note aussi la présence de nombreux petits pyroxènes globulaires ou tabulaires regroupés enamas. Dans certains faciès, apparaissent des microc!ines et des sphènes associés préferentiellement auxgrenats. A sta Blandina on ne dispose pas d'échantillons de roche fraîche. Cependant l'analysepétrologique détaillée des faciès les moins altérés a permis à Creach (1988) de reconstituer une rochefraîche théorique. On obtient alors les pourcentages pondéraux suivant: 67,3% de grenat, 16,3% dequartz, 16,0% de pyroxène et 0,4% de microdine. La porosité est estimée à 10% du volume total de laroche et la densité à 3,09.

a) Les grenats

1 SiO~ 1 FeO IA12~d IKgO IMnO INa~OIK~O 1 CaO ICuO ITiO~ Itotal

gradin 11 1 1 1 1 1 1 1(n=6) 36,58 15,89 9,37 0,04 0,25 0,03 0,01 33,98 0,10 0,23 96,48ET 0,49 2,87 2,58 0,03 0,12 0,03 0,01 0,58 0,23 0,22

(CaS,53,M90,01,M"o,03,Naa,01)(Fe3

+2,01 ,TiO,03,AJ2,3g)(AJO,45,SiS,SS>°24

gradin 2(n-7) 35,84 24,21 2,22 0,09 0,10 0,03 0,01 33,3210,05 0,08ET 0,77 2,24 1,41 0,09 0,12 0,03 0,02 0,61 0,08 0,15

(Ca4,74,Mgo,02,M"o,Ol ,Naa,Ol )(Fe3

+2,68,TiO,01,AJ2,~(AJ1,24,Si4,7EV0 24

95,95

Tableau XUV : Composition chimique moyenne (%) et formule structurale des grenats dans les deuxpremiers gradins (Creach, 1988).

La plupart sont anisotropes et caractérisés par une zonation concentrique, ceci étant fréquent dansles skams (Brock 72, lessing & Standlsh 73, Taylor & Uou 78). Leurs compositions varient largement ausein de la série calcique andradite-grossulaire avec cependant une tendance ferrifère (40 à 90%d'andradite) (tab.XIJV).

125

Ces variations du chimisme, qui pewent être observées au sein d'un même grenat, ne sont pas liéesà la zonation. Dans certains cas 1 semble que la composition des grenats soit Influencée par le chimisme

de la roche. En effet dans le gradin 2, à proximité des amas sulfurés, les grenats sont nettement plusferrifères et atteignent pratiquement le pôle pur de l'andradite.

b) Les pyroxènes

Ces minéraux de petite taDle présentent des compositions de diopside légèrement ferrifère. Commeles grenats, ils sont enrichis en fer dans le second gradin (tab.XLV).

ISiO~ Ireo IAl~031 MgO IMnO INa~ol~O 1 CaO Icuo ITiO~ Itotal

gr(~~9)1152'3813'17 0,37 14,99 0,95 0,151°,03 23,451°,251°,03 95,77ET 1,12 0,93 0,19 0,78 1,04 0,12 0,03 0,59 0,31 0,06

gradin 2(n-5)ET

2+ l .(Nao 01 cao 96 Mgo 86 Mno 03 Fe 0 10 A 0 02) SI 2 01 °6, , , , , , ,

53,2315,01 0,33 14,69 0,78 0,12 0,01 24,531°,4510,00 99,151,87 0,42 0,22 1,05 0,24 0,12 0,01 0,46 0,44

1°

2+ l .(NaO 01 Cao 98 M90 82 ""0 02 Fe 0 16)(A 0 01 SI 1 99)°6.. -

Tableau XLV: Composition chimique moyenne et formule structurale des pyroxènes dans les deuxpremiers gradins (Creach, 1988).

c) les quartz

Corrooant légèrement les grenats et les recoupant fréquemment en petites veinules, Us sont

postérieurs. les plages quartzeuses matérialisent des veines d'origine hydrothermale.

2) la minéralisation cuprifère

la mise en place du granite a permis la remobDisation du cuivre et la concentration de sulfures sousforme d'une part de poches, décamétriques, aux contours irréguliers qui semblent épigéniser le skam àgrenats et d'autre part de filons, centimétriques à décimétriques, dans les fISSUres du skam. Les réserves

sont faibles, de l'ordre de 300 milles tonnes de minerai à 4% en Cu (DNPM 1983, Schobbenhaus et al.

1984).

le sulfure primaire est constitué de chalcopyrite qui forme des plages de SOOIt à 1mm séparées par

un important réseau de fines fissures. la chalcopyrite englobe parfois des grenats et des quartz. Ce sulfureest parfois fortement pseudomorphosé par la bomite.

C. Conclusion

Le site de sta Blandina présente donc d'importantes différences avec les deux autres sites :

126

- La minéralisation est constituée de sulfures massifs dont l'altération va entrainer desconcentrations en Cu dans les solutions beaucoup plus élevées que dans les autres sites où laminéralisation est disséminée.

- La lithologie de la gangue, constituée essentiellement de grenat, est également très différente decelle des autres sites qui présentent des compositions minéralogiques plus variées. Les veines de quartzhydrothermales, vont constituer des chemins préférentiels pour la circulation des solutions d'originesupergène.

- Le banc de marbre présent au centre du skam va lors de sa dissolution favoriser la circulation des­solutions vers la base du profd

Il. LES FACIES D'ALTERATION

A. Le contexte régional

Le climat est du type tropical humide. Il n'y a pas de saison sèche bien marquée. Les précipitationsannuelles moyennes varient de 1500 à 2000 mm pour une température moyenne de 18 à 20° (maxima 26",

minima 13°). Ce site est encore sous "influence marine et humide de l'océan que caractérise unevégétation naturelle de forêt: la forêt "atlantica".

Dans un tel contexte bioclimatique, dans la région Sudeste, l'altération latéritique est intense. Elleentraine la formation de sols ferrallitiques fortement désaturés, nettement kaolinitiques Qatosols structurés),de 3 à 4 mètres d'épaisseur qui recouvrent une épaisse altérite meuble (Soubies et Chauvel, 1984, Volkoff,1984). La kaolinisation et la bauxitisation affectent des roches alcalines, des diabases ou des granites de lazone littorale depuis le Plio-Pléistocène (Toiedo-Groke, 1981, Sigolo et Boulangé, 1987). Mes propresobservations, sur les schistes encaissants, ainsi que celles de Arruda et al. (1980), confirment le caractèrelatéritique des horizons de surface.

B. Caractérisation morphologique et pétrologique des faciés d'altération de la roche minéralisée

1) Le marbre

Le marbre, situé dans l'axe de la carrière, a été fortement dissous, et a donné naissance à un karst. Ilest rempli par une brèche d'effondrement formée par les produits d'altération du skam à grenats. Entre leséléments de la brèche, on note la présence sporadique de cométite (Cu3(P04)(OH)3) (Arruda, 1971) et defines concrétions (millimètriques) de malachite. Ces minéraux se localisent essentiellement dans lesgradins 1et Il.

2) Les poches à sulfures

Les poches à sulfures, selon le degré d'altération, sont bordées de produits bleus, verts ou rouillequi se développent aux dépens des sulfures. Les filons sont généralement totalement altérés en produitsrouille ferrugineux; il se forme alors un chapeau de fer.

127

La bomite qui progresse à partir des fissures de manière centripète aux dépens de la chalcopyritepourrait être la première manifestation de l'altération supergène. Aux dépens de ces deux sutfures, et

toujours à partir du système fissurai, se développe de la covellite. Au centre de ces fissures, de lachalcocite a été Identifiée.

Le centre des fissures à covellite et chalcocite est fréquemment occupé par de la goethite et parfois

de la malachite. Certaines plages montrent une pseudomorphose des sutfures par la goethite et lamalachite. De la brochantite a été identifiée par ORX.

3) Le skam à grenat

Le skarn à grenats est la lithologie la plus Importante. C'est dans les faciès d'altération de cetteroche que, d'une part. s'accumulent les produits cuprifères d'origine supergène, et que, d'autre part, onpeut le mieux suivre l'évolution de l'altération.

~ ,ROCHE A GRENATS COWEAENTE

8ill]

LSJ~t:....:..:..:.i

~~

~

~

~

j'A.~.. ,

..•.~~

""IN 0" EPICE LESSIVE

AROILO~ORPHE VERT OUR

AAOILONOAPHE MARRON OUR

CORtEX OU VEIHt llLEU.VERT

eRECHE o' EFfOHORENENT

LENT1LLE o· O)(yDES

Figure 64 : Représentation schématique du parement du gradin 1 de la carrière.

On note que les limites entre les différents ensembles d'altération sont en grande partie controlées par la

présence du karst qui amène rapidement les solutions d'altération en profondeur. L'essentiel des

phénomènes d'altération se produit dans les premiers gradins qui sont donc décrits en détail. Toutes lestransformations décrites ci-dessous se produisent avec une conservation de la structure de la rocheoriginelle.

a) Les premiers stades de l'altération supergène du skam à grenats O'ensemble 1)

C'est à plusieurs mètres du karst et dans les deux premiers gradins que l'on rencontre le skam àgrenats peu altéré. La roche est découpée, par un réseau de fractures, en polyèdres décimétriques àmétriques. Deux sous~mblessont décrits par Creach (1988).

128

L'ensemble la: Au centre des polyèdres, la roche, de couleur grise à miel, grenue, est ponctuée demouchetures ocres observables à la loupe. Elle est parcourue par un réseau de fines fractures revêtues deproduits bleu verdâtre.

Vers la périphérie, la roche perd sa cohésion, les taches ocres deviennent de plus en plusabondantes, et en certains endroits des tâches bleu verdâtre, diffuses, semblent imprégner la roche.

Dans cet ensemble, on observe les premiers stades de l'altération des minéraux primaires et lespremières accumulations de produits secondaires.

Le pyroxène: L'altération de ce minéral débute par les clivages et par la périphérie des grainssous la forme de produits rouille d'aspect goethitlque. Ces produits ferrugineux envahissent peu à peu leminéral jusqu'à le pseudomorphoser totalement. Les analyses mlcrochimiques des produits d'altérationmontrent un enrichissement en Fe et Cu (entre 10 et 20% de CUO) s'accompagnant d'une perte de Ca. Mget Si. Dans les stades les plus poussés de l'altération, l'aluminium augmente légèrement.

Le chrysocolle : Ce minéral, vert à bleu pâle, se présente sous la forme de fibres ou decristaux plus ou moins bien développés. Il apparait surtout au niveau des veines de quartz qu'il corrodefortement. Les grenats sont beaucoup moins affectés, sauf entre les auréoles de croissance, zones plusfragiles, où les solutions d'altération peuvent pénétrer.

ISiO:.: IFeO INa:.:0I~O IAl:.:03I MuO IMgO ICaO 1 CuO ITio:.: Itotal

CQ1 44,78 0,26 0,04 0,14 0,33 0,01 0,08 0,24 44,27 0,03 90,18CQ2 44,20 0,28 0,04 0,23 1,08 0,05 0,08 0,50 44,23 0,02 90,71CG1 44,33 0,88 0,09 0,24 0,58 0,00 0,10 0,61 40,21 0,00 87,04CG2 43,66 1,53 0,12 0,37 0,62 0,14 0,71 1,03 41,38 0,00 89,56

Tableau XLVI: Analyses chimiques moyennes (%) des chrysocolles selon les minéraux pseudomorphoséset leur localisation. COl, C02=pseudo-morphoses de quartz gradin 1 et 2 ; CG1,CG2 = pseudomorphose de grenats gradin 1 et 2 (Creach, 1988)

La composition chimique du chrysocolle est légèrement influencée par la nature des minéraux qu'ilpseudomorphose. En effet le chrysocolle cristallisant au niveau des grenats est enrichi en Fe et Ca etappauvri en Cu par rapport à celui des veines de quartz. Dans le second gradin, où les grenats sont plusferrifères, la différence de composition est encore plus nette (tab.XLVl).

La malachite : Ce minéral est beaucoup moins fréquent que le chrysocolle. En fibres vertsombre, elle peut parfois lui être associée au niveau des veines quartzeuses. Il semble alors qu'elle évoluevers le chrysocolle.

Dans certains échantillons, des veines de malachite correspondant à une génération plus tardiverecoupent la roche. Elle se présente alors en concrétions mamelonnées.

Les épontes des veines à malachite sont soulignées par un mince liseré sombre manganésifère. Lesteneurs en CuO peuvent y être Importantes Ousqu'à 35%).

129

L'ensemble lb : Dans le premier gradin, en bordure des fractures les plus Importantes, sur quelquescentimètres, la roche acquiert une couleur jaune à ocre et devient friable. Elle peut être comparée au débutde l'altération "pain d'épice" décrite plus loin.

Pétrologiquement, cet ensemble se caractérise par l'apparition d'un nouveau type de produitsd'accumulation cuprifères. Ils forment un plasma d'aspect argileux orange à rouille, Isotrope en lumièrepolarisée. Ces produits coexistent avec le chrysocolle sans qu'U soit possible, à ce niveau, d'établir unerelation entre eux. Ils s'apparentent probablement aux produits argilomorphes décrits plus loin.

b) Le "pain d'épice" (l'ensemble Il)

Ce faciès est également divisé en deux sous-ensembles.

Ensemble lia :En direction du karst. le passage de l'ensemble 1à l'altérite "pain d'épice" se fait

relativement brutalement (fig.64). Cette a1térite se présente comme une roche jaunâtre à ocre,pulvérulente, à très forte porosité.

Ce faciès est caractérisé par la présence de produits d'accumulation d'aspect argilomorphe formantdes poches, langues ou veinules aux contours biscornus et de taille variable (centimétrique àdécimétrique). Ils présentent des couleurs variées: marron, chocolat, kaki, gris vert, beige ou crème. Il estdifficile de déterminer des transitions entre les différentes couleurs. On note que les produits chocolats'accumulent surtout à la base du profil.

Le contact entre les poches de produits argilomorphes et l'altérite "pain d'épice" peut être net ou aucontraire diffus. La présence sporadique de reliques d'aItérite irrégulièrement conservées dans certainsproduits argilomorphes (kaki, verts, crème) laisse supposer une acccumulation progressive de cesproduits dans l'altérite.

Un autre trait caractéristique est la présence, au milieu du parement, de deux poches décimétriquesd'altérite entourées par un cortex bleu et reliées entre elles par de minces filonnets bleus. Le cortex de 1 à5 cm d'épaisseur est formé par du chrysocolle. A l'intérieur de ces poches, on retrouve l'altérite plus oumoins indurée et des produits argilomorphes.

Ensemble lib : Au dessus des poches à cortex bleu, on observe par endroits des zones lessivées(ensemble lib) qui affectent les reliques d'a1térite au sein des argilomorphes. La taille des pores augmenteet devient centimétrique. Dans les vides ainsi formés, apparaissent des accumulations brothryoïdalesbleues.

Lorsque l'on s'approche de la cavité karstique, les phénomènes de lessivage peuvent devenir trèsimportants. Dans les zones où l'altérite domine, celle-cI s'effrite et peut être complètement éliminée. \1 nesubsiste alors que le réseau de diaclases matérialisé par des accumulations préalables indurantes (silice).La macroporosité (1 à 10 cm) ainsi fonnée peut être partiellement remplie à sa base de produitsargilomorphes crème très durs. Sur les parois de ces alvéoles il n'est pas rare de trouver une ultimegénération de produits chocolat en fin placage.

Sur les parois de la cavité karstique, des fentes de desslcation apparaissent dans les produitsargilomorphes. Une nouvelle génération de produits argilomorphes se met alors en place dans ces fentes.Ce phénomène se reproduit plusieurs fois.

130

Dans les gradins suivants, on retrouve les mêmes faciès "pain d'épice" qui envahissent toute laroche alnsJ que les argiJomorphes. Toutefois, ces derniers sont moins abondants et les cortex bleus neforment plus de poches aussi bien développées que dans le premier gradin. la quantité d'argnomorphesdécroit au fur et à mesure que l'on s'approche du sommet de la carrière. Ils ne se présentent plus enmasse compacte comme à la base, et semblent être affectés par des phénomènes de lessivage.

L'analyse pétrologique de l'altérite pain d'épice montre l'épigénie presque totale des minérauxprimaires par les produits d'accumulation. Seules quelques reliques minérales subsistent

Les reliques minérales: Elles forment des Ilets jointifs poIycr\stallins au sein d'un plasmaformé de produits argnomorphes. Les grenats ont perdu leurs contours automorphes. Ils forment le plussouvent des amas grisâtres, poreux aux contours arrondis, avec parfois d'Importants golfes de corrosion.Tous les vides qui affectent ces amas sont occupés par les produits argilomorphes.

Les quartz et les feldspaths présentent aussi des contours émoussés, mais restent relativement peualtérés en leur sein. Les pyroxènes sont absents de ces reliques.

Les produits argilomorphes : Dans l'ensemble lia les produits argnomorphes présentent le

même aspect que dans l'ensemble lb. Dans les niveaux les plus lessivés (ensemble lib), ces produitsdeviennent cryptocristallins. 1/ semble donc y avoir évolution vers une meilleure cristallinité. La présence defentes de dessication, notée macroscopiquement, se retrouve à cette échelle. Une nouvelle génération de

produits se met souvent en place dans les vides créés.

Les produits "chocolat", qui sur le terrain correspondent à des accumulations récentes, seprésentent au microscope en veines colmatées par des produits rouille en lames f1exueuses.

Figure 65 : Distribution des analyses moyennes des produits d'accumulation cuprifère dans les

diagrammes Si02-A120 3 +Fe20 3-CuO et A120 3-CuO-Fe20 3 (Creach, 1988).

131

Les analyses chimiques des produits argDomorphes reportées dans les diagrammes triangulairesSi02-AJ20 3 +F~03-euO et A1203-euO-F~03 (fig.65), s'alignent selon des droites passant par le pôlechrysocolle. La proportion de Si02 et le rapport A120:VF~03 restent constants.

L'évolution des produits Isotropes (ensembles lb et lia) aux produits cryptocristallins des zoneslessivées (ensemble lib), se traduit chimiquement par une diminution des teneurs en aluminium et en fer etune augmentation de celles du cuivre. La silice reste relativement constante.

Les produits chocolat récents sont les plus riches en fer et en aluminium, et les plus pauvres encuivre.

Les résultats des analyses ORX, IR, ATD, MET montrent que les produits argilomophes sontconstitués d'un mélange Intime de chrysocolle et de phases argDeuses. Les produits ·chocolat" sontconstitués de smectite, de kaolinite, de goethlte et de traces de chrysocolle. Les produits marrons à vertssont formés de smectite, Interstratiflé kaollnlte-smectJte et chrysocolle. L'évolution des produits marronsaux produits verts s'accompagne d'une augmentation de la proportion de chrysocolle.

Les analyses EXAFS montrent que dans les produits argDomorphes l'essentiel du cuivre se trouveassocié à une structure identique à celle du chrysocolle.

Le chrysocolle: Dans l'ensemble lib, on obsefve en bordure des vides, ou dans les zones lesplus poreuses, de l'argilomorphe cryptocristallin, des fibres ou des cristaux plus ou moins développés dechrysocolle. En bordure de vide, Us se présentent en gros bothryoïdes de mieux en mieux cristallisésquand on se rapproche du vide (fig.66).

Figure 66 : Cristallisation de chrysocolle (C) en bordure d'un vide aux dépens du produit argnomorphe(Arg). F= fente de dessicatlon, R= relique (Creach, 1988).

Vers l'intérieur des vides, le contact avec l'argDomorphe est net Mals les fentes de desslcationtypiques des argDomorphes se prolongent, en se ·cicatrisant", dans le chrysocolle. Il semble qu'U y aitdonc cristallisation in situ du chrysocolle par diffusion de solutions. En bordure des silicates, on note

132

solNent la présence d'un liseré rouBle qui serait le résultat de la ségrégation du fer lors de la cristaJlisationdu chrysocolle.

Chimiquement, lorsque l'on s'approche de la bordure des vides, U y a une perte du fer et del'aluminium. Les cristaux les mieux développés, en bordure des vides, présentent les compositions les plusproches du chrysocolle (tab.xLVlI).

ISi(}..: IFe~(}JI~O IAl~O~ IMgO ICaO 1 CuO ITiO~ Itotal

AR22 47,13 1,14 0,29 4,37 0,20 0,76 34,40 0,08 88,37AR23 47,50 2,50 0,36 5,10 0,29 0,73 32,84 0,18 89,50AR24 48,97 1,78 0,41 5,23 0,22 0,76 34,83 0,31 92,51CR26 49,53 0,01 0,07 1,51 0,04 0,58 41,69 0,01 93,44CR27 49,10 0,03 0,07 1,28 0,07 0,58 39,64 0,00 90,77CR29 44,15 0,10 0,05 1,40 0,05 0,30 34,56 0,00 80,61CR31 47,47 0,19 0,04 1,33 0,07 0,29 136,62 0,00 86,01

Tableau XLVII: Analyses chimiques (%) des argilomorphes et du chrysocolle de la figure 66 (Creach,

1988).

La kaolinite : Ce minéral est peu fréquent en phase bien individualisée. Il a été identifié par

ORX dans le pain d'épice au sommet de la carrière et dans le sol sus-jacent. Il apparait alors associé à lagoethite.

III. CARACTERISATION GEOCHIMIQUE

Les échantillons les plus représentatifs de l'altération du skam à grenats ont été sélectionnés pour"étude géochimique de l'altération. Les échantillons collectés plus spécifiquement pour l'étude des

produits d'accumulation ne sont pas retenus icI.

A. L'évolution géochimique

1) Le skam à grenats

RF 50,32 13.17 6.432.41 0.30 0.0410.07 28,20 nd 0,62 nd 100.45 3,08

la 43.69 14,12 6.58 0.79 0.350.05 0.09 25,94 3,96 0,31 2.62 98,502.52s 5.12 2,62 3.48 0,53 0.09 0.04 0.01 2,34 1,320.10 0,88

lb 45.04 16.31 4,84 0.77 0.34 0.08 0,21 92,04 5,00 0,30 3,99 98,92 2,14s 4.93 2,07 2,420.44 0.12 0.03 0,20 2.71 2,32 0,16 1,82

lia 47,11 4,99 10,14 0,69 0,64 0,11 2,24 8,08 11,95 0,41 13,27 99,63 0,67s 2.72 0,69 1.91 0.26 0.18 0.04 0.59 1,65 1,63 0,08 1,17

lib 47.73 2,20 6.75 0.670.34 0.11 1.48 4.33 23.070.30 13,47100.45 0,60s 2,43 0,23 0,970,170,03 0,01 0,49 1,22 3,700,08 1,36

Tableau XLVIII: Analyses chimiques moyennes (%) des différents ensembles d'altération. RF= roche

fraîche, la= ensemble la (n=5), Ib= ensemble lb (n=5), lIa= ensemble lia (n=7), IIb= ensemble

lib (n=3), s= écart-type.

133

A sta Blandina, on ne dispose pas d'échantillon de roche fraîche. Cependant l'analyse pétrologique

détaillée de l'ensemble la a pennis de reconstituer une roche fraîche théorique.

Dans l'ensemble l, les analyses pondérales (tabJ<LVlII) montrent essentiellement un

appauvrissement en magnésium et un apport de cuivre. Mais les variations les plus importantes sont

observées dans l'ensemble II. Le passage de l'ensemble 1à l'ensemble lia se caractérise par :

- une diminution des teneurs en Fe20 3 et en Cao

- une augmentation des teneurs en Al20 3,~O et CuQ et de la perte au feu

- les autres éléments ne montrent pas de variations signifICatives.

Dans l'ensemble lib, les teneurs en Fe20 3, Cao et CuQ présentent la même évolution, mais les

teneurs en AJ20 3 et 1<:20 diminuent

2) Les poches à sulfures

IsiO:.: IFe:.:03 IA1:.:03 IMgO IMnO INa:l0I~O ICaO 1 CuO ITiO" 1 PF 1 totall D

PS 21,70 14,33 3,96 0,43 0,15 0,11 0,18 6,16 39,78 0,21 12,30 99,31 3,22ET 8,35 3,79 2,07 0,66 0,16 0,03 0,10 4,47 10,48 0,06 3,41

CF 3,69 38,93 0,43 0,03 0,02 0,07 0,21 0,69 37,37 0,03 18,99 100,03 2,09ET 1,34 12,61 0,33 0,01 0,01 0,06 0,28 0,45 8,18 0,05 2,33

Tableau XUX : Moyennes et écarts-types des analyses chimiques (%) des poches à sulfures (PS, n=6) et

des chapeaux de fer (CF, n =3).

Les poches à sulfures sont séparées en deux groupes d'échantillons (tab.xUX) :

- le premier groupe présente déjà des traces d'altération (oxydes de fer, malachite et chrysocolle).

Le Cao et le CuO présentent des écarts-types importants, à cause d'une importante hétérogénéité de la

roche due à des proportions variables de grenats et de sulfures.

- le deuxième groupe correspond aux échantillons de chapeau de fer. Tous les éléments sont

appauvris, sauf le fer qui est enrichi.

B. Le bilan

L'altération des sulfures en chapeau de fer présente une perte de tous les éléments sauf du fer qui

s'accumule (tab.L).

Dans le skam à grenats (fig.67) tous les éléments sauf le cuivre sont lixiviés.

Dans l'ensemble l, tous les minéraux primaires sont affectés par l'altération. Cependant, le diopside

est plus fortement altéré que le quartz qui lui même est plus altéré que le grenat. Le magnésium et le

134

calcium libérés sont totalement éliminés, alors que 20% de la sDice et 70% du fer et de "aluminium libérésvont participer à la formation de la goethite, du chrysocolle et de la phase argDeuse.

1Si()..l Ire~Oa IAl~OaIMgO IMnO IN~OI~O 1 CaO 1 CuO /TiOll:/ PF

PS 67,96 45,88 12,25 1,28 0,43 0,37 0,55 i9,53 132,08 0,66 38,61ET 22,12 13,73 6,40 1,78 0,45 0,16 0,33 14,27 59,71 0,20 9,95

CF 7,18 81,28 0,90 0,06 0,04 0,15 0,43 1,45 78,15 0,07 39,70ET 2,84 26,14 0,69 0,03 0,02 0,12 0,58 0,94 17,37 0,10 5,05

Tableau L: bOan Isovolume des poches à sulfures. PS= poche à sulfures, CF= chapeau de fer. Caractères

gras : différence significative au seuR de 5%, italique: diférence signifIcative au seuIl de 20%

10 50 \00Ens lib ""'--~~--r--...1.-__-'--__..L.-__-'--__-'--_--..JL-_----''---_--..J'---_--1

MgOCoO CuOSIOe

RF .J.-.-------..-------~"__y--.........__r_~---....._-~----"'~

Ensila --------

a : BRan géochimique en grammes pour 100 grammes de roche fraîche

10 50 100Ens \lb ïï---n-""--7----r~--.L----.L----L.------lL---...l------l----L--_l

Ensila

Enslb

Enslo

__~- Microcline

RF -'------"'------------------"~----..,;;;:,.-----'

b : Bilan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de roche fraîche

Figure 67 : BOan géochimique et minéralogique.

135

Dans l'ensemble Il, les pertes deviennent très Importantes, plus de 80% du total des éléments sontéliminés. Dans cet ensemble, le grenat est proportionnellement plus altéré que le quartz. Les éléments

libérés ne sont que très partiellement remobUIsés par la formation de chrysocolle et d'argile. Cetteimportante lixiviation entraine la formation d'une énorme porosité (> 70%).

Le cuivre qui est absent de la roche fraîche s'accumule sous forme de chrysocolle dès l'ensemblela. Dans l'ensemble lb, une partie du chrysocolle s'associe Intimement à la phase argileuse et fonne lesproduits d'accumulation argilomorphes. Cependant la quantité de chrysocolle et donc de cuivre resteconstante.

Entre l'ensemble lb et l'ensemble lia, le volume des phases secondaires reste sensiblement constant(20%). Mais dans l'ensemble lia, la proportion de la phase argileuse augmente aux dépens du chrysocollequi est alors entièrement associé aux produits argilomorphes. Il y a donc une perte de cuivre. Par contredans l'ensemble lib, le volume des phases secondaires diminue (16%) et s'accompagne d'uneaugmentation de la proportion de chrysocolle dont une partie s'individualise à nouveau. Il y a alors apportde cuivre. La forte diminution de la phase argileuse entre les ensembles lia et lib (-76%), indique ladéstabilisation de cette phase.

IV. DISCUSSION

A sta Blandina, le contexte lithologique est très différent de ceux des autres sites. On est enprésence d'un skarn à grenat, ce minéral formant 67% de la roche, dans lequel s'individualisent despoches de sulfures massifs à chalcopyrite et OOmite.

Par rapport aux altérations de schistes, l'altération du skarn se caractérise par /'importance des

phénomènes de dissolution et surtout l'apparition de faibles quantités de minéraux secondaires. La phaserésiduelle ne représente comme à SaloOO 3A qu'environ 5% du volume initial alors qu'elle est de 25% àChapada. Mais à sta Blandina, les phases secondaires ne correspondent qu'à 20% du volume initial alorsqu'elles sont respectivement à SaloOO 3A et Chapada de 45 et 30%. 1\ se forme donc à sta Blandina une

énorme porsité. qui dépasse 70% dans les horizons les plus altérés.

Dans ce site, des minéraux du cuivre s'individualisent: le chrysocolle et plus accessoirement lamalachite.

Le contexte lithologique particulier de sta Blandina est responsable de cette différence.

- La présence du karst qui amène rapidement les eaux météoriques en profondeur entralne dessolutions d'altérations très diluées, donc très lixiviantes, et peu favorables à la précipitation de phasessecondaires.

- La faible teneur en aluminium de la roche initiale ( 6%), liée à l'absence de phyllosilicates primaires,

entraine. contrairement aux autres sites, la formation de quantités moins importantes de phyllosilicatessecondaires (vermiculite, smectite, kaolinite)

- Le grenat et le quartz, qui représentent l'essentiel de la roche, sont comme à SaloOO 3A surtout

affectés par des phénomènes de dissolution. Il se forme alors un faciès à très forte porosité (pain d'épice).

- L'altération des poches à sulfures entraine la formation d'un chapeau de fer et la libérationd'Importantes quantité de cuivre.

136

- A la base, un certain confinement des solutions, du à la proximité de la roche fraiche et peut~treau filon de diabase, favorise la formation de smectite, Interstratlfié smectite-kaollnlte et de chrysocolle quiéplgénisent les minéraux primaires. Dans ce contexte, le fer n'est que très partiellement fixé par lasmectite.

- Dans le "pain d'épice", en sommet de profd, le chrysocolle et la smectite ne sont plus en équilibre,la kaolinite et la goethite s'individualisent

A la base du profil, à proximité du karst (pain d'épice lessivé), la lixiviation s'Intensifie, et la phaseargileuse est destabilisée au profit du chrysocolle. Ceci Implique des log[H4Si04] et log[A13+]/[H+]3Inférieurs aux conditions de stabUité des phyllosilicates et de la silice amorphe, mais des log[Q?+]/[H +]2et log[H4Si04] suffisamment élevés pour permettre la formation de chrysocolle sans toutefois que laténorite précipite. Creach (1988) montre que les solutions doivent alors satisfaire des conditions de stabilitétrès étroites :

-7,28~log[Cu2+ ]/[H+ ]2<7,5- -2,93 < log[H4Si04] ~ -2,71- 6,415<log[A13+]/[H+ ]3<6,635- 2,43 <O,5Iog[Fe3+]/[H+]3 + O,22Iog[Ca2+ ]/[H+ ]2<2,82

Les solutions sont enrichies par le cuivre libéré lors de l'altération des sulfures, mais également duchrysocolle des horizons sus-jacents, ce qui entraine des concentrations en cuivre élevées dans lessolutions. Lors de synthèses expérimentales de smectites cuprifères, Decarreau (1983) montre que lorsquele rapport molaire Cu/(Cu+Mg) est supérieur à 0,5 Il ya précipitation de chrysocolle; le cuivre ne rentreplus dans la structure de la smeetite. A sta Blandina, les importantes concentrations de cuivre dans lessolutions permettent, lorsque les conditions d'Eh (>0,2V), mais surtout de pH (>6) sont satisfaites (Serkieset al., 1966), la formation de phases cuprifères indépendantes. Par contre, dans les autres sites, laminéralisation disséminée, entraine des concentrations en cuivre plus faibles dans les solutions, laformation de phases cuprifères indépendantes est exceptionnelle, et le phénomène dominant est la fixationdu cuivre par les goethites (Chapada, Salooo 3A) ou les vermiculites (SaloOO 3A).

Plusieurs cas peuvent se présenter à sta Blandina:

- Dans les fissures de la roche fraîche, l'absence de silice en solution entraine la précipitation demalachite.

- Dans le premier stade de l'altération (ensemble la), les quartz s'altèrent plus rapidement que lesgrenats (respectivement -50% et -12%). La silice libérée forme, avec le cuivre de la solution d'altération, duchrysocolle.

- Dans les étapes suivantes, le grenat est à son tour fortement altéré. L'aluminium et la silice libérésvont avec le cuivre former les produits argilomorphes, mélange intime de smectite, Interstratlfié smectite­kaolinite et de chrysocolle.

IlIème PARTIE

L'ALTERATION SUPERGENEDE GISEMENTS DE CUIVRE AU

BRESIL

137

CHAPITRE VIII

L'EVOLUTION DES PROFILS D'ALTERATION AU BRESIL

1. L'INFLUENCE DE LA MINERALOGIE ET DE LA SmUCTURE DE LA ROCHE MERE

Comme on l'a w au cours de celte étude, les trois sites étudiés présentent des compositions

minéralogiques et des structures différentes qui Influencent la nature et la quantité des phases d'originesupergène.

A Chapada et à SaJooo 3A, la présence dans la roche mère de micas en quantité relativementimportante favorise la formation de phyllosilicates secondaires (venniculite, smectite, kaolinite) ; la gibbsiteégalement décrite, dans d'autres réglons, comme produit d'altération des micas (Blsdom et al., 1982) n'a

jamais été observée dans ces deux sites. La proportion plus importante de micas trioctaèdriques à SaJooo3A qu'à Chapada favorise dans le premier site la formation de plus grande quantité de vermiculite. Lesmicas blancs, présents à Chapada, sont plus résistants à l'altération. Ils ont tendance à évoluerdirectement vers la kaolinite.

Selon le type d'altération, les amphiboles s'altèrent en smectites si le milieu est confinant (Chapada,

Salobo 3A) ou en oxydes de fer si le milieu est lixiviant (SaJooo 3A).

A Salobo 3A, la roche mère se caractérise par la présence de minéraux très ferrifères. La quantité

d'oxydes de fer formée est plus importante que dans les autres sites.

Les grenats, rencontrés à SaJooo 3A et à sta Blandina, se caractérisent par des phénomènes de

dissolution. A SaloOO 3A, • s'agit d'almandin (F~ A/2 SI3 0 12). Son altération entraine la formation d'un

box-work goethitique. A sta Blandina, 67% de la roche mère sont formés par des grenats de la série

grossulaire-andradite «Fe,A/)2~ S~ 0 12). Dans ce site, ce minéral est également dissous et épigénisépar un assemblage de smectite, smectite-kaolinite et chrysocolle à très forte porosité. La proportion de

produits secondaires reste faible.

Dans ce dernier site, l'altération de poches à sulfures massifs en chapeaux de fer, entraine la

libération d'importante quantité de cuivre et donc de fortes concentrations dans les solutions, permettant la

précipitation du chrysocolle.

Les quartz, présents en quantité variable dans les trois sites, sont également affectés par des

phénomènes de dissolution. La silice libérée est en partie lixivlée ou participe à la formation de

phyllosilicates (SaloOO 3A, Chapada) ou de chrysocolle qui épigénise le quartz à sta Blandina.

Il LE ROLE DU DRAINAGE INTERNE

Les horizons d'altération des trois sites étudiés présentent des paragénèses d'origine supergène qui

sont caractéristiques de milieux à tendance lessivante (solutions à faible charge Ionique) ou au contraire

de milieux à tendance confinante (solutions à forte charge ionique). Quel que soit le site, on a w que les

deux types de milieu sont fonctionnels actuellement.

Dans les horizons de surface de Chapada, on passe latéralement d'un domaine lessivant dans le

profil de plateau à un domaine plus confinant dans les profils de pentes douces et de fonds de vallées.

138

- Dans le premier domaine, la kaolinite et la goethite constituent l'essentiel des phases secondaires.Le milieu devient très lixiviant en surface puisque la kaolinite est elle-même destablisée et éplgénisée par lagoethite. Il se forme une cuirasse ferrugineuse, essentiellement constituée de goethite alumineuse. Lacuirasse est elle même l'objet d'un démantèlement mécanique et chimique.

- Dans le second domaine, la smectite est la phase dominante; de la vermiculite et des interstratifiésphlogopite-vermiculite se forment également aux depens des reliques de micas. Dans les deux demiersmètres, des conditions plus lixiviantes entralnent la kaolinisation et la ferruginisatlon des horizonssmectitiques. L'abondance des lithoreliques, la présence de phlogopites et d'interstratifiés phlogopite­vermiculite montrent que cette altération se développe directement à partir d'une roche peu ou pas altérée.

Le rôle de la structure de la roche dans la nature du drainage est particulièrement Important àSalobo 3A La schistosité sub-verticale, perpendiculaire à la pente Implique un drainage vertical rapide,mais les joints de schistosité freinent le drainage latéral et ralentissent le renouvellement des solutions,créant un certain confinement. Ce phénomène de confinement est probablement accentué par uncolmatage de la porosité par des smectites résultant d'une phase d'altération ancienne.

Dans ce site, les deux types de milieux sont également présents:

- Dans la roche altérée cohérente, il se forme des interstratifiés biotite-vermiculite aux dépens de labiotite. Cette phase qui évolue à partir de l'altérite cohérente vers la kaolinlte semble être une étapenécessaire de l'altération des biotites.

- Par contre, dès la roche altérée cohérente. les grenats sont dissous et pseudomorphosés par lesoxydes de fer alors que les chlorites des fissures ne s'altérent en kaolinite que dans l'horizon sus-jacent. Lemilieu est confinant pour l'un (phyllosilicate) et lixiviant pour l'autre (grenat).

- Cette évolution s'accompagne d'une redistribution des éléments (Mg, Cu, Fe...) entre les différentsfaciès de la roche originelle.

A sta Blandina, l'importance des phénomènes de dissolution, accentuée par la présence d'unelentille de marbre karstifiée, entraine une énorme porosité dans les horizons d'altération du skam et doncun drainage très important. Cependant, à la base du profil, la proximité de la roche fraiche, mais peut-êtreégalement la présence d'un dyke de diabase à l'aval de la carrière, entrainent un certain confinement dessolutions. Elles sont alors saturées vis à vis du chrysocolle, de la smeetite et de la kaolinite ; ce dernierminéral forme avec la smectite un interstratifié régulier. Dans les gradins sus-jacents, chrysocolle etsmectite sont destabilisés, la kaolinite s'individualise, le drainage est plus intense.

III. L'INFLUENCE DU CUMAT ACniEL

Les trois sites qui se trouvent entre le tropique du Capricorne et l'équateur, sont sous l'influence declimats chauds et humides. Ce type de climats implique une altération lixiviante latéritique.

A Chapada, l'alternance d'une saison humide et d'une saison sèche bien marquée, est responsabled'un milieu lixiviant dans les profils de plateaux, et permet l'individualisation des oxydes de fer sous formede goethite-A1 et la fonnation d'une cuirasse ferrugineuse.

A SaloOO 3A, la saison sèche est moins bien marquée et le couvert végétal Important. L'environnement plus humide qu'à Chapada permet à la kaolinite et à la goethite (non alumineuse) decoexister.

139

A sta Blandina, H n'y a pas de saison sèche nette. Sous un tel climat, et compte tenu de la natureminéralogique de la roche mère, les phénomènes de dissolution dominent et les phases secondaires sontpeu importantes.

IV. L'EVOLUTION DANS LE TEMPS

On a vu que les paragénèses d'origine supergène caractéristiques de mUieu lixiviant ou confinantpeuvent se succéder dans l'espace. Mais ces paragénèses peuvent également se succéder dans le temps.

A Salobo 3A comme à Chapada, une phase d'altération smectitique ancienne a été mise enévidence.

Dans le gisement de Salobo 3A, on rencontre, à partir de l'altérite cohérente, des associations quiimpliquent des processus d'altération distincts. Ainsi, dans un même horizon, voire dans un mêmeéchantillon, les grunérites s'altérent en smectite ou sont dissoutes et Uy a formation d'un -box work" degoethite. On observe également dans les altérations de biotites les associations interstratifiébiotite/vermiculite-smectite-kaolinite et interstratiflé biotite/vermiculite-kaollnite. Ces dernières associationsmettent clairement en évidence l'antériorité de l'altération smectitique.

A Chapada, on note également une phase d'altération smectitique qui a précédé l'altérationlatéritique des profils de plateaux. En effet:

-l'horizon gris-vert, marque la transition progressive entre l'altération smectitique et kaolinitique

- la kaolinite est l'unique minéral supergène présent dans les fissures à la base de l'horizonsmectitique

- dans cet horizon smectitique on note la dissolution des quartz

- le cobalt est totalement Iixivié du profd avant l'apparition des oxydes de fer

- le toit et le plancher de l'horizon smectitique sont grossièrement parallèles à la surface du plateauet discordants par rapport à l'incision

- l'altération smectitique des pentes se développe à partir d'une roche peu ou pas altérée

-l'absence d'aluminium substitué dans les rares hématites rencontrées dans les profils de plateauxindique qu'elles sont antérieures à la déstabilisation de la kaolinite. Elles pourraient être les reliques d'unephase d'altération plus aride.

Ces observations indiquent, tant à Sal0b0 3A qu'à Chapada, que l'essentiel de l'actuel profilkaolinitique a été affecté au préalable par un altération smectitique qui n'est plus fonctionnelle, mêmesembie-t-il à la base du profil de Chapada. Dans ce site, l'altération latéritique n'a pas encore atteint la basede l'ancien profil. Le réhaussement du niveau de la nappe en est certainement la raison. A Salobo 3A,l'altération des grenats en goethite dès la roche altérée cohérente et l'absence de smectite dans cethorizon Indiquent que l'altération latéritique a rattrapé et probablement dépassé le niveau atteint parl'altération smectitique.

140

Dans le site de sta Blandina aucune trace d'une altération ancienne n'apparait. la lixiviation est tropintense pour que subsistent les reliques d'une précédente altération. Cependant dans la région Sud-Est duBrésil, des sédiments smectitiques s'accumulent dans des petits bassins cénozoïques. 1\ semble donc quecette région ait également été soumise à une phase d'altération smectitique.

L'altération smectitique ancienne affectait une grande épaisseur de roche (SOm à Salobo 3A) etsemble-t-U une vaste zone s'étendant, du sud au nord, sur plus de 2000 km. Ce type d'altération qui estcaractéristique d'un milieu moins Ilxlviant que le mUieu actuel (Tardy, 1969, Paquet, 1970, Bocquler, 1971,Nahon, 1976, Leprun, 1979) Indique dans la zone IntertropicaJe un climat plutôt aride. Le climat brésilienaurait donc évolué dans le temps de l'aride vers l'humide. Ces profils devaient-alors renfermer de grandsvolumes de roche Inaltérée comparable à ce que l'on observe à la base du profil de Chapada ouactuellement dans les zones arides du nord du ChUI.

Une telle évolution du climat au Brésil a déjà été proposée par Melfi et al. (1979-1980) lors de l'étudede l'altération des massifs ultrabaslques et Tardy et al. (1988) dans une étude comparative descompositions minéralogiques des cuirasses ferrugineuses et des bauxites d'Afrique et du Brésil. Lesreconstitutions paléoclimatiques de Parrish et al. (1982) Indiquent, dans l'hémisphère sud, une tendance àl'aridité dès le Mésozoïque.

Lors de cette phase smectitique, le fer n'est pas ImmobUisé sous forme d'oxydes et semble-t-il, esten partie éliminé. ce qui expliquerait les importantes pertes de fer observées actuellement dans les troissites.

L'abondance de goethite par rapport à l'hématite dans les trois sites étudiés, le faibledéveloppement des cuirasses à Chapada, sont certainement comme l'indiquent Tardy et al. (1988) lamarque d'une évolution du climat de l'aride vers l'humide et d'un climat actuel plus humide et froid quecelui de l'Afrique de l'ouest En effet, la masse continentale beaucoup plus faible dans l'hémisphère sudque dans le norel, entraine une remontée vers des latitudes plus faibles des masses d'air polaire et humidede l'Antarctique, les Andes canalisant ces masses. D'autre part, l'altitude moyenne du continent sudaméricain est plus élevée que celle de l'Afrique de l'ouest. Ceci entraine donc à latitude égale un climatplus froid et humide que dans l'hémisphère nord en Afrique de l'ouest (par ex. à 12°N, Pm = 1000­1200mm, Tm = 25-2r ; 1~S Pm = 1500-2000mm, Tm = 22-24°) qui favorise au Brésil la formation degoethite.

la datation des altérations étudiées est particulièrement délicate. Seul le site de Chapada a permis,à partir de données fragmentaires sur la composition des eaux de rivières drainant la région et sur l'âgedes différents cycles géomorphologiques, d'estimer l'âge des différentes phases d'altération. la phasesmectitique aurait commencée à la fin du cycle sud américain ( Miocène) et aurait été relayée par la phasekaolinitique au début du Pléistocène. Le cuirassement serait donc post début quaternaire. D'autre part lasédimentation smectitique dans les bassins cénozoïques de la région indique que cette altération étaitencore active à la fin du Tertiaire.

141

CHAPITRE IX

LE COMPORTEMENT DU CUIVRE

1. INTRODUCTION

la mobilité du cuivre sous l'action des eaux météoriques est un phénomène bien connu et décrit parles auteurs qui ont étudié la formation de sulfures secondaires (Emmons, 1917, Serkles etai., 1966,Thornberg, 1985), de chapeaux de fer (Thornberg, 1985, Goven, 1987) ou les minéralisations non sulfurées(Newberg, 1969, Koud, 1985, Brimhall, 1985, Wood et Garrels, 1985).

Woods et Garrels (1985, 1986) montrent que les minéraux supergènes du cuivre (carbonates,sulfates et oxydes) reaglssent rapidement aux variations de condition d'équilibre (quelques semaines).Cependant, dans des milieux relativement alcalins (pH>6), le cuivre est moins mobile et peut former desphases cuprifères. la malachite est le minéral qui est en équUibre avec la plupart des analyses de solutionsfournies dans la littérature.

Les conditions de stabilité des différentes formes de cuivre en fonction de l'Eh et du pH (Serkles etal., 1966, Garrels et Christ, 1967) montrent que dans les conditions généralement rencontrées en milieulatéritique le cuivre est sous la forme de cUl+. la formation de minéraux de cuivre dans de tellesconditions reste exceptionnelle et implique des conditions d'Eh, de pH et surtout d'actMté en Ct? + dansles solutions élevées.

Quel que soit le site étudié, le cuivre présente une mobilité plus ou moins importante. Après salibération du sulfure primaire, sa fIXation dans le profd dépend :

- de la nature et de la quantité des phases supergènes Qui se forment,

- de la capacité de ces phases à fIXer cet élément,

- des concentrations en cuivre dans les solutions d'altération.

- des concentrations en silice dans les solutions d'altération

Ces différents facteurs sont interdépendants et sont contrôlés par la nature et par la structure de la rochemère ainsi que par la nature de l'environnement géoclimatique.

Il.LES PHASES SUPERGENES CUPRIFERES

A. Les oxy-hydroxydes

1) Les oxydes de fer

A SaJobo 3A et à Chapada, les oxydes de fer, essentiellement formés de goethlte, présentent desteneurs en CuO comparables (1 à 2%) (tab.U et UI). Il n'a pas été possible de localiser précisément lecuivre dans ces minéraux ; adsorbé ou en substitution dans le réseau. La dernière hypothèse posecependant un problème de charge et de taUle du cation (cU2+ = 0,72, Fe3 + =O,64Â). D'autre part, l'effet

Jahn-Teller implique pour le cuivre une structure octaèdrique très déformée (Burns, 1970) qui semble peucompatible avec la structure de la goethite dont les octaèdres sont réguliers.

142

On a montré que le cuivre n'est pas fixé sous une forme échangeable.

1 plateaux 1 pentes

1 RAC 1 AB 1 AT 1CU 1 AC IAF 1 CUP

oxyde de fer -- 1 0,8 0,3 1,4 2,4 0,08

smectite 0,06 -- -- -- 0,04] 0,03] --

vermiculite0,2 0,08

-- -- -- -- 0,8 0,8 --

Tableau U : Teneurs moyennes en CuQ(%) dans les dlférents produits d'altération de Chapada RAC=

roche altérée cohérente, AB= argBe bariolée, AT= argUe tachetée, CU= cuirasse, AC=

a1térite cohérente, AF= altérite friable, CUP= cuirasse

1 RAC 1 AC+AF 1 ASE

oxyde de fer0'

861

1,75 0,75smectite 1,52vermiculite 8,60 6,71 6,65

Tableau UI : Teneurs moyennes en CuO(%) dans les différents prcx:luits d'altération de Sa/ooo 3A. RAC=roche altérée cohérente, AC= a1térite cohérente, AF = a1térite friable, ASE = a1térite àstructures effacées.

A SaloOO 3A comme à Chapada, le cuivre semble être lixivié des oxydes de fer sans qu'ü y aitnécessairement destruction de l'édifice de l'oxyde. En effet. dans l'aItérite à structure effacée du premier

site, on note une diminution des teneurs moyennes en CuQ, alors que le cuivre est, semble-t-i1, toujours

réparti de manière homogène dans les oxydes de fer. Dans le second site, les teneurs moyennes en CuOdes goethites de l'altérite de pente sont supérieures à celles des goethites de l'argUe bariolée où la

lixiviation des éléments est plus importante. Ces observations semblent indiquer que le cuivre serait

associé aux oxydes de fer sous une forme adsorbée.

A sta Blandina, les fortes teneurs en CuO (10 à 20%) et en Si02 (25 à 40%), observées dans les

produits d'altération ferrugineux des pyroxènes, Indiquent que le cuivre est essentiellement sous la fonne

de chrysocolle.

la fIXation du cuivre par les goethites reste limitée «quelques %) et n'est pas très effICace puisqu'ilest partiellement éliminé en sommet de promo

2) Les oxydes de manganèse

Les oxydes de manganèse, rencontrés dans les trois sites, présentent des teneurs en CuO élevées.jusqu'à 30% à sta Blandina. Identifiés comme de la cryptomélane, à Sa/oOO 3A, le cuivre peut se localiser

dans les tunnels, mais la possibilité d'une fixation dans la structure n'est pas écartée (Toledo-Groke, 1986).

Cette phase reste de toute façon accessoire.

143

B. Les phyllosilicates

1) Les smectites

A Chapada comme à SaJobo 3A, les smectites fixent le cuivre sous forme échangeable. En effet, lesvaleurs de cuivre échangeable d'une part sont très faibles ou nulles dans les échantillons sans smectite et

d'autre part, dans les horizons srnectïtiques, elles correspondent aux teneurs dosées dans les smectites(tab.U,UI et UII).

1 Chapada 1 Salobo 3A

1 RAC 1 AC lM 1 AB 1 ATI CU 1 AC IASE

CU ech. 153 140 109 14~71

12 1500 :::30% smec. 22,5 35,7 32,7 - - 9,18 -

Tppm 680 390 330 16300

Tableau LIli : Cu échangeable moyen (ppm), T = Cu échangeable pour 100g de smectite

Donc, contrairement à d'autres éléments (Ni, Zn) et à ce qui est observé expérimentalement(Decarreau, 1983, Hazen et Wone, 1972), dans le milieu naturel étudié ici, le cuivre ne rentre pas dansl'octaèdre des smectites, mals reste en position Interfollalre. D'autre part, le pourcentage de cuivre ainsifixé reste faible.

2) Les vermiculites

Les vermiculites fIXent de manière efficace le cuivre en position interfoliaire (lldefonse et al, 1985). Lecuivre ainsi fIXé semble insensible aux variations de lixiviation. Ainsi, à SaJobo 3A les interstratifiés micas­vermiculite présentent les mêmes teneurs (6%) dans l'aItérite et l'aItérite à structure effacée (tab.UI). On

note qu'à Chapada les teneurs des vermiculites sont inférieures ( 0,8%).

Le cuivre est donc efficacement fixé par les vermlculites. A SaJobo 3A, l'abondance de ces minérauxet leurs fortes teneurs en CuQ sont responsables de 70 à 80% des importantes teneurs en CuO deshorizons d'altération de ce site

C. Les minéraux du cuivre

1) Les sulfures

Les sulfures d'origine supergène sont identifiés à sta Blandina et à SaJobo 3A.

Dans le premier site, un fin liseré de chalcocite (Cu:zS) et de covellite (CuS) se développe auxdépens des sulfures primaires (chalcopyrite, CuFeS2• et bomite, Cu5FeS~. La réaction de cémentationreste limitée et est rapidement relayée par l'altération des sulfures en oxydes de fer.

A Salobo 3A, le phénomène de cémentation est mieux marqué. Dans l'horizon de transition (3md'épaisseur), la chalcocite a presque totalement remplacé la bomIte et la chalcopyrite. Il apparaît

également de la digénite (CugSS> et de la covellite. La chalcopyrite est le sulfure dominant en profondeur;

144

Uest progressivement remplacé par la bornite qui devient alors le principal sulfure au sommet de la rochefraiche. Il semble donc que la bomite puisse également avoir une origine supergène.

2) Le chrysocolle (CuaSia0 20(OH)a aH20)

le chrysocolle a été uniquement identifié à sta Blandina. 1\ se présente intimement associé à desphases argileuses sous forme de produits argilomorphes qui éplgénlsent grenats et quartz. 1\ apparaitcomme une phase bien individualisée dans le premier stade de l'altération où seul le quartz est altéré etdans les horizons lessivés de la base du prom où les phases argUeuses sont destabilisées.

3) La malachite (Cu2C03(OH)2)

La malachite. présente à Salobo 3A et sta Blandina, reste très accessoire. Elle apparalt. à la basedes profils, en remplissage de fissures millimétriques (sta Blandina, SaloOO 3A) ou en fin placage (mm) surles parois des vides du karst de sta Blandina. Elle recouvre alors fréquemment un cortex centimétrique dechrysocolle.

4) Les oxydes, les sulfates.

La cuprite (Cu20) à Salobo 3A et la brochantite (Cu4S04(OH)~ à sta Blandina sontexceptionnellemnt notées à proximité des zones à sulfures de cémentation.

1\1. L'INFLUENCE DU MIUEU

A. Les facteurs contrôlant le comportement du cuivre

Les résultats obtenus dans les trois sites étudiés permettent de mettre en évidence les principauxfacteurs qui contrôle le comportement du cuivre dans les altérations étudiées.

- La concentration du cuivre dans les solutions est le principal facteur. Celui-ci dépend :

+ de la nature de la minéralisation. Lorsqu'elle est constituée de sulfures massifs,d'Importantes quantités de cuivre sont rapidement libérées lors de l'altération ; ce n'est pas le cas d'uneminéralisation disséminée où le cuivre est libéré plus progressivement.

+ de la nature du milieu. Plus le milieu est confinant, plus la concentration du cuivre ensolution est élevée. De plus, un tel milieu favorise la formation de minéraux suceptibles de fixer de plusgrandes quantités de cuivre (vermlculite).

- le pH favorise la mobilité du cuivre lorsqu'il est bas, ou, au contraire, son immobilisation lorsqu'Udevient alcalin (>6). L'altération des sulfures entraine une baisse Importante du pH seulement lorsque lerapport métal/soufre est inférieur à 1. 1\ y a alors formation d'H2S04. C'est le cas lorsque la pyrite estabondante. Par contre, la présence de carbonate favorise une augmentation du pH.

- La concentration en sUice dans les solutions Joue également un rôle Important. Elle dépend de laminéralogie de la roche et de la nature de l'altération.

,-

145

B. L'interprétation des résultats

Plusieurs cas se présentent dans les trois sites étudiés.

(1) Les concentrations en cuivre dans les solutions sont basses, ne permettant pas la formation deminéraux du cuivre, et le pH est peu acide (5<pH<7). C'est le cas des horizons d'isaltérite de Sal0b0 3A etde Chapada. Selon l'ordre d'apparition des phases succeptibles de fixer le cuivre, son comportement estdifférent.

Ainsi, à Salobo 3A, les tenEUS en CuQ sont plus élevées dans les venniculites que dans les oxydesde fer. Dans la roche altérée cohérente. la venniculite se fonne d'abord et renfennent 80% du CuQ del'horizon ; les oxydes de fer apparaissent ultérieurement dans cet horizon. Dans les horizons sus-jacents,les teneurs moyennes des oxydes de fer augmentent et celles des venniculites diminuent (tab.UII). Eneffet. dans ces horizons, les oxydes de fer et une partie de la vermiculite se forment simultanément etpeuvent fIXer le cuivre. L'abondance de ces phases entraîne une faible perte du cuivre (tab.UV).

Chapada

plateaux 1 pente Salobo 3A

CU -87,9 -87,7 CU -89,3 ASEAT -88,8AB -87,6 -90,4 AF -30,2 AFABC -75,0 -83,8 ACHGV -55,8 -16,3 ACRAC -31,2 -49,9 RAC

Tableau UV : bilan du cuivre (en % par rapport à la roche fraîche) dans les horizons d'altération de Salobo3A et Chapada. CU =cuirasse. AT=argile tachetée, AB=argile bariolée, ABC=argilebariolée cohérente, HGV=horizon gris-vert, RAC=roche altérée cohérente, AF=altéritefriable, AC=altérile cohérente, ASE = altérite à structure effacée.

A Chapada, dans les protis de plateaux, la goethite est la seule phase apte à fixer le cuivre. Mals.d'une part la quantité de cuivre qui peut se fIXer sur la goethite est peu importante et d'autre part cettephase n'est pas très abondante (10%). Le cuivre est donc en grande partie éliminé (Tab.UV). Sur lespentes, contrairement à Salobo 3A, les venniculites présentent des teneurs plus faibles que les oxydes defer. Là où elles ont été observées, 1 semble que ce soit une phase transitoire qui affecte des reliques dephlogopites alors que le cuivre est déjà fIXé sur les oxydes de fer ou éliminé du profil.

En sommet de profd, dans l'allatérite et dans la cuirasse, une baisse du pH et une lixiviation plusintense, entrainent la destabilisation des phases porteuses (venniculite. goethite) et la migration du cuivre.1\ est possible qu'il soit en partie recyclé, vers les horizons sous-jacents à SaloOO 3A. ou les pentes àChapada Oes teneurs des goethites des horizons de pentes sont supérieures à celles des horizons deplateaux).

(2) Les concentrations en cuivre et en silice dans les solutions sont élevées et le pH est alcalin. C'estle cas rencontré à sta Blandina. Le cuivre s'exprime alors sous la fonne de chrysocolle. 1\ est Intimementassocié à des phases argileuses lorsque la libération d'aluminium des grenats permet leur fonnatlon. 1\s'individualise lorsque seul le quartz est dissous (premier stade de l'altération) ou lorsque les phases

146

argileuses sont destabilisées (dans la zone lessivée en bordure du karst). Dans ce cas, L'apport de cuivredes horizons sus-jacents permet la stabilité du chrysocolle aux dépens de l'argile.

(3) La concentration en cuivre est élevée et celle en silice est basse. Trois cas se présentent:

- au début de l'altération, lorsque le potentiel d'oxydo-réduetion est bas (Eh <O,2V), les solutionsenrichies en cuivre provenant des horizons sus-Jacents réagissent avec les sulfures primaires. Il y a alors,comme à SaloOO 3A et sta Blandina, formation de sulfures secondaires.

- dans le système fissurai des horizons profonds de ces deux sites. le mUieu devient plus oxydant, lapC02 est suffisamment élevée, Uy a formation de malachite

- dans le karst de sta Blandina, la pC02 élevée et la lixiviation de la silice du chrysocolle, permettentla formation de malachite

Dans les autres régions du monde, on remarque que les gisements qui donnent lieu à desaccumulations notables de minéraux supergènes de cuivre sont:

- ou situés dans des régions arides (Chili) (Gustafson et Hunt, 1975, Ambrus, 19n, Pelissonnier,1979) où le cuivre est concentré dans les solutions

- ou associés à des formations carbonatées (Congo, Katanga, zambie) (Schwellnus, 1961,Pelissonnier, 1972, Fleischer et al., 1976, Koud, 1985) qui entrainent une certaine alcalinité du milieu.

IV. LES APPUCATIONS POSSIBLES DE CETTE ETUDE

Mon propos n'est pas de proposer des solutions ou des méthodes au praticien de la prospection oude l'exploitation de gisement. Il s'agit simplement, à partir des résultats acquis sur l'évolution des profils

d'altération et le comportement du cuivre, d'orienter de possibles applications de ces résultats.

A. La prospection géochimique

Lors de la prospection géochimique, on recherche la signature de la roche mère sous-jacente dansl'analyse des matériaux de surface et principalement des sols. Comme on l'a vu, lorsque l'altération

latéritique est intense (Chapada), l'empreinte géochimique de la minéralisation originelle est très fortement

estompée en surface. Il est alors Intéressant d'amplifier ce signal par un ou des traitements (physique,chimique) qui soient faciles à mettre en oeuvre dans le cadre d'une campagne de prospection. Par contre,dans des contextes particuliers (SaloOO 3A, sta Blandina) cette Image est encore bien marquée; elle peuttoutefois être encore améliorée.

A sta Blandina, dans les horizons de surface et dans les sols, les teneurs en CuO sont encoreélevées (1 à 5%). Le cuivre se trolNe essentiellement sous la forme de fines particules de chrysocolle(<O,5IL). Les teneurs en CuO des fractions <2It sont 3 à 4 fois supérieures à celles de la roche totale. Donc,l'analyse de fractions granulométrlques fines devrait permettre une nette amélioration du contrastegéochimique.

A Sal0b0 3A et à Chapada, dans les horizons de surface et dans les sols, le cuivre est

essentiellement associé aux oxydes de fer.

147

A Chapada, si l'on note une dissociation entre le fer et le cuivre dans la cuirasse et dans le sol, lesteneurs les plus élevées en cuivre sont toujours associées aux oxydes de fer. Dans les sols sur cuirasse,les oxydes de fer sont naturellement concentrés dans les nodules de démantèlement de la cuirasse. Parconséquent, l'analyse de la fraction granulométrique >1mm (tab.LV) devrait permettre d'améliorer l'Imagegéochimique. Des résultats semblabl~ sont obtenus par Zeegers et Leprun (1979) en Afrique et Smith et

Perdix (1983) en Australie. Mais à Chapada, et probablement dans d'autres régions partlellementrecouvertes par une cuirasse, les nodules rencontrés sur les pentes sont certainement allochtones ; Dansce cas l'analyse d'une fraction granulométrique plus fine sera plus représentative du substrat (parisot et al.à para'ilre). L'analyse de fractions paramagnétiques (WUheim et al., 1978) ou de solutions d'extractionssélectives des oxydes de fer (Wamant et al., 1981) peut alors être recommandée.

1 Sols sur cuirasse 1 Sols d'incisions de plateaux

>1ml 1125 1050 1025

1910 1158 833

<105p 573 605 503 1295 1444 1030Roche totale 375 540 450 1 525 880 790

Tableau LV: Variation des teneurs en CuO (ppm) dans quelques sols de Chapada

A SaloOO 3A, il n'y a pas formation de nodules ferrugineux. Les oxydes de fer sont enrichis dans lafraction <4. Cependant, les interstratifiés biotite-vermiculite et les vermiculites sont encore abondantsdans les fractions granulométriques comprises entre 250 et 62 Il. Donc, les teneurs en CuO de cesfractions sont supérieures à celles de fractions plus fines (tab.LVI). Les teneurs les plus élevées sontrencontrées dans les fractions paramagnétiques particulièrement enrichies en biotite et biotite-venniculite.

PI <2A==O,5

r-62162-1051 105-250 1250-5001 >500

d<2,8 1 d>2,8NA 1 A NA 1 A Iroche

totale

cua 11,901 2,051 3,96%P 25,4 22,7 10,2 1

0, 17 1 7,601 0, 75 1 8, 72 1 4,53 1 3,867,0 3,0 0,3 1,7 Il,4 18,3 1 3,71

Tableau LVI: Répartition des teneurs en CuO (%) dans les fractions granulométriques, densimétriques et

magnétiques d'un échantillon prélevé à 60 cm de la surface.

Mais, à Salobo 3A, la formation de vermiculite, et son maintien jusqu'à la surface est le résultat d'uncontexte géologique très particulier. Dans le contexte général amazonien, Hsemble préférable d'analyser

les fractions enrichies en oxydes de fer, au besoin en appliquant les traitements proposés par Wdhelm etal. (1978) ou Wamant et al. (1981) qui d'aRleurs, sur des fractions granulomètriques > l00ll. privilégientégalement l'extraction du CuO de la phase vermiculite.

B. La traitement du minerai

A Salobo 3A, les horizons d'altération représentent un minerai potentiel estimé à 10 mnllons de

tonnes à 0,n% de Cu. La mise en oeuvre d'une technique d'extraction adaptée à ce minerai se heurtait

jusqu'à présent à la localisation et à la quantification des phases cuprifères.

148

Les bilans géochimlques et minéralogiques montrent que l'essentiel du CuO (70 à 80%) est associéaux phyllosilicates d'altération (biotite-vermiculite, vermlculite). On a vu également que si le cuivre étaitefficacement retenu par ces phases, elles étaient facUement mises en solution, en particulier par le réactifoxalique. Ceci explique les résultats obtenus par Velga et Shorsher (1982) et Velga (1983) (qui considèrentque 80% du cuivre sont associés aux oxydes hydroxydes de fer). lors de l'attaque de ce minerai par del'HCl O,3M, après 8 extractions successives, d'une heure chacune, Us extraient 30% du Cu, 3% du Fe, 9%

du Mg à~ et 75% du Cu, 20% du Fe, 39% du Mg à SO"C. l'efficacité de ce traitement pourraitprobablement être améliorée si une fraction enrichie en phyllosOicates (par exemple par tamisage) étaitutilisée.

CONCLUSIONS GENERALES

149

Les trois indices de cuivre étudiés se répartissent sur plus de 2000 km, entre 5° et 24° de latitudesud. Ils sont sous l'influence de climats chauds et humides. La principale différence climatiqueconcerne la saison sèche: bien marquée à Chapada-Grande, elle est moins nette à Salooo 3A au nordet très peu marquée à sta Blandina au sud. L'altération supergène de ces trois Indices de cuivreprésente un certain nombre de convergences mals également des divergences. Les premières sontdues à la nature de l'altération, les secondes dépendent du contexte géologique (structure, lithologie).

Les convergences:

- Dans tous les sites, on observe une lithodépendance de tous les horizons d'altération, ycompris de la cuirasse à Chapada, et une évolution progressive de la roche fraîche Jusqu'aux horizonsde surface.

- Deux paragénèses d'origine supergène sont mises en évidence. La première caractérisée par laprésence de smectite indique un milieu plutôt confinant, la seconde à kaollnlte et goethite, Indique unmilieu lixiviant. Ces deux types d'altération se succédent dans le temps (Chapada, SaloOO 3A) et dansl'espace (Chapada, sta Blandina). Dans tous les cas la phase d'altération smectitique précédel'altération kaolinitique et la ferruginlsation. La présence d'une phase d'altération smectitique ancienneantérieure à la kaolinisation indique qu'au Brésille climat a évolué de l'aride vers l'humide.

- Cette succession de conditions d'altération différentes entraine une forte mobilité de tous leséléments.

+ Les plus mobiles sont évidemment les alcalins (1<, Ca, Na) qui sont rapidementéliminés quel que soit le type d'altération. Le potassium est cependant moins lixivié lors de laphase d'altération smeetitique. En effet, d'une part, Uest partiellement retenu par les smeetites,d'autre part on a constaté que les micas blancs et les chlorites (qui parfois renferment dupotassium) étaient moins sensibles à ce type d'altération.

+ la silice et, dans une moindre mesure, l'aluminium sont également partiellementéliminés. Cette lixiviation est surtout le fait de la phase d'altération plus lixlviante.

+ Le cuivre et le magnésium migrent et peuvent s'accumuler, lorsque le milieu estplutôt confinant, dans les produits d'altération de faciès originellement défICitaires en ceséléments. A sta Blandina, le cuivre issu de l'altération des poches à sulfures forme duchrysocolle dans les faciès d'altération du skam à grenat, à SaloOO 3A, le cuivre et lemagnésium Issus respectivement des faciès à sulfures et à amphiboles, participent à laformation de vermiculite dans Jes faciès à biotite, et à Chapada Grande, le magnésium,s'accumule dans l'horizon smectitique de la base du profil. Lorsque l'altération devient pluslixiviante, ces deux éléments sont éliminés.

+ Le fer est en partie éliminé au cours de J'altération smeetitlque, par contre lors de

la phase d'altération kaolinitique. 1est fixé sous forme de goethite. Cet oxyde est dans les trois

150

sites étudiés la phase ferrlfère dominante. A Chapada comme à SaJobo 3A, la goethite fixe unepartie du cuivre libéré par l'altération des sulfures.

Les convergences sont surtout le fait d'une histoire (climatique) commune des altérationsétudiées

Les divergences:

- Le contexte lithologique Joue un rôle fondamental à sta Blandina. On est en présence d'unskarn formé principalement de grenats (67'" en poids) de quartz et de diopside. Dans ce faciès, lessulfures forment des poches et fDons à chalcopyrite et bomite massives. et au sein du skam une lentillede marbre, résiduelle, est encore présente. Lors de l'altération météorique, le grenat et le quartz sontessentiellement affectés par des phénomènes de dissolution, tandis que les poches à sulfures formentdes "chapeaux de fer". D'importantes quantités de sUice et de cuivre sont ainsi libérées. La dissolutiondu marbre contribue probablement à tamponner le pH du milieu. Des valeurs élevées de log[H4Si04](entre -2,93 et -2,71), et de log[cif+JI[H+]2 (entre 7,28 et 7,5) entrainent, dans les zones les plusconfinées, des conditions géochimiques favorables à la formation de chrysocolle. Il ya accumulationdu cuivre dans un faciès originellement stérile. La composition minéralogique du skam est égalementresponsable du développement d'une énorme porosité (>75%) et de la faible proportion de produitssecondaires. Ceux-ci, smectite et interstratifié kaolinite-smectite, sont intimement associés auchrysocolle et forment des produits d'aspects argDomorphe qui épigénlsent grenat et quartz.

- Le contexte structural particulier de SaloOO 3A, où la schistoslté est perpendiculaire à la pente,est responsable d'un ralentissement du drainage latéral. Les solutions percolantes sont plus chargées,notamment en Mg et Cu, que dans un milieu bien drainé, ce qui entraine la formation de vermiculitecuprifère aux dépens de la biotite. La vermiculite renferme l'essentiel du stock de cuivre des horizons àstructures conservées. Dans le manteau d'altération, d'une part, le cuivre est redistribué entre leshorizons d'altération des différents faciès de la roche mère, et, d'autre part, le stock initial de cuivre estpresque totalement conservé.

- Le gisement de Chapada Grande représente un cas plus "normal" d'altération de schistes auBrésil. L'altération smectitique qui a certainement affecté l'ensemble du profil actuel, lors d'une phased'altération ancienne, est encore fonctionnelle sur le bas des pentes. Elle est suivie d'une altérationferrallitique plus lixlviante qui aboutit à la formation d'une cuirasse ferrugineuse. Le fer s'accumule,verticalement en épigénisant la kaolinite dans la cuirasse de plateau, mais aussi latéralement dans lacuirasse de pente douce où Uéplgénlse aussi probablement la smectite. Il se forme alors de la goethitealumineuse.

A Chapada, aucun piège géochimlgue efficace n'a oennis la fixation du stock Initia! de cuivre.Seule la goethite retient, certainement sous une forme adsorbée, une faible proportion du cuivre de laroche mère ( 10%). Cependant, dans les horizons de surface, cuirasse et argUe tachetée, on observeune dissociation entre le fer et le cuivre qui, semble-t-U, forme une phase cuprifère Indépendante.

Les divergences ont une origine essentiellement structurale et/oupétrologique.

Comme U est de règle en métallogénie, les accumulations supergènes de cuivre qui peuventprésenter un intérêt économique se forment dans des contextes particuliers. De telles accumulations ne

sont pas le privilège unique des régions arides, ou, en mUieu latéritique, des formations carbonatées,

151

qui permettent la formation de minéraux spécifiques du cuivre (carbonates, silicates...). La présence, aumoins transitoire, de silicates de transformation comme la vermlcullte. dans les profils latéritiquesdéveloppés dans des conditions lithologiques et structurales particulières, représente une autre formede piégeage supergène du cuivre qui peut atteindre le stade économique.

Lorsque les conditions ne sont pas remplies pour permettre la fixation d'une grande partie dustock initial de cuivre sous la forme de minéraux secondaires spécifiquement cuprifères (sulfures de lazone de cémentation, chrysocolle, malachite) ou de phyllosDlcates à grande capacité d'adsorption(vermiculite). les oxydes de fer sont. en milieu latéritique, la phase qui conserve le mieux la mémoired'une éventuelle minéralisation cuprifère du substrat.

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165

USTE DES FIGURES

Figure 1 Carte géologique simplifiée du Brésil (d'après~cho~~enhaus et al. 1984) et localisation des sitesetudles. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2

Figure 2 : Répartition schématique des principaux domaines bio­climatiques du Brésil (Melfi et al., 1979) ••••••••••..•• 5

Figure 3 : Carte géologique de la région de Chapada (Machado,1981) . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Figure 4 : Géomorphologie de la zone minéralisée. Localisationde la toposéquence...................................... Il

tranchées .

Figure 5Chapada.

Coupe schématiqueReconstitution à

des horizons d'altérationpartir de puits, sondages

deet

12

Figure 6 : Organisation microscopique de l'horizon roche altéréecohérente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 20

Figure 7 Position des amphiboles dans le diagrammeMg/(Mg+Fe2+)-Si (Leake, 1978) .••.••••.••••••••••••...... 21

Figure 8 : Position des phlogopites e~ de leurs produitsd'altération dans le triangle Mg-AI-Fe + ••••••••••...•.• 22

Figure 9 : Diffractogrammes de rayons X de la fraction <2~ de laroche altérée cohérente 25

Figure 10 Position du plasma argileux de la roche altéréecohérente dans le diagramme K+Na/occupationoctaèdrique 26

Figure 11 Position du plasma argileux de la roche altérée

dC<:>hérente da3ns j a:2 le diagramme Si02-A1203- Fe20 3 ' b: 17e

lagramme MR. -2R -3R .••...•..•....••.••••••••••••..•... 2

Figure 12 : Organisation microscopique de l'horizon gris-vert. aAltération des hornblendes. b Altération des

sul fures. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 31

Figure 13 : position du plasma argileux de l'horizon gris-vertdans le diagramme Si02-AI203-Fe203 •••••••••.••••••.•.••• 33

Figure 14 : Organisation microscopique de l'argile bariolée •• 34

Figure 15 : Position des produits d'altération de l'argilebariolée dans le diagramme Si02-AI203-Fe2o3 ••••••••••••• 35

Figure 16 : Organisation microscopique de l'argile tachetée •• 37

Figure 17 : position des produits d'altération de l'argiletachetée dans le diagramme Si02-AI203-Fe2o3 ••••••••••••• 38

plateaux .Figure 18 ..

166

Organisation microscopique de la cuirasse de39

Figure 19 : Position des produits d'altération de la cuirasse deplateaux dans le diagramme Si02-Al203-Fe2o3 ••.••••.••.•• 40

pE!Jlte •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••Figure 20 Organisation microscopique de l'altérite de

41

Figure 21 : Position des produits d'altération de l'altérite depente dans le diagramme Sio2-Al203-Fe2o3 ••••.••.••••.•.• 42

Figure 22: Organisation microscopique de llhorizon detransition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 43

Figure 23 : Organisation microscopique de la cuirasse de pentedouce. . • • • • • • • • • • • • • • • . • • • • • • • . • • . • . • • • • • • • • • • • • • • • . • • •• 43

Figure 24 : position des produits d1altération de l'horizon detransition dans le diagramme Sio2-Al203-Fe203 ...•••..•.. 44

Figure 25 : Position des produits d'altération de la cuirasse depente douce dans le diagramme Sio2-Al203-Fe2o3 .••.•.•..• 44

Chapada ••••••••••••••••••••.•.••••..•.•.••••••••••••.•••Figure 26 Evolution minéralogique de la toposéquence de

46

Figure 27 : Domaine de stabilité de l'Al-goethite et l'Al­hématite en fonction de l'activité de l'eau et de la teneuren Al 20 3 dans le système Al203-Fe2o3-H2o. (Tardy et Nahon,1985) 48

Figure 28 : Pertes et gains relatifs des éléments traces dansles profils de plateaux 53

Figure 29 : Pertes et gains absolus en éléments traces dans lesprofils de plateaux 57

Figure 30 Bilan géochimique en grammes pour 100 grammes deroche fraîche 60

Figure 31 Bilan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de rochefraîche. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 60

figure 32 : Pertes et gains relatifs en éléments traces dans lesprofils de pentes douces .•••.••••••••••••••••••.••.•.••. 64

Figure 33 : Pertes et gains absolus en éléments traces dans lesprofils de pentes douces •.••.•.•.•••••.•••••••••••.•••.• 66

Figure 34 Bilan géochimique en grammes pour 100 grammes deroche fra i che. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 69

Figure 35 Bilan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de rochefraîche. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 69

Figure 36 Distribution des teneurs en CUO (ppm) dans latoposéquence de Chapada •••.••.•.••.••••••••••••..•.••.•• 72

167

Figure 37 : Distribution du CUO (%) dans une phlogopite peu oupas altérée............................................. 73

Figure 38 : Distribution des teneurs en cuo (%) dans la plasmad'altération d'un plagioclase•••••••••.•••••••••••••••.• 73

Figure 39 : Corrélation Fe203-cuo dans les produits d'altérationdes différents horizons d'altération de Chapada ••••••••. 74

Figure 40 : Distribution des analyses du plasmaargiloferrugineux de l'argile tachetée (a) et de lacuirasse (b) dans le triangle Al20 3 total-Al203 kaolinite/Fe20 J/ lOO*CuO.......................................... 76

Figure 41 : Distribution du Fe20 3 , A120 3 , CUO dans les produitsd'altération de l'altérite cohérente •••••.•••••••••••.•• 77

Figure 42 : Corrélation Fe20 -cuo dans les produits d'altérationdes horizons de pentes ~ouces•••.••••••••••••••••••••••• 78

Figure 43 : Distribution du Fe20 3 , A1 20 3 , CuO dans les fractionsgranulométriques des horizons de plateaux••••••..••••••• 82

Figure 44 : Distribution du Fe203 , A1 20 3 , CUO dans les fractionsgranulométriques des horizons de pentes douces ••••..•.•• 83

Figure 45 : Courbes cumulatives de Fe203 et CuQ extraits par leréactif oxalique sous uv 86

Figure 46 : Courbes cumulatives du Fe20 3 et du CUO extraits parle réactif oxalique sous uv 87

Figure 47 : Pourcentage cumulé du Fe 03 total extrait enfonction du pourcentage cumulé du <?uo total extrait dansles horizons de plateaux 88

Figure 48 : courbes cumulatives du Fe20 3 et du CuO extrait parle réactif oxalique..................................... 89

Figure 49 : Pourcentage cumulé du Fe20 3 total extrait enfonction du pourcentage cumulé du Cuo total extrait dansles horizons de pentes douces .•...••••••.•••.....••••..• 90

Figure 50 : Pourcentage cumulé du Al 0 3 total extrait enfonction du pourcentage cumulé du <?uo total extrait dansles horizons de pentes douces .••..••.•.••..••...•••••••. 90

Chapada .Figure 51 Schéma de l'évolution de la toposéquence de

94

Figure 52 : Carte géologique de la région de Carajâs (Cordani etal., 1984).............................................. 97

Figure 53 : Coupe schématique du gisement de Salobo 3A(complétée d'après Farias et Saueresig, 1982) ••••••••••• 100

168

Figure 54 : Distribution des produits d'altération desgrunérites dans le diagramme Sio2-A1203-Fe2o3 •.••.••..•. 103

Figure 55 .. Représentation schématique de l'altération desgrenats 104

Figure 56 : Distribution des produits d'altération des biotitesdans le diagramme Sio2-A1203-Fe2o3 ••••••••••••••.•••.••• 106

Figure 57 : Distribution des analyses du plasma argiloferrugineux dans le diagramme Sio2-A1203-Fe203 •••..••.•• 109

Figure 58 : Evolution des différents horizons d'altération dansles diagrammes MgO-K20 •••••••.••.••••••••••••••••••.••.• 111

Figure 59 : Bilan géochimique et minéralogique. a: Bilangéochimique en grammes pour 100 grammes de roche fraîche.b: Bilan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de rochefraîche 114

Figure 60 : corrélation Fe20 3-cuo dans les produits d'altérationferrugineux des amphinoles et des grenats •••••••..••..•• 115

Figure 61 : ORX d'une fraction 105-250~ avant et aprèsextraction par le réactif oxalique sous UV•••••.••.••.•• 117

Figure 62 : Distribution des teneurs en CUQ dans les diagrammesMgO- K2o. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

Figure 63t

: Carte géologique schématique de l'indice de cuivrede S a Blandina 123

Figure 64 : Représentation schématique du parement du gradin 1de la carrière 127

Figure 65 Distribution des analyses moyennes des produitsd'accumulation cuprifère dans les diagrammes Si02­A1 203+Fe2o 3-cuO et A1 20 3-euo-Fe2o 3••••••••••.•...•.....• 130

Figure 66 : Cristallisation de chrysocolle en bordure d'un videaux dépens du produit argilomorphe•••••••••.•••.••..•..• 131

Figure 67 : Bilan géochimique et minéralogique. a : Bilangéochimique en grammes pour 100 grammes de roche fraîche. b: Bilan minéralogique en cm3 pour 100 cm3 de rochefraiche 134

169

USTE DES TABLEAUX

Tableau l : Les cycles tectoniques du Brésil (Almeida et Hasui,1984) • • • . • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • . • . • . • • . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

Tableau II Cycles géomorphologiques du Brésil (Braun,1970) . . . . . . . . . . . .. .. .. ... . .. .... . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

Tableau III :représentées

Caractéristiques bio-climatiques des régionssur la figure 1.............................. 6

remplacement .

Tableau IV :microsonde

Moyennes et écarts-typesde calcites et de

desleur

analyses àproduit

lade

19

Tableau V : Moyennes et écarts-types des analyses à lamicrosonde des plagioclases et de leur produitd'altération. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 20

Tableau VI :microsonde

Moyennesdes

et écarts-typesamphiboles et

desde

analyses à laleur produit

d'altération. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 21

Tableau VII : Moyennes et écarts-types des analyses microsondedes phlogopites et de leur produit d·altération 21

Tableau VIII : Analyses microsonde de phlogopites à différentsdegrés d' altération. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 23

Tableau IX : Moyenne et écart-type des analyses à la microsondedu plasma argileux de l'horizon roche altérée cohérente. 26

Tableau X Différences (a-b) entre les teneurs en % desproduits d'altération des minéraux primaires 28

Tableau XI : Bilan de l'altération minéral par minéral 29

Tableau XII : Moyennes des analyses isovolume. Sont indiquéesles différences significatives au seuil de 2% .......•.•• 30

Tableau XIII : Analyses microchimiques de phlogopites etd •amphiboles, et de leurs produits d'altération ens'éloignant du minéral sain.•..•.•••......•.•••.•••••.•• 32

Tableau XIV: Analyses microchimiques des liserés bruns ••.••• 32

Tableau XV : Moyennes et écarts-types des analyses de smectitedes horizons d'altérite de pentes ••••••••••••••••••••••• 42

170

Tableau XVI : Moyennes et écarts-types des analyses chimiquesd'un profil vertical de plateaux•••••••••••••••••••••••• 51

Tableau XVII : Pertes et gains relatifs par rapport à la rochemère (tia-tio)/tiO•...•.......•.•...........•........... 52

Tableau XVIII: Matrice de corrélation interéléments ....•.•.• 55

Tableau XIX : Pourcentages moyens de gains et de pertes dans leshorizons de plateaux par rapport à la roche fraiche. Calculà volume constant....................................... 56

Tableau XX : Calcul de l'épaisseur de roche fraiche pour formerle profil de plateaux.............•..................... 62

Tableau XXI : Moyennes et écarts-types des analyses chimiquespondérales de pentes douces ...............•............. 63

Tableau XXII : Pertes et gains relatifs par rapport à la rochemere. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 65

Tableau XXIII Pourcentage de pertes et de gains dans lesprofils de pentes douces 67

Tableau XXIV : Pourcentage de gains et de pertes dans un profilde fonds de vallée 67

Tableau XXV : Analyses d'un même grain de phlogopite altérée .. 77

Tableau XXVI Corrélations Fe20 3-Cuo dans les différentshorizons de la toposéquence de Chapada ...•............. 79

Tableau XXVII Teneurs en Fe20 3 (t), Al20 3 (t), CuO (ppm) etcomposition granulométrique (tP) des horizons de surfacedes profils de plateaux.............•.•................ 81

Tableau XXVIII: Teneurs en Fe20 3 (t), Al20 3 (t), CUO (ppm) etcomposition granulométrique (tP) des horizons de surfacedes profils de pentes douces ..•..•..•...•..••...•....•• 81

Tableau XXIX Séparations densimétriques et magnétiques ...•. 84

Tableau XXX :BaCl2 dans

Teneurs moyennes des cations échangeables avecles fractions <2,."............................ 85

Tableau XXXI Capacité d'échange moyenne de la fraction <2p.pour le cuivre 85

Tableau XXXII : Teneurs moyennes des phases cuprifères dans leshorizons de surface ...............•..................... 9

171

Tableau XXXIII : Analyses microchimiques des amphiboles et deleurs produits d'altération••••••••••••••••••••••••••••• 102

dl altération 104Tableau XXXIV

produits·· Analyses microchimiques du grenat et de ses

Tableau XXXV : Exemples d'analyses microchimiques des biotiteset de leurs produits d'altération (Toledo-Groke, 1986) •• 105

Tableau XXXVI ·· microanalyses des produits de remplissage defissures 108

Tableau XXXVII : Analyses pondérales des horizons d'altérationde Carajas 110

Tableau XXXVIII : Pourcentage de gains et de pertes relatif parrapport à la roche mère 111

Tableau XXXIX : Bilan géochimique. Pourcentage de pertes et degains à volume constant••..•.....•.....................• 113

Tableau XL : Bilan du cuivre minéral par minéral. Poids de CuQ(g) dans chaque phase minérale pour 100 g de roche ..•••• 118

Tableau XLI : Différences (b-a) des teneurs en CuQ (t) entre lesfaciès de la roche fraîche .................•..•••••..•.. 118

Tableau XLII : Pourcentage de gains et pertes en CuQ entre lesdifférents horizons d'altération pris deux à deux ••••••• 118

Tableau XLIII : Différences entre les teneurs en CuQ d'un profilamont, A, et deux profils aval, B et G2 ...............•• 120

Tableau XLIV : Composition chimique moyenne et formulestructurale des grenats dans les deux premiers gradins(Creach, 1988) 124

Tableau XLV Composition chimique moyenne et formulestructurale des pyroxènes dans les deux premiers gradins(Creach, 1988) 125

Tableau XLVIselon les

Analysesminéraux

chimiques moyennespseudomorphosés et

desleur

chrysocolleslocalisation

(Creach, 1988) 128

Tableau XLVII : Analyses chimiques des argilomorphes et duchrysocolle de la figure 66 (Creach, 1988) .......••••••• 132

Tableau XLVIII .. Analyses chimiques moyennes des différentsensembles d' altération 132

172

Tableau XLIX : Moyennes et écarts-types des analyses chimiquesdes poches à sulfures et des chapeaux de fer ••••••..•.•• 133

Tableau L : bilan isovolume des poches à sulfures••........•. 133

Tableau LI : Teneurs moyennes en CuO(%) dans les différentsproduits d'altération de Chapada•••••.••.••..••........• 142

Tableau LII : Teneurs moyennes en CUO(%) dans les différentsproduits d'altération de Salobo 3A••••••••.•..........•. 142

et Salobo 3A 143

bilan du cuivre (en % par rapport à la rochedans les horizons d'altération de Salobo 3A et

Tableau LIlIChapada

Tableau LIVfraîche)

..

.. Cu échangeable moyen dans les smectites de

Chapada ................•................................ 145

Tableau LV : Variation des teneurs en CuO (ppm) dans quelquessol s de Chapada .......•...••.•..•.••.....•.......•...... 147

Tableau LVI : Répartition des teneurs en CuO (%) dans lesfractions granulométriques, densimétriques et magnétiquesd'un échantillon prélevé à 60 cm de la surface 147

179

TABLE DES MATIERES

Somm.aira. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . l'

Avant-propos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. l'I

Résumé ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• XXI'

Abstract. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. xv

Resumo. • . • • • • • • • • . . • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • V

INTRODUCTION

1114456677777

NATUREL.contexte géologique •••contexte géographique.

La géomorphologie •••••••

1. "LE BUT ••••••••••.••II. LE MILIEU

A. LeB. Le

1)2) Le climat •••••••••

C. Localisation des zones étudiées ..III. "LES METHODES ••.•.•••

A. Le terrain .•B. Le laboratoire ••

L'analyse pétrologique.L'analyse géochimique ••.Le traitement des résultats •.

PREMIERE PARTIEL'ALTERATION SUPERGENE DU GISEMENT DE CHAPADA-GRANDE

.....pentes.douces •••••

CHAPITRE l : LES TYPES DE PROFILS D'ALTERATIONDANS LE PAYSAGE

1. CADRE GEOLOGIQUE ••..••••II. CADRE GEOMORPHOLOGIQUE ••

III. PROFILS D'ALTERATION.A. Introduction••••••••B. Les faciès profonds •••

1) La roche mère •••2) La roche altérée cohérente ••

C. Profils de plateaux••••••1) L'horizon gris-vert ••2) L'argile bariolée.3) L'argile tachetée ••4) La cuirasse ••••••••••••5) Le sol •••••••

D. Profils de1) Pentes

ET LEUR SITUATION

91012121313131414141415151515

180

E.F.

a} L·altérite•••b} La cuirasse •••

2} Pentes abruptes.Profils de fonds de vallée.Conclusion .

1516161617

19191919202121232324242425252829303030343636384040434545

PRODUITSDESPETROLOGIQUBCARACTERISATION

argileux .

..

plagioclases •••amphiboles.

phlogopites.Les micas blancs ••quartz •••sulfures ••disthènes ••

5}6}7}

DISCUSSION ••...•••••••••••...•••••...•••••

CHAPITRE IID'ALTERATION

1. DEBUT DE L'ALTERATION METEORIQUE ••••••A. Les minéraux parentaux••.

1} La calcite ••••••••2} Les3} Les4 ) I..es micas...•..............

a} Lesb}

LesLesLes

8} Les minéraux accessoires.B. le plasma

1} Carractérisation pétrologique et minéralogique .•2} Influence des minéraux primaires •.3} Le bilan••

C. conclusion•.••II. KAOLINISATION ET FERRUGINISATION DE L·ALTERITE••.••••.

A. L'horizon gris-vert ••B. L'argile bariolée ••••

III. LES HORIZONS DE SURFACE DES PROFILS DE PLATEAUX ••A. L'argile tachetée•••••••••••••••••B. La cuirasse••••••.

IV. LES HORIZONS DE SURFACE DES PROFILS DE PENTES .•A. L·altérite .•B. La cuirasse ••C. Evolution de l'aval de la toposéquence .•

V.

51515154545555585963636363

.................

traces .

Discussion••••••••••••••

III : CARACTERISATION GEOCHIMIQUEPROFILS DE PLATEAUX ••••••

Evolution géochimique.1} Les éléments majeurs et mineurs.2} Les éléments3} Les corrélations inter-éléments.

B. Bilan de l·altération•••1} Le bilan isovolume ••2} Le bilan isoélément ••

C.II. PROFILS D'INCISION DE PLATEAUX•••••••••••••

A. Les pentes douces •••••••••1} Evolution qéochimique•••••

a} Les éléments majeurs et mineurs.

CHAPITRE1.

A.

181

b) Les éléments en traces •••••••••••••••••••••••• 652) Bilan de l·altération••••••••••••••••••••••••••••• 67

B. Les pentes abruptes et les fonds de vallée......... 67c. Discussion......................................... 68

SON COHPORTEMENT AU COURS DE

IV. DISCUSSION••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••

1) Cuivre échangeable et capacité d'échange••.2) Extractions des oxydes de fer ••.•••••••••••

L'analyse microchimique •••••••••••••••••••••••••••••••1) L'analyse microsonde ••••••••••••••••••••••••••••••

I..a roche fraîche •.••••.•••••••••••••.•••..•••..

717272727272737576787979798084858689

.. . . ... . . ... . . ... . . . . .EVOLUTION DANS LES PROFILS ••••••INTRODUC'l'ION••••••••••••••••

Les premiers stades de l'altération•••••••Les profils de plateaux•••••••••••••••••••Les incisions de plateaux••••••••••••••••••••••••

2) Microanalyses qualitatives sur particules isolées.3) Conclusion••.••••••••••••••••••••••••••••••••.....

B. Séparations physiques •••••••••••••••••••••••••••.•....1) Distribution granulométrique •••••••••••••••••2) Séparations densimétriques et magnétiques ••••

C. Extractions séléctives••••••••••••••••••••••••••.••.••

CHAPITRE IV : LE CUIVRE :L'ALTERATION

1.II.

III. APPROCHE DE LA LOCALISATION DU CUIVRE•••••••••••••••.A.

. . . . .. ... . . . . .. . . .. .... . . ... . . . . . .CHAPITRE V : CONCLUSIONS

PAYSAGE •••.

.• L'EVOLUTION GEOCHIHIQUE DU93

DEUXIEME PARTIEEVOLUTION SUPERGENE D'AUTRES GISEMENTS DANS D'AUTRES CONTEXTES

: ETUDE COMPAREE

Conclusion•••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 109

Le milieu fissuraI •••••••••••••••••••••••••••••••••••• 107Le plasma argilo-ferrugineux•••••••••••••••••••••••••• 108

98989899939999

• .103..105

. •••• 101

• •••• 107• •••• 107

• • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • 101Conclusion•••••••••••••••••

I..a roche fraîche .•••••••••••••••••••.••Les horizons d'altération••

L' amphibole ••.••••••••••••••••Le grenat••••.••••••••••••••••.I..a biotite••••••.•••••••••••••.I..a magnétite•••••••••••.••••••Les sulfures ••••••••••••••••••

CHAPITRE VI : SALaBO 3A1. LE MILIEU NATUREL•••••••••••••••••••••••••••••••••••••••

A. Contexte géologique régional ••••••.•.•••••••••••.••.B. Géomorphologie, climat, végétation•••••••••••••••C. Géologie du gisement de Salobo 3A•••••••••••••••••••••

II. LE PROFIL D'ALTERATION DES SCHISTES .•.•••••••••••••.••••A.B.C.

III. CARACTERISATION PETROLOGIQUE •••••••••..•••••••••.•••••.• 101A.B.C.D.E.F.G.H.

182

IV. CARACTERISATION GEOCHIMIQUE••••••••••••••••••••••••••••• 110A. Les analyses pondérales •••••••••••••••.••••••••••••••• 110B. Le bilan•••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 113

V. LE COMPORTEMENT DU CUIVRE ••••••••••••••••••••••••••••••• 115A. Localisation des phases porteuses de cuivre ••••••••••• 115

1) Les produits ferrifères de pseudomorphose ••••••••• 1152) Le plasma argilo-ferrugineux•••••••••••••••••••••• 1163) Les produits de transfert ••••••••••••••••••••••••• 1164) Les produits d'altération des biotites•••••••••••• 1165) Discussion•••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 117

B. Comportement géochimique du cuivre dans le profild ' altération.......•....•••.......••..•.•••....•.•.•.. 118

IV. DISCUSSION ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 120

CHAPITRE VII : SANTA BLANDINA1. CADRE GEOIDGIQUE •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 123

A. Contexte régional ••.•................••..••.••.•..•... 123B. Contexte local .•...........................•.......... 124

1) Le skarn à grenat ••••••••••••••••••••••••••••••••• 124a) Les grenats..•................................ 124b) Les pyroxènes .•............•..•...•......•.... 125c) 1Je,s quartz ••••••••••••••.••••••••••••••••••••. 125

2) La minéralisation cuprifère••••••••••••••••••••••• 125C. Conclusion••••••••.•••••••••.•••••••••.••••••.•••••••. 125

II. LES FACIES D'ALTERATION••••••.••••••••••••••••••••••.••• 126A. Le contexte régional ••••••••••••••••••••••.••••••••••• 126B. Caractérisation morphologique et pétrologique des

faciès d'altération de la roche minéralisée •••.•••••• 1261) Le marbre •••••••..•••••••.•••••••••••••••••••••••• 1262) Les poches à sulfures •••••••••••••••••.••••••••••• 1263) Le skarn à grenats ••••.••••••••••••••••••••••••••• 127

a) Les premiers stades de l'altérationsupergène du skarn à grenats .•••••••••.•••• 127

b) Le "pain d'épice" ••••.•••••••••••••••••••••••• 129III. CARACTERISATION GEOCHIMIQUE ••••.••••.•••••••••.••••••••• 132

A. L'évolution géochimique••••••••••••••••••••••••••••••• 1321) Le skarn à grenats •••••••.•••••••••.•.•••••••.•••• 1322) Les poches à sulfures ••••••••••••••••••••••••••.•• 133

B. Le bilan••••••.••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 133IV. DISCUSSION •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 135

TROISIEME PARTIEL'ALTERATION SUPERGENE DE GISEMENTS DE CUIVRE AU BRESIL

CHAPITRE VIII : L'EVOLUTION DES PROFILS D'ALTERATION AUBREBIL••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 137

I. L' INFWENCE DE LA MINERALOGIE ET DE LA STRUCTURE DE LAROCHE MERE •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 137

II. LE ROLE DU DRAINAGE INTERNE••••••••••••••••••••••.•••••• 137III. L'INFLUENCE DU CLIMAT ACTUEL•••••••••••••••••••••••••••• 138

IV. L' EVOWTION DANS LE TEMPS ••••••••••••••••••••••••••••••• 139

183

.141

.141

.141

• .141.141

• •• 142

• .143• .143

••• 143.143.143.144

• .144• .144• .144• .144.145

• •• 146• .146

. ..... 147

COKPORTEHBHT DU CUIVRE.

oxy-hydroxydes ••••Les oxydes de fer.Les oxydes de manganèse ••phyllosilicates•••Les smectites •••••Les vermiculites ••minéraux du cuivre ••Les sulfures •••Le chrysocolle.

INTRODUCTION •••••••••••••••••••••CHAPITRE IX : LB

1.II. LES PHASES SUPERGENES CUPRIFERES.

A. Les1)2)

B. Les1)2)

C. Les1)2)3) La malachite •••4) Les oxydes, les sulfates •.

III. L' INFWENCE DU MILIEU•••••••••••••••••••••••••••••••A. Les facteurs contrôlant le comportement du cuivre.B. L'interprétation des résultats ••••.••••••

IV. LES APPLICATIONS POSSIBLES DE CETTE ETUDE ••A. La prospection géochimique.B. Le traitement du minerai ••.

CONCLUSIONS GENERALES•••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 149

BILBIOGRAPHIE................•.•..•.....•.................... 153

Annexe •••••.•••.••••Planches photographiques.

Liste desListe desTable des

figures ••tableaux .•matières ••

.165• ••• 169•••• 173

.• hors texte

. .hors texte

ANNEXE

CALCUL DE BILAN ET RELATION ENTRE BILAN lSOVOLUMB BT ISOBLBMBNT

Deux types de bilan sont classiquement utilisés pourquantifier les pertes et les gains de matière au cours del'altération" Le bilan isovolume consiste à comparer le poidsd'un élément dans un volume donné de roche altérée avec sonpoids dans un même volume de roche initiale (Millot, Bonifas1955), Le bilan isoélément est basé sur la stabilité de certainséléments (Al, Ti) au cours de l'altération. L'évolution desautres éléments peut alors être calculée par rapport à cetélément invariant. On exprime alors le pourcentage de gain ou deperte par rapport à la roche initiale par les rapports :

bilan isovolume : OPi v = 'ti~~~ -11*100tio*do

bilan isoélément : oPie=I~L~~~ -11*100tea*tiO

txY étant la teneur pondérale en oxyde de l'élément x dansl"horizon y, dY la densité apparente de l'horizon y, l'indice ereprésente l'élémént de référence, les exposants 0 et a étantrespectivement l"horizon initial et un horizon quelconque duprofil"

Mais dans les horizons de surface, où les structures de laroche originelle sont effacées le raisonnement isovolume n'estpas applicable (sauf cas particulier de filons non perturbésindiquant qu'il n"y a pas eu de tassement). De même, en milieutropical, la stabilité d'un élément est difficile à démontrer.Aussi est-il intéressant de pouvoir comparer directement cesdeux types de calcul.

Soit p~a et p~o les poids de l'élément i respectivement,dans l'horizon, 0, initial et l'horizon a. Le gain ou la perteen % s'exprime sous la forme

oP i =Ei~---=_ ..E:L'?- * 100 ( 1 )Pia

dans un horizon y quelconque on adY=P_t_~.

VY

et tiY=P....:L~ * 100Pt Y

=> Pi y =d.~--!.._.-.t..i...~_._~._.Y.~ ( 2 )100

donc en remplaçant (2) dans (1) on obtient l'expressiongénérale :

OPi= 1Y~._'L..t.1 a * d~ - 11 * 100VO * tiC * dO

(3)

A partir de cette expression on retrouve simplement lesexpressions des bilans isovolume et isoélément

Si VO = Va (isovolume) OPi v = ItiB. * da - 11 * 100 (4)._..__._-------_.

ItiO * da 1

=> ~~._d.~

t1. 0 * da= QP_1.~ + 1 (4')

100

l:iL.P...a.O =-E..e.!. (isoélément e) 5Pe = 0 donc l'expression (3)

devient : y.f?:.. =ye.

(5)

L'expression (5) permet de calculer la variation de volume quandun élément est isovariant.

Si l'on remplace le rapport yo/Ve. dans l'expression (3) par savaleur (5) on obtient

ÔP1. e = It1.e. * t.~ - 11 * 100tee. * t1. 0

(6)

A volume constant le 5P de l'élément invariant s'exprime sous laforme

100 => t..e..!.__~.d~t e O * da

= Q_P.e~~. + 1 (7)100

(5) = (7) => y_~ ­ya

Q.Ea.~ + 1 (8)100

Si l'on remplace les rapports VO/ye. et (t1. a *d a )/(t1. 0 *d O ) dansl'expression générale (3) par leur valeur (4') et (8) on obtientl'expression

ÔP1.e = 1Q.E~v + 100 - 11 * 100ÔPev + 100

qui relie les variations de teneur isovolume et isoélément dansun horizon donné.

Il est ainsi possible de tester les hypothèses choisies.Par exemple si l'hypothése élément constant entraine unevariation de volume incompatible avec l'observation (terrain,pétrologique) celle-ci est à rejeter.

PLANCHESPHOTOGRAPHIQUES

PLANCHE 1

Roche altérée cohérente

Photo 1 : Dissolution et remplacement de la calcite par le plasma smectitique

Horizon gris~vert

Photo 2: Transformation de la phlogopite. Vue générale

Photo 3 : Produits de transformation de la phlogopite : Association kaolinite (K) produits vermiformesferrugineux.

Analyse qualitative des produits vermiformes parspectroscopie en dispersion d'énergie

III

Si

Ca

PLANCHE Il

Argile bariolée

Photo 4 : Kaolinite ponctuée de granules d'oxydes de fer

Photo 5: Accordéons de kaolinite résultant de la transformation d'une muscovite

Photo 6 : Resilicification (Si) autour d'un grain de quartz (qtz)

Photo 7 : Sulfate probable rencontré exceptionnellement à la base de l'horizon

Analyse qualitative du point 1 par spectroscopie endispersion d'énergie

s

p

AI K

1

Argile tachetée

Photo 8 : Dissolution dans un grain de quartz.

Cu

· ......

,

PLANCHE III

Cuirasse de plateau

Photo 9 et 10 : Structure en "nid d'abeille", Les alvéoles renferment encore des Iithoreliques de quartz etde disthène

Photo 11 et 12 : Dissolution des quartz de la cuirasse

Photo 13 : Dissolution du Disthène.

PLANCHE IV

Altération des sulfures

Photo 14 : Dissolution d'un grain de chalcopyrite dans la roche altérée cohérente.

Photo 15 : Produits d'altération de la chalcopyrite (cpy) dans l'horizon gris-vert. Ces produits n'ont paspu être identifiés.

Analyses quai itatives parspectroscopie en dispersion d'énergiedes points repérés sur la photo cpy

S

A'

:S 1C.

AI5 i

: .. '

S

c.

21,1 c.1

11

3

5AI

Cu