1 Introduction

Recent studies dealing with the Birimian crustal evolution in the West-African shield concluded that (i) the greenstone belts were generated as oceanic flood basalts that formed oceanic plateaus [1], (ii) granitoids are coeval to slightly posterior to basic rock emplacement [6,14,15,24], (iii) the newly crust, generated between 2200 to 2100 Ma, is juvenile, without contribution of Archean crust [1,3,15]. However, the model of ocean plateaus does not explain the geochemical heterogeneities of Birimian basic rock compositions. Thus alternative models such as oceanic arcs [2,25] or interaction between plume and subduction zone [28] have been suggested to explain basalt genesis. The aim of this paper is to study the geochemical compositions of the basic rocks from Diagorou-Darbani greenstone belt (Liptako, Niger) to constrain the tectonic setting and to compare with previous studies [1,2].

2 Geological setting

The Liptako area is the northeastern part of the Birimian part of the southern Man rise of West-African shield (Fig. 1a). This area is made up of alternating granitoids and greenstone belts including the Diagorou-Darbani one (Fig. 1b) [28]. This belt consists of metabasalts, amphibolites, mafic-ultramafic bodies locally converted into talcschists and chloritoschists, weakly metamorphosed sediments and small stocks of intermediate to acidic plutonic or volcanic rocks (Fig. 1c). The Diagorou-Darbani greenstone belt is intruded by granitoidic plutons that induced thermal metamorphism into the volcanic belt. They have been dated between 2.15 to 2.18 Ga [2,5,29], allowing us to estimate the age of the volcanism at ca 2.2 Ga. Analysed samples are: (1) pillow basalts metamorphosed in epidote–amphibolite facies, extending NE–SW along the western and the eastern borders, (2) foliated amphibolites cropping out near the Tera pluton and interbedded (ATe-1) or not (ATe-2) with metasediments (Fig. 1c). Sample chemical compositions are available on request to Philippe Henry.

3 Results

Most samples are Fe- or Mg-tholeiitic basalts, one (No. 815) being of andesitic composition, Fig. 2). The steady positive (Al₂O₃ vs MgO, Fig. 3a) and negative (TiO₂ vs MgO, Fig. 3b) correlations when MgO<7% indicate olivine and plagioclase fractionation, which is a tholeiitic feature. The linear trends in Fig. 3c (Zr vs MgO) and Fig. 3d (Ni vs MgO) suggest that basalts are genetically linked, regardless of their provenance. Amphibolites ATe-1 are clearly distinct from other samples with high contents in both incompatible (Zr: 118 to 485 ppm; La: 30 to 170 ppm; and Th: 4 to 27 ppm) and compatible elements (Ni: 90 to 320 ppm; Cr: 345 to 628 ppm).

In Fig. 4 (N-MORB normalized patterns), metabasalts split up into two groups: group A is characterized by samples with slightly depleted (Tillabery A1, Fig. 4a) to flat (Tera A2, Fig. 4b) patterns from Nb to Yb relative to N-MORB compositions, whereas samples of group B (Tillabery and Tera regions, Fig. 4c) are moderately LREE-enriched and have patterns marked by slight NbTa, ZrHf negative anomalies. Amphibolites ATe-1 have highly fractionated patterns with strong NbTa, ZrHf and Ti negative anomalies, and high concentrations in Th and LREE (Fig. 4d). Amphibolites ATe-2 have patterns similar to those of metabasalts of group B (Fig. 4d) and could represent intermediate composition between amphibolites ATe-1 and basalts of group A.

4 Discussion

The comparison with data from the neighbouring Sirba greenstone belt [2], where arc magmatism has been proposed, is shown in Fig. 5. Only metabasalts from group 1a from the Sirba belt are similar to our group A1 from Tillabéry, other magmatic units displaying slight to large differences in their Ree patterns.

Amphibolites ATe-1 display uncommon compositions: they are highly rich in both compatible (Ni, Cr) and incompatible elements (Ba, Th, LREE and HFSE: Nb, Ta, Zr, Hf, Ti) and, moreover, their N-MORB normalized patterns are marked by strong negative HFSE anomalies. Many studies related to the fractionation of HFSE during magmatic processes have established that they are only mobile in slab-derived siliceous melts [17,20]. When such melts metasomatized a mantle wedge, neogenic mineral phases, such as clinopyroxene, pargasitic amphibole, phlogopite, garnet, titanomagnetite and rutile can crystallize [26,27]. Partial melting of such a metasomatized mantle, with residual phases fractionating HFSE, produces LILE-rich and Nb-, Ta- and Ti-depleted melts [4,17,23,26]. Large negative HFSE anomalies, associated with high contents (Nb, up to 13 ppm and Zr up to 486 ppm) in amphibolites ATe-1 are suggestive of element transfer in the mantle wedge as well as fractionation of HFSE by residual mineral phases. Fig. 6 shows continuous variation of the HFSE anomalies from group A to intermediate group B and to the enriched amphibolites displaying the largest anomalies. These different basaltic compositions could be genetically related. Basalts (groups A and B) and amphibolites ATe-2 plot in N-MORB or IAB domains in Ce vs Ce/Nb diagram (Fig. 7), whereas amphibolites ATe-1 plot close to arc-related field. Finally, the Pb contents and Ce/Pb ratios permit us to distinguish our basalts from oceanic plateau basalts (Caribbean–Colombian and Ontong–Java plateaus, [12,13,19,33]) and to underline their similitude with the Mariana Arc and related back-arc basin basalts [7–9,22,30,35,36].

Two models can be presented to explain these features: (i) existence of subduction zone, such as mentioned for TTG magma production [21] with a back-arc-basin, (ii) interaction between mantle-plume and subduction zone as suggested by Griffiths and Campbell [10]. We consider the first model more realistic to account for the spectacular enrichment of amphibolites ATe-1. Such compositions could be explained by partial melting above a subduction zone, of a metasomatic mantle enriched by slab-derived siliceous melts that metasomatize a depleted-mantle source in a subduction zone. The partial melting of such an enriched mantle can produce characteristic compositions of amphibolites ATe-1. This fact can explain why the compositions of the amphibolites ATe-1 never plot in the field defined by present-day arc-related magmas (Figs. 7 and 8), as partial melting of subducted slabs is uncommon today. The remaining samples would have been produced during evolution of a back-arc-basin and from mantle sources less and less contaminated by subduction processes.

5 Conclusion

Les modèles géodynamiques récents s'intéressant à l'évolution birimienne du craton Ouest-Africain concluent (i) que la mise en place des formations basaltiques des ceintures de roches vertes a lieu en domaine océanique, par exemple sous forme de plateaux [1], (ii) que les granitoı̈des sont synchrones à légèrement postérieurs aux formations basiques [6,14,15,24], et (iii) que cette nouvelle croûte est créée entre 2200 et 2100 Ma, sans participation de la croûte archéenne [1,3,15]. Si la plupart de ces points font l'objet d'un consensus, le modèle de plateaux océaniques n'apporte cependant pas toutes les réponses à l'hétérogénéité géochimique des compositions des roches basiques birimiennes. Ainsi, d'autres modèles géodynamiques ont été proposés pour expliquer la genèse des basaltes, par exemple aux frontières de plaques avec arcs océaniques [2,25], ou en associant un magmatisme intraplaque et une zone de subduction [28]. Cette note a pour but l'étude des roches basiques de la ceinture de Diagorou-Darbani (Liptako, Niger) pour vérifier l'homogénéité ou l'hétérogénéité des compositions basaltiques, afin de contraindre au mieux l'environnement géodynamique de ce volcanisme.

Le craton Ouest-Africain comprend la dorsale Réguibat au nord et la dorsale de Man au sud, chacune divisée en une province occidentale archéenne et une province orientale birimienne (Fig. 1a). Il est recouvert par des formations sédimentaires néoprotérozoı̈ques à phanérozoı̈ques et est entouré de zones mobiles panafricaines et varisques. Le Liptako nigérien correspond à la bordure nord-est du domaine birimien de la dorsale de Man. Cette région est constituée par une alternance de plutons granitoı̈diques et de ceintures de roches vertes dont celle de Diagorou-Darbani (Fig. 1b), qui a été cartographiée et étudiée par Soumaila [28]. Les formations géologiques de cette ceinture (Fig. 1c) sont des métabasaltes, des amphibolites, des ensembles intrusifs ultramafiques et mafiques, souvent transformés en talcschistes et chloritoschistes, des sédiments détritiques peu métamorphiques, ainsi que de petits volumes de roches plutoniques et volcaniques de chimisme intermédiaire à acide. La ceinture de roches vertes est encadrée au nord et à l'ouest par plusieurs intrusions de granitoı̈des, responsables d'un métamorphisme de contact. Ces plutons sont datés à 2158±9 Ma (pluton de Téra, [5]), à 2174±4 Ma (pluton de Dargol, [29]) et à 2170±9 Ma (pluton deTouré, [2]), ce qui permet d'estimer la mise en place du volcanisme basaltique à environ 2,2 Ga dans cette région.

Les échantillons analysés dans cette étude (Fig. 1c) sont : (1) des métabasaltes qui ont fréquemment conservé leurs structures en pillow-lavae et qui sont métamorphisés dans le faciès des amphibolites à épidote [28]. Ces métabasaltes affleurent en bandes allongées nord-est à sud-ouest sur la bordure orientale, à Tillabéry (notés bTi) et à Zawa-Tondi (bZT) et sur la bordure occidentale dans la région de Téra (affleurements notés bTe-1 à bTe-5) et à Doundiel (bDo) ; (2) des amphibolites (notées ATe) affleurent près de la bordure occidentale, à proximité du pluton de Téra. Ces amphibolites foliées sont associées (ATe-1) ou non (ATe-2) avec des micaschistes à disthène et staurotide. Les compositions chimiques des échantillons sont disponibles sur demande auprès de Philippe Henry.

Sur la Fig. 2, les roches se classent comme des basaltes tholéiitiques riches en Fe ou en Mg, sauf l'échantillon bTi 815, qui a une composition d'andésite. Les relations Al₂O₃ vs MgO (Fig. 3a) et TiO₂ vs MgO (Fig. 3b) pour MgO<7 % suggèrent respectivement le fractionnement du couple olivine et plagioclase et l'augmentation conjointe de FeO et TiO₂ (Fenner trend) caractérisant l'évolution de la série tholéiitique. Une tendance unique d'évolution se dégage à la fois pour un élément compatible (Ni, Fig. 3c) et pour un élément incompatible (Zr, Fig. 3d), ce qui suggère l'unité de la pile basaltique, indépendamment de sa localisation au sein de la ceinture. Seules les amphibolites ATe-1 s'écartent clairement de cette logique, avec des concentrations élevées à la fois en éléments compatibles (90 à 320 ppm de Ni, 345 à 628 ppm de Cr) et en éléments incompatibles (118 à 485 ppm de Zr, 30 à 170 ppm de La, 4 à 27 ppm de Th).

La Fig. 4 montre les spectres multi-éléments normalisés au N-MORB (Normal-Mid-Ocean Ridge Basalts). Au sein des métabasaltes, deux groupes peuvent être distingués : le groupe A (Figs. 4a et 4b) est caractérisé par des spectres légèrement appauvris en terres rares légères, en Nb et Ta (groupe A1, Tillabéry, La_N/Yb_N<1) ou par des spectres plats (groupe A2, Téra, La_N/Yb_N ≈1). Seuls P, Rb, Ba et K montrent des concentrations supérieures à celles des N-MORB, le Th montre des valeurs très dispersées. Le groupe B (Fig. 4c) comprend des basaltes à spectres plus fractionnés (La_N/Yb_N>2), du fait d'un enrichissement modéré en terres rares légères. Les concentrations en Th sont également plus dispersées, souvent supérieures à celles du groupe A. Au sein de ce groupe B, on observe de légères anomalies négatives en NbTa et ZrHf.

Les amphibolites (Fig. 4d) montrent deux types de spectres : les amphibolites ATe-1 sont les plus fractionnées, avec un fort enrichissement en terres rares légères (La_N/Yb_N de 143 et 150), des concentrations élevées en Th et de fortes anomalies négatives en NbTa, ZrHf et Ti. Les autres amphibolites (ATe-2, Fig. 4d) montrent des spectres très semblables à ceux des basaltes du groupe B, avec une composition géochimique intermédiaire entre celle des amphibolites très fractionnées (ATe-1) et celle des basaltes du groupe A à spectres plats.

La majorité des métabasaltes étudiés sont des tholéiites possédant des spectres multi-éléments plats ou légèrement appauvris, similaires aux basaltes birimiens analysés par Abouchami [1]. On peut donc, en première approche, interpréter ces laves comme des basaltes de plateaux océaniques, mais d'autres interprétations existent dans la littérature, qui sont notamment en faveur d'un contexte de bassin arrière-arc [2,32,34].

Dans les diagrammes multi-éléments, seules les compositions en éléments en traces des basaltes de la région de Téra sont voisines de celles des basaltes des plateaux océaniques modernes (champs gris, Fig. 4). Les métabasaltes de Tillabéry, très homogènes chimiquement, s'en distinguent, car ils sont plus pauvres en Th, Nb, Ta et terres rares légères et, en moyenne, plus riches en P, Rb, Ba et K. Les basaltes du groupe B et les amphibolites ATe-1 sont encore plus éloignés des caractéristiques des basaltes de plateaux, avec des enrichissements importants en P, Rb, Ba et Th, le fractionnement des terres rares et les anomalies négatives en HFSE (high-field-strength elements : Nb, Ta, Zr, Hf et Ti).

Dans la ceinture voisine de la Sirba, Ama-Salah et al. [2] ont, à partir de spectres de terres rares, distingué plusieurs types de compositions basaltiques (Fig. 5) : (i) des tholéiites d'arc (groupe 1a), appauvries en terres rares légères ; ces roches sont analogues à celles de notre groupe A1 de Tillabery ; (ii) des tholéiites d'arc (groupe 1b), à spectres peu fractionnés, mais légèrement enrichies en terres rares légères ; ces roches présentent des concentrations en terres rares voisines de celles de notre groupe A2 de Téra, sauf pour les terres rares légères, qui sont légèrement appauvries dans nos échantillons de Téra ; (iii) des roches calco-alcalines d'arc transitionnel (groupe 2), dont les spectres sont plus enrichis (La_N/Yb_N de 5,4 en moyenne) que nos échantillons du groupe B (La_N/Yb_N de 3,0 en moyenne). Nos amphibolites ATe-1 n'ont pas d'équivalent dans la Sirba ; elles sont encore plus riches en terres rares légères et plus fractionnées que les granitoı̈des de type TTG analysés par Ama-Salah et al. [2] (Fig. 5, groupe 3), qui possèdent des concentrations très faibles en terres rares lourdes. Ces amphibolites ATe-1 ont des signatures géochimiques contradictoires : elles sont à la fois enrichies en éléments compatibles (Ni et Cr) et en éléments incompatibles (Ba, Th, LREE), et y compris en HFSE. Leurs spectres multi-éléments montrent de fortes anomalies négatives en HFSE, caractéristiques des laves d'arc. Le fractionnement des HFSE, peu solubles dans les fluides produits par la déshydratation de la croûte subductée, a été souvent considéré comme la signature d'un environnement de zone de subduction. Dans ces zones, les HFSE ne sont mobilisés que par les fluides siliceux issus de la fusion partielle de la croûte océanique subductée [17,20]. Lorsque de tels fluides métasomatisent un manteau péridotitique appauvri, des phases minérales nouvelles telles que des clinopyroxènes, des amphiboles pargasitiques, des phlogopites, des grenats, des titanomagnétites et des rutiles cristallisent [26,27]. La présence de certaines de ces phases dans le résidu de fusion partielle du manteau engendre des liquides enrichis en LILE et appauvris en Nb, Ta et Ti [4,17,23,26]. Les fortes anomalies en HFSE dans les amphibolites très enrichies ATe-1 associées à des concentrations élevées (le Nb atteint 13 ppm, le Zr 486 ppm) semblent indiquer qu'il y a à la fois un transfert des HFSE dans le manteau, puis un fractionnement entre les éléments incompatibles, lié la présence des phases minérales précitées.

Sur la Fig. 6, qui compare les anomalies en Nb, Ti et Zr, l'absence d'anomalie caractérise les N-MORB. La dispersion des valeurs de ces anomalies est continue, depuis celles des basaltes peu évolués très proches des N-MORB jusqu'aux fortes anomalies négatives des amphibolites très enrichies (Figs. 6a et 6b). Les différentes compositions basaltiques pourraient donc être génétiquement liées.

Dans le diagramme Ce vs Ce/Nb (Fig. 7), les basaltes du groupe A se placent dans le domaine des N-MORB à la limite inférieure du champ des IAB (Island Arc Basalts). Les basaltes du groupe B et les amphibolites ATe-2 sont situés dans le domaine des IAB. Par comparaison avec les échantillons d'Abouchami et al. [1], qui, dans le diagramme Ce vs Ce/Nb (Fig. 7), se placent dans le champ des basaltes de plateaux océaniques type Nauru, nos échantillons possédant des rapports Ce/Nb plus élevés s'écartent de ce champ. Cette situation pourrait être liée à un dosage plus précis du Nb dans nos analyses. En effet, à l'époque des travaux d'Abouchami et al. [1], la limite de détection du Nb était de 5 ppm, et seuls les basaltes possédant les plus faibles rapports Ce/Nb ont pu être représentés dans le diagramme géodynamique, soit seulement 15 analyses comportant le dosage du Nb (supérieur à 5 ppm) sur plus de 70 basaltes étudiés chimiquement et isotopiquement.

Enfin, l'examen des rapports chimiques Ce/Pb et des concentrations en Pb (Fig. 8) montre clairement qu'en comparaison avec quelques exemples actuels, les basaltes du Liptako s'apparentent bien davantage à des basaltes de contexte arc et arrière-arc. En effet, les basaltes du groupe A, qui pourraient être confondus avec des basaltes de plateaux, possèdent des valeurs de concentrations en Pb comprises entre 0,5 et 1,8 ppm et un rapport Ce/Pb variant de 3 à 16. La Fig. 8 illustre bien que ces valeurs sont différentes des caractéristiques des basaltes des plateaux Caraı̈bes [12,13,19] et Ontong–Java [33] (moyenne en Pb de 0,6±1,2 ppm et Ce/Pb de 33±21). En revanche, il y a un bon accord à la fois par les valeurs moyennes et en dispersion avec les différentes compositions basaltiques reconnues dans la région des Mariannes, depuis la mer des Philippines jusqu'à l'arc lui-même (Pb entre 0,2 et 12 ppm et Ce/Pb de 0,6 à 26,5 [7–9,22,30,35,36]).

Deux hypothèses peuvent donc être proposées pour expliquer les compositions des roches basiques de la ceinture de Diagorou-Darbani : (i) la présence d'une zone de subduction et d'un bassin arrière-arc océanique et (ii) l'interaction entre une zone de subduction et un panache mantellique. Dans le premier cas, les amphibolites très enrichies de la région de Téra seraient les témoins d'un arc océanique. Elles proviendraient d'une source métasomatisée par des fluides siliceux issus de la zone de subduction. Leurs compositions, qui ne correspondent jamais à des champs géodynamiques définis par les basaltes actuels, pourraient être le résultat de la participation, par un processus de fusion partielle, de la croûte océanique subductée à la contamination du manteau source de ces roches. Cette opinion s'accorde parfaitement avec le modèle de genèse des TTG (tonalite–trondhjemite–granodiorite), par fusion partielle d'une amphibolite dans une zone de subduction avec grenat et amphibole résiduels [21]. Les autres basaltes se seraient mis en place au cours du développement d'un bassin arrière-arc, l'influence de la zone de subduction devenant de moins en moins importante. Dans la seconde hypothèse, un panache mantellique se superpose à un arc océanique. Il y a alors incorporation, brassage et recyclage des sources mantelliques enrichies dans la « tête du panache », selon le modèle de Griffiths et Campbell [10]. Après fusion partielle dans la « tête du panache », il y a production de basaltes de plateaux diversement enrichis. Ce dernier modèle ne permet pas, à notre avis, d'expliquer les signatures très enrichies de certaines amphibolites de la région de Téra, la variation apparemment continue des anomalies en HFSE, ou les rapports Ce/Pb de tous les basaltes et amphibolites de Diagorou-Darbani.

Notre étude conduit à distinguer : (i) des basaltes qui, de par leurs concentrations en éléments en traces, s'apparentent aux tholéiites de bassins arrière-arc, (ii) des amphibolites très enrichies à la fois en éléments compatibles et incompatibles, avec un fort fractionnement en terres rares légères et présentant de fortes anomalies négatives en NbTa, ZrHf et Ti, caractéristiques des magmas d'arc et (iii) des basaltes et des amphibolites légèrement enrichis en terres rares légères, possédant des compositions intermédiaires entre les deux types précédents. Les variations continues des caractères géochimiques de ces roches, depuis les basaltes peu enrichis jusqu'aux amphibolites très enrichies, traduisent une mise en place en relation avec une zone de subduction, comme cela semble être le cas dans la ceinture voisine de la Sirba [2]. Dans cette hypothèse, les amphibolites très enrichies de Téra résulteraient d'une source mantellique appauvrie, métasomatisée par des fluides siliceux issus de la fusion partielle de la plaque subductée. Les autres roches résulteraient d'une mise en place au cours de l'évolution d'un bassin arrière-arc, avec une participation variable de matériaux subductés.