Soutenance mémoire
Le Craton Ouest Africain , est en grande partie constitué de terrains archéens (3,8-2,5 Ga) et protérozoïques (~ 2 Ga). Il est limité au Nord par l’Anti-Atlas, au Sud par l’océan Atlantique, à l’Est et à l’Ouest par les chaînes panafricaines et calédonohercyniennes (Rokelides, Mauritanides, Domaines Touareg-Bénin-Nigéria et Chaîne du Gourma). Il affleure en deux ensembles : la dorsale Réguibat au Nord et la dorsale de Man (ou dorsale de Léo) au Sud, séparées par un vaste bassin sédimentaire néoprotérozoïque à phanérozoïque (le bassin de Taoudéni). D’autres bassins existent sur le craton, mais d’une moindre importance par leur taille comme celui de Tindouf au Nord et des Volta à l’Est. Entre les deux dorsales (Réguibat et Man), affleurent les boutonnières de Kayes (au Mali) et de Kédougou-Kénièba (à cheval entre le Mali et le Sénégal).
La dorsale de Man , couvre entièrement la Côte d’Ivoire, le Libéria, la Sierra Léone, la Guinée et des parties du Burkina Faso, du Ghana, du Niger et du Mali. Elle se subdivise en deux domaines.
– un domaine occidental appelé domaine Kénéma-Man constitué de formations géologiques d’âge archéen (Bessoles, 1977) ;
– un domaine oriental appelé domaine Baoulé-Mossi où les formations géologiques sont d’âge paléoprotérozoïque (Abouchami et al., 1990 ; Boher et al., 1992 ; Einsenlohr et Hirdes, 1992 ; Cheilletz et al., 1994 ; Hirdes et al., 1996).
Les formations plutoniques, volcaniques et volcano-sédimentaires du Burkina Faso appartiennent à ce second domaine et de ce fait sont d’âge paléoprotérozoïque. Les formations Paléoprotérozoïques de l’Afrique de l’Ouest, encore appelées formations birimiennes (Kitson, 1918) sont affectées par l’orogenèse éburnéenne (Bonhomme, 1962). Le socle Paléoprotérozoïque du Craton Ouest Africain a été le théâtre plusieurs manifestations tectoniques pendant cette orogenèse éburnéenne.
Feybesse et al. (1989) et Milési et al. (1989), classent ces différentes manifestations en trois phases tectoniques :
– une première phase D1 (2112-2100 Ma), collisionnelle intervenant entre le dépôt des formations volcano-sédimentaires anciennes (birimien inférieur ou B1) et des formations volcaniques récentes (birimien supérieur ou B2) et conduisant au charriage des formations du Paléoprotérozoïque sur l’Archéen ;
– les deux dernières phases, D2 (2096-2073 Ma) et D3 (1982 ± 30 Ma) sont transcurrentes et affectent les formations du birimien inférieur et supérieur. Ces deux phases sont très évidentes sur l’ensemble du domaine Baoulé-Mossi de la dorsale de Man. Selon les auteurs, la D2 est en général N-S senestre et la D3 est NE-SW dextre .
Hirdes et al. (1996), proposent une phase de raccourcissement précoce de direction SENW qui structure les ceintures de roches vertes birimiennes à 2100 Ma. La mise en place des grands plutons de granitoïdes aurait contribué à métamorphiser et à structurer les formations précoces (volcaniques et sédimentaires) durant cette phase (Pons et al., 1995). Le raccourcissement est ensuite relayé par la tectonique transcurrente en deux phases comme défini initialement par Milési et al. (1989). Si les auteurs s’accordent sur l’existence de grandes zones de cisaillement transcurrent qui affectent l’ensemble des formations Paléoprotérozoïques de la dorsale de Man, les mécanismes de fonctionnement de ces zones restent encore moins précis. De plus ces shear zones sont le plus souvent minéralisées d’où l’importance de leur étude. Au Sud du Burkina Faso, dans la région de Youga-Zoaga, un de ces couloirs d’extension régionale NE-SW est bien exprimé et nous permet d’aborder la question.
Géographie physique
Choix de la zone d’étude
La zone de cisaillement choisie pour cette étude est celle de Youga-Zoaga. Elle l’a été pour la bonne qualité des affleurements permettant d’effectuer des coupes continues de la périphérie jusqu’au cœur de la zone de déformation et de prélever régulièrement des échantillons orientés pour les études microstructurales.
Localisation de la zone d’étude
Le degré carré de Tenkodogo est situé dans la partie SE du Burkina Faso entre 11° et 12° de latitude Nord et entre 0° et 1° de longitude Ouest (figure 3a). La zone d’étude de Youga-Zoaga est localisée dans l’extrême sud du degré carré entre 11° et 11° 20’ de latitude Nord et entre 0° 20’ et 0° 40’ de longitude Ouest .
Voies de communication
Les axes routiers les plus importants pour se rendre sur le site sont :
– Ouagadougou-Tenkodogo-Zabré-Zoaga ;
– Ouagadougou-Manga-Zabré-Zoaga ;
– Ouagadougou-Pô-Zabré-Zoaga.
En dehors de ces axes importants, plusieurs pistes relient les différents villages de la zone de Youga-Zoaga.
Géomorphologie et hydrographie
Le degré carré de Tenkodogo constitue une pénéplaine très mollement vallonnée dont l’altitude varie entre 180 m dans les bas fonds et 700 m dans les collines au SE de Zabré à la frontière avec le Ghana (Trinquard, 1971 ; Castaing, 2003). Les reliefs les plus élevés sont constitués de filons de quartz, de quartzites, de volcanites, ainsi que par une formation de granodiorites rubanées.
Les massifs granitiques, dont le massif de Tenkodogo forment des chaos avec des blocs pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres cubes. Le niveau de cuirassement est très faible. Il s’agit en réalité de cuirassement contenant de fortes reliques de quartz et de feldspaths parfois visibles, dominant la pénéplaine de 10 à 5 Le réseau hydrographique, très dense, est constitué par le Nazinon et le Massili (avec ses affluents Nouhao, Koulipélé et Dougoula Mondi) qui drainent le degré carré de Tenkodogo.
CADRE GEOLOGIQUE
Le degré carré de Tenkodogo a fait l’objet de nombreux travaux géologiques et miniers depuis 1939. Ces travaux peuvent être subdivisés en deux périodes : les travaux anciens (de 1939 à 1978) et les travaux récents (de 1981 à 2004). En 1950, Sagatzky publia la première carte géologique du degré carré de Tenkodogo à l’échelle 1/500 000. Deux décennies plus tard (1971), Trinquard réalisa une nouvelle carte géologique du degré carré à une échelle plus grande (1/200 000). Il distingue dans cette région deux grands ensembles de formations géologiques en fonction de leurs âges. Les formations antébirimiennes qui sont des roches de haut degré de métamorphisme tels que les migmatites, les amphibolites, les leptynites, les orthogneiss et les mylonites. Les formations birimiennes qui sont également métamorphiques mais de plus faible degré. Ces formations sont composées de métasédiments, de métavolcanites, de métavolcano-sédiments et de granitoïdes.
Deux événements plutoniques majeurs sont décrits par Trinquard (1971). Le premier événement plutonique est d’âge indéterminé (antébirimien) et met en place des roches de nature granitoïdique (granite syncinématique) dans un encaissant migmatitique (migmatite à biotite et amphibole, migmatite à biotite, migmatite leptynique). Le deuxième événement d’âge birimien met en place dans le même encaissant migmatitique des granites circonscrits et discordants au Sud et à l’Est. Associés à ces roches antébirimiennes et birimiennes, on retrouve des filons de quartz de différentes générations.
L’histoire des dykes de dolérite est un peu étalée dans le temps. Certains dykes de dolérite sont associés aux roches birimiennes, d’autres par contre sont décrits comme étant postbirimiens. Parmi les formations birimiennes et notamment dans la région de Youga-Zoaga, au Sud du degré carré, à la frontière avec le Ghana, Trinquard décrit une unité de nature détritique qu’il attribue au Tarkwaien. Lors d’une étude sur un secteur plus restreint (celui de YougaZoaga), Sylvain (1978) met en doute l’appartenance de cette unité au Tarkwaien. Pour ce dernier, l’unité de Youga Zoaga est une brèche conglomératique intraformationnelle alors que le Tarkwaien tel que défini au Ghana est un conglomérat monoquartzitique.
Les travaux les plus récents (Lompo et al., 1995 ; Naba, 1999 ; Naba et al., 2000, 2004 ; Castaing, 2003) remettent en cause l’existence de formations antébirimiennes dans le degré carré. Ces auteurs considèrent qu’en dehors des dykes de dolérite post-birimiens, toutes les autres formations géologiques sont d’âge birimien. Le nouvel ordre proposé par ces auteurs est le suivant :
– mise en place des roches de ceintures (métasédiments, métavolcanites et métavolcanosédiments) ;
– mise en place de grands complexes de Tonalite, Trondhjémite et Granodiorite (TTG) ;
– mise en place des granitoïdes à biotite et autres plutons de granite alcalin.
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Table des matières
INTRODUCTION ET BUT DE L’ETUDE
1- Introduction
2- But de l’étude
PARTIE I : PRESENTATION DE LA ZONE D’ETUDE
I- GEOGRAPHIE PHYSIQUE
1- Choix de la zone d’étude
2- Localisation de la zone d’étude
3-Voies de communication
4-Géomorphologie et hydrographie
II– CADRE GEOLOGIQUE
PARTIE II : ETUDE PETRO-STRUCTURALE
I – METHODOLOGIE – PROTOCOLE
1- Méthodologie d’une étude structurale
2- Méthodologie d’étude d’une « shear zone »
3- Protocole d’étude
II- ETUDE LITHOLOGIQUE
1- Introduction
2- Les différentes formations du secteur de Youga-Zoaga
III- ETUDE PETROGRAPHIQUE
1- La formation métasédimentaire
2- Les métavolcanites
3- La tonalite saine
4- L’orthogneiss
5- Le facièsmylonitique
6- L’ultramylonite
7- Conclusion à l’étude pétrographique de la zone de Youga-Zoaga
IV- CARACTERES STRUCTURAUX DE LA ZONE DE YOUGA-ZOAGA
1- Structures mégascopiques
2- Structures mésoscopiques et macroscopiques
3- Microstructures de la zone d’étude
4- Analyse de la déformation finie dans la zone de Youga-Zoaga
SYNTHESE – DISCUSSION
CONCLUSION
BIBLIOGRAPHIE
