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Le contexte structural de la BKK
Les données lithostructurales de la BKK montre une évolution polycyclique de l’orogénèse éburnéenne. La phase D1 est tangentielle ; elle affecte uniquement les formations à dominantes sédimentaires du Birimien inférieur et les métavolcanites et métasédiments du supergroupe de Mako (Ledru et al., 1989). La phase D2 est transcurente ; elle est responsable de grands décrochements, le plus souvent senestres, dont les plus connus sont : la faille sénégalo-malienne (SMF), d’orientation globale N-S, suivant grossièrement le trajet de la Falémé et la Main Transcurrent Zone (MTZ) (Bassot et Dommanget, 1986), qui marque la limite entre le Supergroupe de Mako et celui de Dialé-Daléma. Il s’agit d’une grande zone de cisaillement ductile orientée NE-SW devenant N-S vers le Nord (Milési et al, 1989). A ces deux accidents majeurs, on peut ajouter la faille de Sabodala d’orientation N-S, qui constitue un accident ductile transcurrent sénestre (Ngom, 1995 ; Sylla et al., 2016) (Fig. 5). La phase D3 est transcurrente mais dextre, elle est caractérisée par une schistosité d’orientation N045° à N120° ; associé à des zones de cisaillements dextres et des plis en formes de Z (Dabo et Aïfa ; 2011 ; Lawrence et al., 2013).
Diene (2012) et Diene et al. (2012), montrent une évolution structurale de la ceinture volcanique de Mako caractérisée par un contexte de tectonique transpressive avec deux styles de déformations : une première étape (D1) caractérisée par un chevauchement suite à un raccourcissement NW-SE, et une deuxième (D2-D3) transcurrente. La tectonique transcurrente (D2-D3) débute par un cisaillement senestre N-S pour évoluer vers un cisaillement NE-SW et N-S encadré par des failles majeures NE-SW. Ces différentes étapes constituent un continuum et sont aussi marquées par des évènements magmatiques caractérisés en particulier par un volcanisme et un plutonisme.
Minéralisations dans la BKK
Les minéralisations aurifères
La BKK est devenue une importante province aurifère en Afrique de l’ouest au regard des gisements découvert au Mali et au Sénégal. Les travaux antérieurs (BRGM, chercheurs, sociétés minières…) ont permis la mise en évidence de beaucoup de gisements aurifères aussi bien dans le supergroupe de Mako que dans celui de Dialé Daléma (Fig. 6).
Le gisement de Sabodala, découvert vers les années 1960 (Gavestejn, 1962), se localise dans le supergroupe de Mako. Ses réserves ont été estimées à environ 90 tonnes d’or. Le gisement de Sabodala est en production depuis mars 2009 et produit chaque année quatre (4) tonnes (136 000 onces) pendant au moins dix(10) ans.
Sur le plan géologique, le gisement de Sabodala est localisé dans le supergroupe de Mako. Il se situe dans une structure anticlinale formée de métabasites, de laves et de tufs intermédiaires avec des passages de métadolérites et de diabases (Brau,1981). Ces volcano-sédiments sont associés à des rhyolites porphyriques parfois en contact avec la minéralisation, mais aussi à de nombreuses formations siliceuses dont les filons de quartz jaspéroides orientés NE-SW, décrochés par une faille N170. Brau et al.,(1981) mettent aussi en évidence un noyau silicieux porteur d’une minéralisation aurifère qui s’est développé à l’intersection de failles N170 et N030. Cette intersection entre les deux failles aurait favorisé une ouverture et donc une circulation avec une remobilisation de la minéralisation aurifère.
Sylla et Ngom (1997) montrent que la minéralisation du gisement de Sabodala provient d’un intense hydrothermalisme affectant les formations du gisement qui se traduit globalement par les paragénèses suivantes : (1) albite + calcite + quartz + chlorite ± séricite ± épidote; (2) stockwerk silico-carbonaté minéralisé en pyrite aurifère; et (3) quartz blanc stérile cimentant des éléments de brèches tectoniques. La pyrite est l’espèce prédominante formant 98% des sulfures. Elle se présente en cristaux millimétriques, généralement associés aux microfissures ou organisés en agrégats ou en chapelets. L’or natif se présente soit en dépôt fissural dans la pyrite (forme la plus répandue), soit en fines inclusions dans ce sulfure.
Sylla (2016) confirme ces résultats et montre, sur le plan structural, que la minéralisation est entièrement contrôlée par les failles dénommées` »Main flat » et la faille Nord-Ouest (NW). Ces dernières sont limitées à l’échelle du gisement et leurs extensions n’ont pas été cartographiées au-delà. Elles seraient initialement formées durant la D1 et réactivées durant la seconde phase de déformation D2.
Le gisement de Sofia se trouve dans le supergroupe de Mako, elle est longée entièrement par la zone de cisaillement ductile-cassante de Sofia-Sabodala. L’étude géochimique détaillée du prospect de Sofia montre une anomalie majeure longue de 4 km et large de 50 à 150m. Les valeurs anomales pouvant atteindre 1647ppb (Dione, 2016). L’anomalie de sofia est scindée en deux parties : une partie orienté N-S, appelé Sofia North, situé au Nord du prospect et une partie appelé Sofia Main, situé au Sud du prospect la corrélation entre la lithologie et la minéralisation montre que, les diorites quartziques constituent de loin le faciès le plus minéralisé. On note cependant des concentrations signifiantes au niveau des tufs et des gabbros (Thioub, 2018). L’étude hydrothermale du gisement montre deux épisodes d’altérations hydrothermales. Un premier associé à une forte albitisation, silicification, carbonatation, séricitisation et chloritisation. Cet épisode n’est pas directement lié à la minéralisation et serait associé au métamorphisme régional. Le deuxième épisode associé à la silice, chlorite, séricite et aux sulfures, contrôle l’essentiel de la minéralisation.
Le gisement de Loulo se localise dans le supergroupe de Dialé-Daléma ; il est encaissé dans des grès tourmalinisés. Ce gisement est classé dans les gisements à minéralisations pré-orogéniques c’est-à-dire qu’il s’est mis en place avant la première phase de l’orogénèse éburnéenne. Ces minéralisations pré-orogéniques comprennent des minéralisations polymétalliques (Mn, Fe, Cu, Zn, Ag) stratiformes qui revêtent un important intérêt économique pour le craton, mais très peu d’occurrences aurifères. Cependant, une étude récente (Lawrence et al., 2013) réfute cette hypothèse et avance au contraire des arguments en faveur d’une mise en place tardiorogénique de la tourmalinisation et de la minéralisation associée.
Le gisement de Sadiola : se situe dans au sud-ouest du Mali, en Afrique de l’Ouest, près de la frontière séparant le Sénégal du Mali. Le permis d’exploitation minière de Sadiola s’étend sur une superficie de 302 km² ; l’exploitation est assurée par une coentreprise formée entre AngloGold Ashanti et IAMGOLD.
Sur le plan géologique, le gisement de Sadiola est encaissé par les formations de la Boutonnière de Kédougou-Kéniéba. Il s’allonge le long de la zone de fracture de Sadiola sur une distance de 2500 mètres (Faye, 2011). Les réserves prouvées sont estimées à 118000 tonnes avec une teneur moyenne de 1,7 g/t et les réservées probables sont estimées à 63674000 tonnes avec une teneur moyenne de 1,9 g/t (IAM GOLD, rapport sur les activités minières 2018).
Le gisement de Boto : le permis de Boto s’étend sur une superficie de 236 km², il est situé auSud-Est du Sénégal, le long de la frontière Sénégalo-Malienne. Le contexte géologique du secteur du projet est semblable à celui des prolifiques secteurs aurifères Sadiola et Loulo, au Mali voisin. Le gisement de Boto est encaissé par des roches métasédimentaires, volcaniques et intrusives d’âge Birimien sur un segment de sept kilomètres le long de la zone de cisaillement Sénégal-Mali.
Le gisement de Boto recelait une ressource indiquée de 27,7 millions de tonnes d’une teneur moyenne de 1,8 gramme d’or par tonne, soit 1,56 million d’onces, et une ressource présumée de 2,9 millions de tonnes d’une teneur moyenne de 1,3 gramme d’or par tonne, soit 125 000 onces (communiqué de presse du 22 février 2017 au sujet des réserves et des ressources de IAMGOLD).
Le gisement de Massawa : est localisé sur la zone de cisaillement principal MTZ. La géologie du prospect de Massawa est marquée par un complexe volcanoclastique, des faciès volcanosédimentaires et sédimentaires intrudés par des dykes de roches acides, intermédiaires et basiques (Faye, 2011). Les réserves sont estimées à 100 tonnes de métal environ.
La lithologie du secteur d’étude
Le C-KSS se situe dans le supergroupe de Mako, sa lithologie est essentiellement constituée de roches volcaniques et volcano-sédimentaires, recoupées par des intrusifs acides. Ces roches sont orientées préférentiellement N-S à NE-SW et sont généralement métamorphisées dans les faciès schistes vert.
Dans la zone de Sabodala, la lithologie (Fig.7) est dominée par les termes volcaniques mafiques. Elle est subdivisée globalement en deux grands ensembles plutono- volcaniques (Ngom 1989) intrudés essentiellement par des termes granitiques : l’un plus ancien est constitué d’une alternance de coulées de basaltes en pillow, de bréches alloclastiques, et de métasédiments (métatuffites, métapélites, calcaires et quartzites) associés à des métagabbros et des métadolérites en massifs et en sills. Par contre, l’autre ensemble plus récent, est constitué de massifs de gabbros et de granodiorites et de filons de rhyolites de rhyodacites et d’andésites discordants sur l’ensemble inférieur.
Sylla, (2016) décrit le secteur de Sabodala comme étant constitué d’un ensemble basique et ultrabasique interstratifié avec des métasédiments, recoupé d’abord par des massifs granitiques et des filons felsiques puis par des intrusions de dolérites.
L’ensemble basique et ultrabasique est dominé par les métabasaltes qui affleurent sur toute la partie occidentale du secteur d’étude où ils montrent de puissantes coulées. Vers l’Est, les coulées sont de puissances plus modestes et interstratifiées avec des métasédiments. Ils sont intimement associés à des massifs de gabbros et d’ultrabasites dont leur relation cartographique laisse penser à une mise en place contemporaine. Les ultrabasites et les gabbros sont bien représentés dans les parties orientales où ils montrent à l’affleurement des corps allongés, concordants et rarement sécants aux métavolcanites basiques et à la structure régionale.
Les métasédiments affleurent à l’Est et au Nord du secteur d’étude. Ils sont interstratifiés avec les métabasaltes dont leur relation est marquée par un contact tectonique. Ils sont généralement recoupés par des intrusions acides et plus rarement gabbroïques.
Dans la zone de Sofia, les termes volcaniques sont constitués d’andésites, de rhyolites, de rhyodacites et de basaltes massifs ou en pillow et les termes volcano-sedimentaires, de lapilli-tufs et des tufs bréchifiés (Fig. 8 et 9). Ces derniers sont généralement plissés et mylonitisés dans certains endroits. Ces deux grands ensembles sont d’abord intrudés par des termes plutoniques ultramafiques et mafiques (ultrabasites, gabbros) métamorphisés et altérés puis recoupés par des granites massifs peu déformés et enfin recoupés tardivement par de nombreux dykes de dolérites, des filons d’aplites et des filons de quartz. Au niveau de Koulountou, les termes basiques sont dominants et sont constitués de roches ultrabasiques et basiques telles que les pyroxénites, de gabbros et dolérites. On y trouve également des roches intermédiaires (andésites et diorites) et des roches acides représentées par les granodiorites. Les termes volcano-clastiques sont par contre minoritaires et représentés principalement par des tufs qui sont parfois silicifiés ou chloritisés et des volcanoclastites formés de clastes de nature différente (dolérites, gabbros, quartz…) enveloppés dans une matrice microlitique. Au-delà de ces faciès, on trouve aussi dans la zone de Koulountou, des termes sédimentaires représentés principalement par des pélites et des roches métamorphiques, représentées par des quartzites. Toutes ces formations sont intrudées par le pluton granitique de Koulountou.
Les complexes plutoniques
Le complexe plutonique est représenté dans le secteur d’étude par le batholite de Badon-kakadian qui occupe la partie occidentale. Ce batholite est constitué de nombreux plutons de granites, présentant d’importantes variétés pétrographiques, géochimiques, structurales. En plus de ce batholite, on retrouve, dans le secteur d’étude, d’autres massifs de granites sous forme de plutons syn et tardi-tectoniques de dimensions, de formes et de caractéristiques pétrographiques différentes (Fig.10).
Le batholite de Badon-Kakadian
Il affleure sur la presque totalité de la partie occidentale du secteur d’étude, allant de Badon au Sud à Kakadian au Nord. Dans la partie sud, le faciès commun est le granite de Badon (sens strict) daté de 2,198 Ga (Gueye et al, 2007), (méthode Pb/Pb sur Zircon). Pour Dia et al (1997), le batholite de Badon-Kakadian comprend dans le secteur de Laminia-Kaourou-Sandikounda deux ensembles plutoniques : le complexe plutonique lité de Sandikounda et le complexe plutonique de Laminia-Kaourou.
Le complexe plutonique de Badon : est constitué de monzogranite, de granodiorite, de tonalite et d’adamellite. Gueye et al., (2008) décrivent le granodiorite comme étant la roche dominante du complexe plutonique de Badon. Cette granodiorite est intrusive dans des formations volcaniques représentées essentiellement par des faciès basaltiques.
Le complexe plutonique lité de Sandikounda : situé au centre du batholite de Badon-Kakadian, ce complexe regroupe les roches les plus anciennes, datées de 2,202 Ga par Dia et al, (1997) et de 2,198 Ga par Gueye et al, (2007). Ce complexe plutonique, sous forme de xénolite, serait la base du Supergroupe de Mako. Ce dernier est constitué du bas vers le haut, de wherlites et pyroxénites, de gabbros lités, de diorites et hornblendites et enfin de tonalites et de trondhjémites, (Dia et al, 1997). Gueye et al., (2008) subdivisent le complexe plutonique lité de Sandikounda en deux unités:
a) L’unité de Tonkoutou : située à l’ouest de Sandikounda, elle est composée de faciès dioritiques et gabbroïques associés à de nombreux corps mafiques à ultramafiques.
b) L’unité de Guandamaka : elle est formée de diorites quartzites et de gabbros montrant des structures de déformation submagmatique.
Le complexe plutonique de Laminia-Kaourou : constitue l’un des plus larges plutons granitiques calco-alcalins de la ceinture de roches de Mako précédemment décrit par Dia (1988) et Gueye (1995). Il est formé de granodiorites, de monzogranites et d’adamélites (Dia et al, 1997). Sur le plan structural, Gueye (2001) décrit le complexe plutonique de Lamina-Kaourou, étant contemporain à l’accident de Léoba-Moussala, orienté N-S correspondant à une déformation transpressive sénestre. Cette déformation est caractérisée dans le pluton de Kaourou par des fabriques magmatiques à submagmatiques parallèles à la foliation régionale et aux zones de cisaillements des terrains paléoprotérozoïques.
Le massif granitique Bouroumbourou
Le granite de Bouroumbourou se situe au nord du secteur d’étude ; c’est un massif sub-arrondi à elliptique d’orientation générale nord-sud. Il est composé principalement de trois faciès :
un granite à grain grossier à moyen sur les marges occidentales et septentrionales,
un granite à biotite qui constitue la majeure partie du pluton et qui est à grain moyen à grossier et comprenant une phase marginale porphyrique fine,
enfin un faciès granodioritique à monzogranitique de couleur rosâtre.Ce faciès se serait mis en place à l’intérieur du complexe plutonique de Laminia-Kaourou qu’il recoupe au centre de manière diapirique (Gueye et al, 2008).
Le massif de Bransan
Le massif de Bransan se trouve au nord du village de Bransan et à l’ouest du granite de Bouroumbourou. Il a une forme elliptique et suit préférentiellement la direction N020. Des études pétrographiques approfondies n’y sont pas été faites mais la description macroscopique montre que le massif est boudiné et folié. Il est interprété comme étant syntectonique à la faille de Sabodala.
Le massif de Makana
Ce massif granitique est également appelé granite de Dioudiou-kountou. Seulement des études cartographiques ont été réalisées dans la zone de contact entre ce massif et son encaissant volcanique sur la piste reliant le village de Koulountou et le mont Dioudiou-Kounkou. Le contact se matérialise par une association de dyke de monzonite à mégacristaux de feldspath potassique sans orientation préférentielle et de basaltes fortement déformés parcouru par des veinules de chlorite (Thiam, 2004). La zone de contact est orientée NS.
Le massif de Falombo
Le granite de Falombo est un massif plutonique syn-tectonique, de forme subarrondie avec un diamètre d’environ 1,5 kilomètre. Il est constitué de plusieurs faciès pétrographiques à disposition concentrique avec un faciès à grain moyen à la périphérie, un faciès à gain grossier en zone intermédiaire et un faciès plus sombre à biotite au centre du massif. Le massif est de composition granodioritique dans la partie centrale et évolue vers des tonalites et des diorites à la périphérie. Les limites entre les différents faciès concentriques sont marquées par des intrusions doléritiques métriques disposées suivent les courbures.
Le massif de Koulountou
C’est un petit massif de forme elliptique qui affleure bien à quelques mètres au Sud du village de Koulountou. La roche est constituée de quartz orienté préférentiellement suivant la direction N040, de feldspath potassique, de plagioclase et de biotite.
Des enclaves de roches noires fusiformes, dont la nature reste à déterminer, orientées dans la direction N060 sont visibles dans la roche.
Outre ces massifs graniques syntectoniques, de nombreux granitoïdes tardi-tectoniques intrudent le secteur d’étude à savoir : le granite de Tomborokoto, le granodiorite de Massawa, le granite de Mamakono, le granite de Tinkoto entre autres. Ce dernier est une roche massive monzodioritique à monzogranitique dans la partie sud-est du massif et une roche granodioritique dans la partie nord-est (Gueye et al, 2008). Ce massif est intrusif dans des roches détritiques, volcanodétritiques et andésitiques au centre du village de Tinkoto. La composition principale de ce granite comprend du feldspath potassique, du quartz, du plagioclase avec peu de biotite mais aussi accessoirement du zircon et de l’apatite.
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
PREMIERE PARTIE : SYNTHESE BIBLIOGRAPHIQUE SUR LE SECTEUR D’ETUDE : LE CORRIDOR KOULOUNTOU-SOFIA-SABODALA (C-KSS)
I°) Le Craton Ouest Africain
1°) Les formations Archéennes
2°) Les formations paléoprotérozoïques ou birimiennes
II°) Présentation de la Boutonnière de Kédougou-Kéniéba
1°) La lithologie de la BKK
2°) Le contexte structural de la BKK
3°) Minéralisations dans la BKK
a°) Les minéralisations aurifères
b°) Autres Minéralisations de la Boutonnière Kédougou-Kéniéba
III°) Conclusion partielle
DEUXIEME PARTIE : Etude de la lithologie et des complexes plutoniques du corridor Koulountou-Sofia-Sabodala (C-KSS)
A°) La lithologie du secteur d’étude
B°) Les complexes plutoniques
1°) Le batholite de Badon-Kakadian
2°) Le massif granitique Bouroumbourou
3°) Le massif de Bransan
4°) Le massif de Makana
5°) Le massif de Falombo
6°) Le massif de Koulountou
C°) Conclusion partielle
TROISIEME PARTIE : ETUDE STRUCTURALE DU CORRIDOR KOULOUNTOU-SOFIA-SABODALA:
I°) Revue de la Structurale du C-KSS
II°) Etude géophysique du corridor Koulountou-Sofia-Sabodala
1°) Les linéaments sécants
2°) Les linéaments concordants
3°) Les linéaments d’entrainements
II°) Etudes des données de terrain
A°) Les structures de la déformation ductiles
1°) les schistosités
2°) les linéations
3°) Les plis
4°) Les boudinages
5°) Les indicateurs de sens de cisaillements
B°) Les structures cassantes
Les veines de cisaillements et les veines d’extensions
Les Fractures
III°) Interprétation et Discussion
IV°) Modèle structurale
V°) Conclusion partielle
QUATRIEME PARTIE : ETUDE DES MINERALISATIONS AURIFERES DU CORRIDOR KOULOUNTOU-SOFIA-SABODALA (C-KSS) ET DE LEUR CONTROLE STRUCTURAL:
I°) Etude géochimiques du C-KSS
II°) Etude des altérations minérales
III°) Etude de quelques minéralisations du C-KSS
IV°) Caractérisation des veines de quartz
1°) les veines de cisaillement
2°) les veines d’extension
3°) les stockwerk
IV°) Corrélation entre Structurale et Géochimie
V°) Conclusion partielle
CONCLUSION GENERALE
REFERENCES
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