Soutenance mémoire
Le Craton Ouest Africain (CAO)
Situé dans la partie occidentale du continent africain, ce craton entouré de chaînes (mobiles) d’âge panafricain à hercynien, est limité au Nord par l’Anti-Atlas marocain, à l’Est par les Dahomeyides, le Gourma et le domaine pharusien, à l’ouest par les Rockelides et les Mauritanides.
Subdivisions
Le COA est recouvert sur une grande partie de sa surface, par les formations sédimentaires d’âge protérozoïque supérieur et paléozoïque des bassins de Tindouf et de Taoudéni respectivement au Nord et au centre (Peucat et al., 2005) (Fig.2). Il est constitué de trois grands ensembles géologiques :
– un ensemble composé des dorsales de Réguibat et de Léo-Man situées respectivement au Nord et au Sud, notamment de part et d’autre du bassin de Taoudéni (Bessoles, 1977; Black, 1980 dans Ngom, 1995 ; Ouattara, 1998 ; Peucat et al., 2005).
– un ensemble affleurant à l’ouest qui comprend deux entités : la fenêtre de KédougouKéniéba qui est à cheval sur le Sénégal et le Mali, et celle de Kayes au Mali. Ces fenêtres sont formées spécifiquement de formations paléo protérozoïque consistant en d’étroites ceintures volcaniques et en de larges bassins sédimentaires structurés et intrudés par des granitoïdes éburnéens (Liégeoiset al., 1991).
– Deux zones mobiles forment le troisième ensemble. Une zone mobile occidentale ou chaine des Mauritanides, et une autre orientale constituée des boucliers Touareg, Nigérian et Béninois. Les tronçons de la chaine panafricaine et ces boucliers sont érigés au méso et néoprotérozoïque entre 1.8 et 0.6 Ga (Bassot, 1966 ; Affaton, 1987 ; Peucat et al., 2005).
Les formations géologiques
L’architecture du COA résulte d’une évolution polycyclique et complexe (Bard, 1974), caractérisée par deux principales orogenèses : le libérien et l’éburnéen .
L’Archéen
Les formations archéennes affleurant dans la dorsale de Réguibat et de Léo (KénémaMan), sont constituées de migmatites, granulites, gneiss de type TTG (trondhjémite, tonalite, granodiorite) et charnockites (Ouattara, 1998). Elles sont affectées par l’orogénèse léonienne présumée entre 3500 et 2900 Ma (Attoh and Ekwueme, 1997 ; Potrel et al., 1998 in Glodji, 2012) et de 2900 à 2700Ma (Beckinsale et al., 1980) et repris ultérieurement par le cycle libérien daté de 2,7 à 2,5 Ga pour (Camil et al.,1984) et de 2,8 à 2,3Ga pour (Pothin,1988). Des âges plus précis auraient été obtenus par Kouamelan (1996) et Kouamelan et al. (1997) cité par (Ouattara, 1998). Les évènements structuraux léoniens sont associés à un métamorphisme de faciès granulite (autour de 3,1 Ga au sud-ouest de la Côte d’Ivoire) suivi d’une rétromorphose dans le faciès amphibolite. Il est clôturé par un évènement cataclasique (Pothin, 1988).
L’éburnéen
Cette orogenèse caractérise les volcanites (tholéiitiques et calco-alcalines), les volcano-sédiments et les sédiments métamorphisés, et faiblement déformées, désignées sous le vocable de roches birimiennes (Ouattara, 1998) ou paléoprotérozoïque. Ce Paléoprotérozoïque du craton ouest-africain se caractérise par l’absence de roches de croûte profonde (Debat et al., 2003). Il comprend deux cycles :
● Le Burkinien ou l’Eburnéen I daté entre 2,19 et 2,14 Ga quia structuré les terrains dabakaliens (Lemoine et al., 1985 ; Pothin, 1988 ; Abouchami et al., 1990).
● L’Eburnéen II ou l’Eburnéen au sens strict, a affecté les formations birimiennes qui affleurent dans l’immense domaine Baoulé-Mossi. Ce dernier masque le sud du Mali, la Guinée, le Burkina Faso, la Côte d’Ivoire, le Ghana, le Niger et le nord du Togo (Milési et al., 1989). Cet événement qui s’étend de 2,12 à 2,06 Ga a également structuré les affleurements des boutonnières de Kayes et de Kédougou-Kéniéba et ceux du domaine Yetti eglab (la partie orientale de la dorsale Réguibat) (Feybesse et al., 1989, Abouchami et al., 1990 in Ndiaye, 1994 et Ngom, 1995). A l’origine, le Birimien caractérisait les formations définies par Kiston (1928) et Junner (1940) dans la vallée du birim au Ghana. Plus tard, il s’étend à l’ensemble de l’Afrique Occidentale pour englober les métasédiments et métavolcanites du cycle éburnéen (Pothin, 1988).En effet, en présentant en 1940une synthèse de la géologie de la Gold Coast (Ghana), Junner distinguait:
– un ensemble inférieur ou Birimien inférieur (BI) à dominante sédimentaire ;
– un ensemble supérieur ou Birimien supérieur (B2) à dominante volcanique associée ou en discordance avec les formations fluvio-deltaïques du Tarkwaien (Kesse, 1986 in Pothin, 1988 et Ngom, 1995).
Cette succession lithologique est diversement interprétée à travers le COA. C’est ainsi que : Les travaux de Tagini (1971) et vidal (1987) soulignent l’opposé, c’est-à dire les volcanites sous les sédiments pour la Côte d’Ivoire. Les récentes études (Milési et al., 1989 ;Fabre et al.,(1990); Fabre et Morel (1993b); Feybesse & Milési (1994))ont renversé cette chronologie déjà admis en Côte d’Ivoire en proposant les sédiments antérieurs aux volcanites. Les données structurales récentes de Siméon et al., (1994, 1995) ; Delor et al., (1994,1995a,1995c) ; Pouclet et al., (1996);Vidal et al., (1996); Doumbia (1997) redonnent peu plausible la séquence selon laquelle les volcanites reposeraient sur les sédiments. Au Burkina Faso, la succession des métabasaltes sur les sédiments semble être adopté (Zonouet al., 1985 ; Ouédraogo & Prost, 1986), alors qu’au Niger, la succession inverse est établie (Pouclet et al., 1990), ce que rejette également (Milési et al., 1989 ; Feybesse & Milési(1994). Au Sénégal, les travaux de witschard, 1965 in Diène (2002) et de Bassot (1966), reconnaissent les volcanites sous les sédiments. Cette suite est renforcée par les résultats pétrogénétiques de Diallo (1983), Ngom (1985), Ndiaye (1986), Dioh (1986) ainsi que par les informations géochimiques et géochronologiques de Dia (1987) ; Abouchami et al., 1990 ; Ndiaye et al.,1993 ; Diallo et al., 1993 in Bassot, 1997 cité par Diène (2002).A contrario, sur la base des données structurales, (Milési et al., 1986 ; Pons et al., 1992)renversent cet ordre. Par ailleurs, une autre succession lithologique basée sur les nouvelles observations et datations précises obtenues sur les différentes intrusions granitiques du Ghana, révèle que les sédiments et volcanites des sillons sont sub-contemporains et variaient latéralement les uns aux autres (Leube et al., 1990 ; Hirdes et al., 1992 ; Taylor et al.,1992 ; Davis et al., 1994 in Vidal et al., 1996).Toutefois, cette chronologie n’est pas reconnue en Côte d’Ivoire où les formations volcaniques sont considérées comme antérieures aux sédiments (Vidal et Alric, 1994 ; Delor et al., 1995c). Pouclet et al., 1996,suggèrent qu’une distinction doit être faite entre d’une part, les sédiments associés aux volcanites, affectés par les mêmes déformations et métamorphisme et d’autre part les sédiments post-batholitiques. De nos jours, la plupart des géologues admettent que les volcanites mafiques de type MORB constituent la base lithostratigraphique dans le système birimien (Baratoux et al., 2011).
Evolution structurale du Craton Ouest-Africain (COA)
Selon Bard (1974), l’ossature des formations du COA, résulte d’une évolution polycyclique complexe engendrée par l’orogenèse éburnéenne. Divers travaux (Ledru et al., 1988 ;Milési et al., 1989 ; Feybesse et al., 1989; Fabre & Morel1993b;Triboulet et Feybesse,1998 ; Lompo, 2010) ont confirmé cette thèse et distinguent dans plusieurs régions du COA, trois phases majeures successives de déformation éburnéenne. Une phase (D1) tangentielle, suivie par deux phases successives de tectonique transcurrente (D2 et D3).
Première phase (D1) tectono-métamorphique éburnéenne
Cette phase (D1) tangentielle qui est survenue entre le dépôt du Birimien inférieur (B1) et du Birimien supérieur (B2), s’organise autour d’une zone de suture de direction WNW-ESE, résultant du charriage, dirigé globalement vers le Sud, du Paléoprotérozoïque sur l’Archéen. Elle est caractérisée par un caractère coaxial et une intense tectonique collisionnelle marquant les limites entre le domaine protérozoïque et le socle archéen de Kénéma-Man. L’intensité de cette tectonique collisionnelle décroit lorsque l’on s’éloigne du socle archéen (Feybesse et al., 1989 ; Milési et al., 1989 ;Ledru et al., 1989). Toutefois, l’hypothèse d’une phase (D1) tangentielle est remise en cause par certains auteurs qui relèvent l’absence de structure déformatrice tangentielle aussi bien dans l’ensemble B1 que dans le Birimien de la dorsale de Man. C’est le cas par exemple de : au Sénégal (Pons et al., 1992 ; Diène, 2002) ; au Burkina Faso (Lompo et al., 1991 ; Nikiéma,1992 ; Nikiema et al., 1993) ; au Niger (Dupuis et al., 1991; Pons et al., 1995) ; en Côte d’Ivoire(Vidal,1987 et 1988 ; Vidal et al., 1992 et 1996 ; Boher et al.,1992 ; Hirdes et al.,1992 ;Vidal et alric,1994 ; Delor et al.,1994, 1995a, 1995c ; Pouclet et al.,1996 ; Doumbia,1997).Ces auteurs ont proposé d’abandonner l’hypothèse d’une phase précoce de chevauchement affectant le Birimien. Ils suggèrent que cette D1 se traduit par une déformation péri-plutonique ainsi que des mécanismes « archaïques » de l’Archéen marqués par des intrusions, des collages et des déplacements latéraux de blocs crustaux. Cette dernière hypothèse est semblable à celle admise dans la croûte continentale archéenne au sud de l’Inde par (Bouhallier, 1995 in Gnanzou, 2014). Elle est également proche de celle proposée par (Vidal et al., 2009 ; Pitra et al., 2010 ; Lompo, 2010) qui suggèrent une tectonique verticale de « sagduction » suivie d’une tectonique horizontale dans des conditions de lithosphère paléoprotérozoïque « chaude et molle » (Cagnard et al., 2006 in Dabo, 2011).
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I : PRESENTATION GENERALE DE LA ZONE D’ETUDE
I-1- CONTEXTE GEOGRAPHIQUE
I-2- CONTEXTE GEOLOGIQUE
I-2-1- Le Craton Ouest Africain (CAO)
I-2-1-1- Subdivisions
I-2-1-2-Les formations géologiques
I-2-1-3- Evolution structurale du Craton Ouest-Africain (COA)
I-2-2- La boutonnière de Kédougou-Kéniéba
I-2-2-1- Le groupe de Dialé-Daléma
I-2-2-2- Le groupe de Mako
I-2-2-3-Evolution tectonique de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba (Bkk)
I-2-3-LES MINERALISATIONS
I-2-3-1- Quelques minéralisationsà l’échelle du Craton Ouest Africain (COA)
I-2-3-2- Les minéralisations à l’échelle de la Boutonnière de Kédougou Kéniéba (BKK)
I-2-4- Géologie du groupe de Mako
I-2-4-1-Lithologie et pétrographie
I-2-4-2-Géochronologie
I-2-4-3-Géochimie
I-2-4-4- Métamorphisme
I-2-4-5-Tectonique
CHAPITRE II : MATERIELS ET METHODOLOGIE
II-1- MATERIELS
II-1-1-Sur le terrain
II-1-2- Au laboratoire
II-1-3- En salle
II-2- APPROCHESMETHODOLOGIQUES
II-2-1- La cartographie géologique des affleurements
II-2-2- Réalisation des coupes géologiques
II-2-3- Réalisation des sections polies
CHAPITRE III : ETUDE LITHOLOGIQUE ET PETROGRAPHIQUE
III-1- PRESENTATION DES COUPES GEOLOGIQUES
III-1-1-La coupe n°1
III-1-2- La coupe n°2
III-1-3-La coupe n°3
III-2- DESCRIPTION DE LA CARTE LITHOLOGIQUE
III-3- DESCRIPTION DES DIFFERENTES LITHOLOGIES
III-3-1- Les roches volcano-plutoniques basiques
III-3-1-1-Les métabasaltes
III-3-1-2-Les métagabbros
III-3-2-Les roches magmatiques acides à intermédiaires
III-3-3- Les formations ultrabasiques
III-3-4- Le complexe volcano-détritique
III-3-5- Les quartzites
III-4 – SYNTHESE ET DISCUSSION SUR LA LITHOLOGIE
CHAPITRE IV : ETUDES DES DEFORMATIONS
IV-1- LES DEFORMATIONS DUCTILES
IV-1-1-La phase tangentielle (D1)
IV-1-2- La phase transpressive (D2)
IV-1-3- La phase transpressive(D3)
IV-2- DEFORMATIONS SEMI-DUCTILES A CASSANTES
IV-2-1- Les fentes de tension
IV-2-2-Les veines de quartz
IV-2-3-Les fractures
IV-2-4-Les failles
IV-3- SYNTHESE ET DISCUSSION SUR LES DEFORMATIONS
CHAPITRE V : LES MINERALISATIONS
V-1- OBSERVATION MACROSCOPIQUE DES MINERALISATIONS
V-2- OBSERVATION MICROSCOPIQUE
V-3- RELATION DEFORMATION ET MINERALISATION
V-4- SYNTHESE ET DISCUSSION SUR LA MINERALISATION
CONCLUSION GENERALE
