L’exploitation du gisement de cuivre

L’exploitation du gisement de cuivre

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Bassin côtier ou Bassin Sénégalo-Mauritanien

Le bassin côtier sénégalo-mauritanien s’est développé au cours du Permo-Trias tout le long de la marge occidentale, en distension passive, du Craton Ouest africain pendant l’époque qui correspond à l’ouverture proto-atlantique.

Le bassin s’étend de la Mauritanie occidentale au nord, à la Guinée-Bissau au sud, avec une bordure orientale située en Mauritanie méridionale et constituée par la zone orogénique Mauritanides (fig. 3). Les informations obtenues des forages profonds et des études géophysiques effectuées aussi bien sur terre qu’en mer (Liger, 1980; Ritz, 1983; Ritz et al., 1989; Ritz et Bellion, 1990) indiquent que le bassin renferme des sédiments mésozoïques et cénozoïques qui s’épaississent vers le large. Ces sédiments reposent sur un socle à effondrement progressif vers l’ouest le long de failles normales de marges en distension.

A proximité de Nouakchott, la profondeur du bassin est estimée entre 4000 et 5000 m, alors que plus à l’ouest, c’est probablement le double (Ritz et Bellion, 1990). A l’est, en dessous de la Mauritanie méridionale, les forages indiquent que le soubassement paléozoïque – précambrien est beaucoup moins profond (105 m à Aleg et 216 m à Niabina), et que la séquence correspond intégralement à des sédiments cénozoïques transgressifs.

L’histoire du bassin côtier a été synthétisée entre autres par Elouard (1975) et Bellion (1991). Les roches affleurantes les plus anciennes sont d’âge paléocène, mais celles-ci sont trouvées uniquement dans le sud (le long de la vallée du fleuve Sénégal, dans les régions du Cap Vert et du dôme de Ndiass près de Dakar au Sénégal, ainsi qu’au nord de la Guinée-Bissau). Des évaporites triassico-liasiques (gypse – anhydrite – halite) et des shales pyriteux ont été trouvés dans des forages profonds situés en dehors de la côte mauritanienne, où un grand nombre de diapirs de sel ont été localisés. Ces derniers forment une ceinture orientée nord-sud située à environ 100 km à l’ouest de la côte mauritanienne (Templeton, 1971).

Les dykes gabbroïques et microgabbroïques crétacés-permiens (mais principalement liasiques), associés à des distensions précoces, recoupent les plus anciennes roches du bassin (Sebai et al., 1991). Les épaisses séquences (au moins 1.800 m d’épaisseur au sud de Dakar) de calcaires dolomitiques bioclastiques, localement oolitiques, jurassiques, ont été trouvés dans des forages profonds, indiquant ainsi le développement de carbonates de mer peu profonde et de récifs frangeants le long de la marge orientale d’un bassin à subsidence rapide (Ruellan, 1985 ; Dumestre et Carvalho, 1985).

La subsidence du bassin durant le jurassique était associée au développement de failles normales parallèles à la côte. Dans la région du Sénégal, la subsidence était plus marquée à l’ouest d’un axe orienté N-S situé dans la région de Dakar.

Vers l’est, il a pu y avoir certains soulèvements locaux contemporains dans la région du dôme de Ndiass (Castelain, 1965).

En Mauritanie, les sédiments paléocènes sont trouvés uniquement à l’ouest de Rkiz (forages d’Idini, Moutounsi et Bou Lanouar), où ils sont constitués de calcaires littoraux et récifaux, ainsi que d’argiles (Elouard, 1975; Bellion, 1991). Les sédiments éocènes de base recouvrent une surface karstique paléocène dans la région de Ndiass (Sénégal), indiquant une émersion au cours du Paléocène. Le Paléocène est totalement absent à l’est de Rkiz.

Géologie de l’Inchiri

Le complexe de l’Inchiri est composé d’un empilement imbriqué de nappes de charriage des Mauritanides nord centrales qui recouvre structuralement l’autochtone et le paraautochtone du socle archéen et la mince couverture sédimentaire de Taoudeni (fig. 4). Une partie du socle basal archéen (groupe de Saouda) a une relation allochtone avec l’avant pays du craton ouest africain. Ce complexe est baptisé du nom de la région d’Inchiri afin de refléter la grande extension régionale. Il incorpore quatre nappes supra-crustales internement imbriquées et une zone d’enracinement qui constitue l’allochtone infra-structural. Pour chaque division tectonique a été provisoirement assignée un statut de groupes séparés, vu l’impossibilité de faire pour l’instant des corrélations lithostratigraphiques précises.

– Nappe de Hajar-Dekhen-Kleouat (groupe de Hajar-Dekhen-Kleouat)
– Nappe de Choueima (groupe d’Oumachoueïma et d’Eizzene)
– Nappe quartzitique de Tamkarkart (groupe d’Agoualilet)
– Nappe de Bou Kerch (groupe de Saouda)
– Parautochtone (sédiments de bassin du Taoudeni sus-jacent au socle)
– Socle (Complexe d’Amsaga).

La série d’Akjoujt

La région d’Akjoujt (qui renferme le gisement de Guelb Moghrein) est située sur un orocline de la chaine centrale (partie septentrionale) de Mauritanides et tourne vers l’Ouest à partir de son orientation Nord-Est en général et suit la bordure Sud-Ouest de la dorsale archéenne de Réguibat. Dans ce domaine, le complexe est généralement de vergence vers l’Est sur la partie de plissement et de la poussée de la chaine des Mauritanides.

Dans cette zone, nous disposons d’une suite d’unités des roches volcaniques métamorphiques, volcanoclastiques et epiclastiques qui chevauchent vers l’Est sur le sous-sol d’Amsaga et le bassin de Taoudeni. La limite Ouest de la région d’Akjoujt est marquée par une série de nappes qui comprend des schistes et des gneiss du sous-sol d’Amsaga (Souzy, 1969 ; le page, 1988 ; Lecorché et al., 1989 ; Martyn et Strickland 2004 ; Villeneuve, 2005).

Les unités de socle sont géométriquement situées soit au-dessus des roches vertes (socle de Kléouat et de Hjar Dekhen), soit en dessous (socle de l’Amsaga). La série des roches vertes des Mauritanides comporte deux groupes stratigraphiques séparés par une discordance : le groupe d’Eizzene, le plus ancien et le groupe d’Oumachoueïma, le plus récent (fig. 5).

Groupe d’Eizzene

Le groupe d’Eizzene se compose de deux formations ayant un rapport cohérent entre elles ; avec une unité inférieure, Formation de Raoui, recouverte par la Formation de Khmeiyat. La nature des contacts n’est pas visible pour savoir si c’est une discordance ou une limite tectonique.
 Méta-basaltes de Raoui : se réfèrent à une suite de laves mafiques monotones, partiellement exposée sur les pentes inférieures du Guelb El Raoui, à 15 km au Nord ou au Nord-Est d’Akjoujt, mais ailleurs mal exposée. Leur plus grande zone d’affleurement / de sous-affleurement est à l’Ouest d‘Atilis (fig. 4). Ils sont à grain fin et largement métamorphisés un assemblage de clinozoïsite, amphibole et le quartz avec du carbonate mineur et séricite qui les rendent d’aspect blanc. Il n’y a pas d‘association doleritiques, contrairement aux jeunes métabasaltes d‘Akjoujt. BIF est en contact avec les basaltes près d‘Atilis, mais la relation stratigraphique est inconnue. Léger orthoquartzite est entrelacée avec les basaltes sud de Guelb El Raoui.

 La Formation de Khmeiyat : Elle est entièrement méta-sédimentaire ; Elle commence par une formation ferrugineuse rubanée à magnétite, d’extension régionale, qui forme la colline de Khmeiyat au sud-ouest d’Atilis et à 16 km au NW d’Akjoujt. Celle-ci est suivie d’une séquence de schiste et de phyllite, pélitiques à semi-pélitiques, de gradient métamorphique inférieur, avec des bandes de quartzite et de sub-grauwackes (appauvris en feldspath) psammitiques, ainsi qu’un mince BIF.

Il n’y a aucun âge direct permettant de dater le groupe d’Eizzene. Les plutons de leucotonalite sont présents dans le groupe d’Eizzene, mais sont interprétés comme étant recouverts en discordance par le quartzite d’Atilis, membre basal du groupe d’Oumachoueïma (Martyn et Strickland, 2004).
 Intrusions dans le groupe d’Eizzene : l’intrusion granodioritique du groupe d’Eizzene se présente à deux localités près de 15 km à l’ouest-sud-ouest d’Atilis (Fig. 2 et 4). Ils sont constitués de grains fins à moyens granodiorite composée en grande partie d’oligoclase et de quartz avec biotite, montrant sericitisation naissante de feldspath et de biotite de chloritisation. Le granitoïde à Atilis est interprétée être recouverte en discordance par l’Atilis quartzite. Les deux corps granitiques sont séparés par une zone de faille senestre. Il pourrait avoir été une partie du même pluton.

Groupe d’Oumachoueïma

Six formations constituant ce groupe sont définies comme suit:
 Le quartzite d’Atilis forme la partie basale de la séquence d’Irarchene El Hamra où il varie d’orthoquartzite mal stratifié, massif, en blocs, à des schistes psammitiques en dalles intercalés de métasiltites. Il recouvre de manière discordante le Groupe d’Eizzene et les fenêtres tectoniques de socle archéen. Il constitue un important horizon repère à travers un grand parti du complexe d’Akjoujt. Cependant, il n’a pas plus de 10 de mètres d’épaisseur par endroits, et il est localement non distinguable du reste de la séquence psammopélitique.

 Formation d’Irarchène El Hamra : au-dessus du quartzite d’Atilis, la succession d’Irarchene El Hamra est composée la plupart du temps de schistes verts à quartz, chlorite ± muscovite (originalement des shales et des siltites), mais avec présence de sub-grauwackes (grauwackes appauvris en feldspath) riches en quartz et de minces quartzites dans la partie inférieure, et de fins méta-grauwackes volcanogènes verdâtres vers le sommet.

Les schistes verts sont composés principalement de quartz et de chlorite, avec des quantités mineures de muscovite, d’épidote ± carbonate, et de minéraux opaques.

La Formation d’Irarchene El Hamra encaisse de rares coulées méta-basaltiques amygdaloïdes et sills méta-basiques.

 La Formation d’Atomai : elle inclure uniquement les roches situées au-dessus du changement de couleur observé dans la coupe d’Irarchene El Hamra, y compris la formation ferrugineuse majeure, mais en excluant les roches sus-jacentes, plus grossières et plus massives, volcano-clastiques et andésitiques à rhyolitiques. Le changement de couleur reflète l’introduction de détritus volcaniques mafiques à intermédiaires, relativement riches en fer, à la base de la Formation d’Atomai.
La lithologie dominante de la Formation d’Atomai est un siltite volcanogène et un grauwacke métamorphosé en schiste à chlorite ± séricite + quartz ± carbonate. Quand elles sont fraîches, ces roches sont de couleur vert foncé, essentiellement à grain fin, bien stratifiées ou en lamines.

Il y a généralement deux unités de BIF, la supérieure étant beaucoup plus épaisse et plus riche en fer que l’inférieure. Les deux unités sont séparées par un métasiltite chloriteux à couleur d’altération rouge (schistes hématitiques).

De minces unités de laves méta-basaltiques (localement en forme de pillow) et de sills méta-microgabbroïques sont présents sporadiquement dans la partie supérieure de la formation,  Unité de Sainte Barbe : cette unité est composée de roches volcaniques intermédiaires à felsiques et volcano-clastiques associées. la Formation de Sainte Barbe montre les caractéristiques d’un centre éruptif comprenant de vastes étendues de laves, des pyroclastites, des tufs soudés et des agglomérats (brèches volcaniques à grands fragments de tufs). Les compositions varient la plupart du temps entre andésite et dacite, avec de subordonnés basaltes fortement potassiques et des rhyolites quartzifères phyriques.

Vers le sud, à partir du massif d’Irarchène, les volcanites de Sainte Barbe deviennent de plus en plus dominées par des roches volcano-clastiques du calibre des lapilli, aux dépens des laves et des pyroclastites grossières.

Les intrusions microgabbroïques syn-volcaniques situées dans la partie inférieure du Groupe d’Oumachoueïma (montrent clairement des signatures géochimiques de subduction associée à un arc volcanique, avec des teneurs en SiO2 comprises entre 56,5 – 60,6 %, de prononcées anomalies négatives de Sr et des profils enrichis en LREE (80 x chondrites).
 La Formation de Lembeitih est une distinctive formation ferrugineuse rubanée située au contact entre les volcanites de Sainte Barbe et les volcanites d’Akjoujt. C’est un marqueur stratigraphique pratique qui peut également être le lieu de charriage.

La Formation de Lembeitih, avec normalement moins de 10 mètres d’épaisseur, varie de cherts pyriteux recristallisés dans la région de la mine d’Akjoujt, à formation ferrugineuse à hématite ou quartz-magnétite vers Loueibda, et à formation ferrugineuse rubanée à quartz carbonate- magnétite dans la région d’El Joul – El Khader.
 Unité de métabasaltes d’Akjoujt : la Formation d’Akjoujt est presque entièrement constituée de basaltes sous-marins, de microgabbros et de leurs produits tectonisés. Le type le plus commun est un métabasalte tholeiitique non porphyrique à grain fin. Il est rarement bien exposé, formant de bas affleurements blocailleux, mais certains gros blocs ont la forme de croûte arrondie des pillows. Les microgabbros, interprétés comme étant des intrusions syn-volcaniques, sont presque communs dans certaines régions.

Les volcanites d’Akjoujt correspondent à des roches vertes archéennes avec un style de déformation hétérogène, et avec une transition rapide d’un méta-basalte ou micro-gabbro, pratiquement non déformé, à un schiste à chlorite, amphibole, riche en carbonate, et une mylonite.

Les intrusions syn-volcaniques de méta-microgabbro forment localement des champs de blocs. Elles sont amphibolitisées, mais la texture ignée primaire est encore perceptible. Elles sont composées d’amphibole verte, quartz, épidote, feldspath et biotite, avec des quantités mineures de carbonate et d’accessoires minéraux opaques. L’amphibole verte (< 60 %) comprend de la hornblende précoce et de la trémolite-actinolite postérieure généralement en enchevêtrements marginaux. La biotite, ± chlorite, généralement enchevêtrée avec l’amphibole actinolitique, borde les porphyroblastes de hornblende. Les phases accessoires incluent le sphène, la magnétite et l’ilménite.

Dans le mur fortement cisaillé du dépôt de Guelb Moghrein, des roches minéralogiquement similaires aux amphibolites ont développé une structure rubanée lenticulaire finement grenue dominée par des phyllosilicates et des carbonates à grains fins. Les feldspaths sont séricitisés et silicifiés et la trémolite-actinolite s’est développée le long du clivage. Les hornblendes contiennent des inclusions de quartz et d’anthophyllite le long des plans du clivage.

Géométrie des carbonates minéralisés

Selon Michaud (1964) l’interprétation est basée sur l’observation d’une zone tectonisée vers la base NNE des Guelbs et sur l’hypothèse stratigraphique mettant le niveau carbonaté de la base de la formation volcanique supérieure environnante. Elle conduit l’auteur à envisager en profondeur « des accumulations abondantes de carbonates, au cœur d’un anticlinal couché à flanc inverse laminé », accumulations qui n’existent pas, comme devaient le montrer les sondages.

Ce sont les sondages de la SOMIMA (Société Minière de Mauritanie) et les travaux de son géologue en chef, Evans, qui vont définir l’extension et la structure du niveau minéralisé du Guelb Occidental. Dans un rapport inédit de 1970 (An. 1970), la disposition en synclinal couché est reconnue et clairement dessinée : le banc carbonaté est replié sur un cœur de séricito-schistes pincés; l’ensemble minéralisé forme un amas lenticulaire épais de quelques dizaines de mètres (près de 100m de largeur d’affleurement), incliné de 30° vers le Sud-Sud-Ouest et qui se poursuit en s’amincissant sur cinq à six cents mètres (Fig. 9).

GITOLOGIE DU GISEMENT DE CUIVRE DE GUELB MOGHREIN

La gitologie du gisement d’Akjoujt a fait l’objet de nombreux travaux (Ramdhor, 1957; Vincennes, 1957; Michaud, 1973; Chiron, 1973; Pouit et al, 1974; Ba Gatta, 1982; Marty et Struckland, 2004 et récemment Kolb et al., 2006).

La minéralisation d’oxydes de Fer et de Cuivre associé à l’Or, de la mine à ciel ouvert d’Akjoujt se trouve dans les méta-carbonates localisée dans les deux Guelbs (Occidental et Oriental) (Strickland & Martyn 2002), actuellement le Guelb Occidental seule est en exploitation. Le mur et le toit de la minéralisation sont formés essentiellement de méta-basaltes, transformés en schistes du fait des contraintes de cisaillement. La minéralisation est portée par des carbonates ferrifères nommé FMC (Ferro-Magnésiens Carbonatés). L’ensemble montre un prolongement vers le S-W.

Gitologiquement le gisement est constitué de trois zones minéralisées qui sont, de bas en haut, une zone sulfurée, une zone mixte (zone de cémentation) et une zone oxydée.
 Zone oxydée : Dans cette zone les sulfures sont instables et les minéraux sulfurés sont oxydés, c’est aussi la zone d’aération ou de dissolution ; la dissolution est entrainée par l’eau chargée en CO2 et O2 qui dissout tous les éléments présents sauf le fer. Cette zone descend à 35 m au-dessous du niveau de la pénéplaine, ce qui représente une extension maximale verticale de l’ordre de 100m à 110m, soit environ le tiers du tonnage du gisement.

Dans la zone d’oxydation, les carbonates, plus ou moins ferruginisés, constituent un agrégat parfois compact, parfois poreux. La para-genèse est à carbonates ferrifères, oxydes et hydroxydes de fer, l’ensemble contenant en moyenne de 50 % Fe2O3.

Dans la zone franchement oxydée, la minéralisation cuprifère est essentiellement formée de malachite associée à la chrysocolle, au dioptase et à l’atacamite. La minéralisation est très irrégulière dans le détail.

Le sommet de la zone d’oxydation est marquée par la présence d’un chapeau de fer plus ou moins silicifié qui désigne une zone exposée en surface et oxydée d’un gisement métallifère. Il présent un aspect plus ou moins alvéolaire avec des teintes jaunâtres à brun rouge. Celui déborde localement de la lentille de carbonate minéralisée ; sa puissance peut atteindre 15m, Il est généralement pauvre en cuivre avec une teneur moyenne de l’ordre de 0,5% Cu. Cependant, on note la présence de quelques enrichissements métriques spectaculaires (peintures de malachite) pouvant titrer jusqu’à 8 à 12% Cu.

 Zone mixte ou zone de cémentation : C’est une zone de saturation, dans cette zone les roches subissent une saturation permanente et l’eau descend lentement vers le bas, les éléments qui ont été dissous dans la zone oxydée vont se déposer (les sulfures).

La zone de cémentation dite à chalcosine est à cheval sur la zone sulfurée située plus en profondeur et la zone oxydée plus superficielle. De fait, elle est constituée de la partie sommitale de la zone sulfurée et de la partie basale de la zone oxydée. Issue de la cémentation des sulfures primaires (chalcopyrite essentiellement), la chalcosine est moyennement représentée, en association respectivement avec la chalcopyrite et la malachite. En effet, il ne s’agit pas d’une véritable zone de cémentation du fait, d’une part, de la nature carbonatée de la gangue qui inhibe la migration de cuivre et, d’autre part, des conditions climatiques peu favorable (contexte lagunaire).

Unité volcanique de Sainte Barbe

Le schiste à quartz-séricite a une couleur grise claire à verdâtre, bien feuilletée, roche à grain fin, comprenant de la séricite, biotite, quartz, plagioclase et chlorite (Fig. 13a).

Quartz et plagioclase forment des porphyroclastes de 0,4 à 1mm de diamètre dans la matrice à grain fin. La séricite, biotite et chlorite définissent une foliation (Fig. 13a), qui est parallèle au contact tectonique de l’unité de Sainte Barbe et les méta-basaltes d’Akjoujt. Le schiste brun à biotite-grenat-quartz (Fig. 13b), est rencontré dans le sud-ouest de la fosse.

Unité de méta-basaltes d’Akjoujt

– L’amphibolite forme une roche massive et vert-foncé, légèrement feuilletée, comprenant amphiboles, plagioclases, ilménite, chlorite, sphène et quartz (Fig. 13c).
– Le schiste à biotite-actinolite est une roche verte brun-foncé à grain fin, comprenant de la biotite, l’actinote, l’albite, le quartz, l’épidote, la grunérite, la chlorite, le sphène et des reliques d’hornblende et d’ilménite (Fig 13d).
– Le schiste à chlorite a une foliation définie principalement par la chlorite et les lamines de quartz (Fig. 13e) en alternance.
– Le meta-carbonate est massif, à très gros grains, gris-foncé, qui est principalement composé de sidérite à forme automorphe et xénomorphe jusqu’à 5cm de diamètre (Fig .13f).
– Les Schistes à clinoamphibole à Fe-Mg et chlorite sont caractérisés par une foliation étroitement espacée et comprennent environ 90% en volume de chlorite et accessoirement des clinoamphiboles à Fe-Mg (principalement la grunérite), la magnétite, l’ilménite, l’apatite, la calcite, le quartz, la monazite et l’allanite (Fig. 14g).

Table des matières

INTRODUCTION
CHAPITRE – I – GENERALITES
I. PRESENTATION DE LA SOCIETE « MAURITANIAN COPPER MINES » (MCM)
II. HISTORIQUE DE L’EXPLOITATION DU GISEMENT DE CUIVRE DE GUELB MOGHREIN
III. CADRE GEOGRAPHIQUE
IV. CADRE GEOLOGIQUE
IV.1. CADRE REGIONAL
IV.2. CADRE LOCAL
IV.3. Gitologie du gisement de cuivre de Guelb Moghrein
IV.4. Origine des carbonates encaissant
V.7. Pétrographie des roches du gisement
CHAPITRE – II– CONTROLE TECTONIQUE DE LA GEOMETRIE DES CARBONATES « FMC » DE GUELB MOGHREIN OCCIDENTAL, DE LEUR DISTRIBUTION ET DE LEUR MINERALISATION EN Cu
I. DEMARCHE
II. SUCCESSION LITHOLOGIQUE ET GEOMETRIQUE DES UNITES
II.1. Les formations géologiques du toit des FMC
II.2. Les formations géologiques du mur des FMC
III. CONTROLE TECTONIQUE
III.1. Géométrie et distribution spatiale des FMC et unités lithologiques associées
III.2. Le contrôle tectonique dans la fosse de Guelb Moghrein
III.2.1. Les failles normales
III.2.2. La tectonique compressive
III.2.2.1. Les failles inverses
III.2.2.2. Les cisaillements
IV. CHRONOLOGIE DE LA DEFORMATION ET DISCUSSION
CHAPITRE – IIIEXEMPLE TARGETTING EN EXPLORATION MINIERE
I. INTRODUCTION
II. DEMARCHE POUR L’IDENTIFICATION ET DU DEVELOPPEMENT D’UNE CIBLE « TARGET »
II.1. Mise en évidence d’anomalies géochimiques
II.2. Anomalies magnétiques
III. PROPOSITION ET ETUDE DE FORAGES
III.1. Cartographie géologique des sites de forages
III.2. Elaboration des sections de forages et corrélation
CONCLUSION GENERALE
LISTE DES FIGURES
LISTE DES TABLEAUX
LISTE DES ABREVIATIONS DE LOGS DE FORAGES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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