Situation géographique des indices et gisements d’étain et tungstène étudié

Télécharger le fichier pdf d’un mémoire de fin d’études

Le Hoggar central polycyclique

Il se divise en quatre régions :
-Aleksod
-Région d’Oumellalem-Temasint
-Région Tefedest-Atakor
-Domaine d’Issalane
Il montre une évolution polycyclique avec des sédiments du Protérozoïque supérieure qui forment des sillons étroits allongés nord-sud, au milieu d’un socle (protérozoïque inférieur et Archéen) réactivé et injecté de granitoïdes d’âge panafricain.

Le Hoggar oriental

Situé à l’est de l’accident 8°30′, il est composé de deux domaines structuraux : la chaine linéaire de Tiririne et le bloc de Tafassasset-Djanet.
Les sédiments de la formation de Tiririne se sont déposées vers 660 Ma et ont été plissés et métamorphisés au panafricain (600 Ma).
Le môle Tafassasset-Djanet est caractérisé par un grand nombre de batholites calco-alcalin syn à tardi tectoniques intrusifs datés à 725 Ma (Caby et al.,1987) dans une séquence volcano-sédimentaire.

Structuration en terranes

Les résultats obtenus ces dernières années ainsi que la difficulté à établir des corrélations entre les différentes régions ont amené les auteurs à revoir le modèle géodynamique et à introduire la notion de « terrane » (Black et al., 1994). Ces auteurs ont montré que le bouclier Touareg était constitué de 23 terranes déplacés ou charriés, pendant l’orogenèse panafricaine, le long de grandes zones de cisaillement ou « megashear zones ».
Ces terranes (figure 1) ont leurs propre, lithologies et caractéristiques tant du point de vue du métamorphisme que du magmatisme ou de la tectonique.
Ils ont été assemblés au cours de deux phases principales (Liégeois et al.,1994) marquées par deux collisions majeures :
-La première entre le craton Est Africain, qui se comporte en marge passive, et les plus orientaux des terranes du bouclier Touareg à environ 700 Ma.
-La deuxième, plus oblique, avec le craton ouest africain à l’ouest. Elle débute à environ 630 Ma mais ses ultimes mouvements et magmatismes de post-collision se sont poursuivis jusqu’à approximativement 525 Ma. Cette période longue de 100 Ma est principalement matérialisée par des megashear-zones subverticales, la mise en place de plutons calco-alcalins hautement potassiques suivis localement par un magmatisme alcalin à peralcalin et enfin un métamorphisme dans le faciès schistes verts de haut degrés et dans le faciès amphibolite de bas degrés.

Les terranes du Hoggar central

La plus grande surface du Hoggar central est occupée par quatre terranes, ayant les mêmes  caractéristiques, regroupés sous l’acronyme de « LATEA ». L’autre partie est constituée du terrane d’Issalane-Assodé, séparé de la LATEA par un terrane juvénile à ophiolites, le Serouenout, et du terrane très peu connu de Tazat (figure 2).

La LATEA

Ce nom désigne l’ensemble formé des terranes de Laouni, d’Azrou n’fad, de la Tefedest et de l’Egeré-Aleksod. Ces derniers ont en commun un socle archéen et éburnéen (Latouche et Vidal, 1974 ; Bertrand et al.,2003). Ils constituent un bloc qui s’est comporté en petit craton au cours de la première phase de l’orogenèse panafricaine. La définition d’un craton est la suivante : « Partie stable d’un continent n’ayant subit qu’une légère déformation au cours d’une période assez longue » (Bates et Jackson, 1980).
Cependant, au cours de la période de post-collision de l’orogenèse panafricaine (620-580 Ma mais qui s’est poursuis jusqu’à 520 Ma), ce craton fut en partie déstabilisé et démembré (Liégeois et al.,2003) jusqu’à correspondre à un métacraton dont Abdeslam et al., (2002) donnent la définition suivante : « Craton remobilisé au cours d’un événement orogénique mais encore reconnaissable en grande partie à cause de ses caractères rhéologique, géochronologique et isotopiques. Le préfixe méta est une abréviation du terme métamorphose dans son sens général et non seulement dans le sens géologique très restrictif de métamorphisme. »
Dans le cas de la LATEA, la collision n’est pas accompagnée d’un épaississement de croûte majeur et les effets d’un métamorphisme de haut degré restent très limités. Elle acquiert un caractère intermédiaire entre un craton et une chaîne mobile totalement affectée par une orogenèse. Ceci indique que le socle archéen et paléoprotérozoique est bien préservé (Liégeois et al., 2003). Elle conserve un épais manteau lithosphérique de craton mais ce dernier a subi une importante délamination le long des méga-shear zones (figures 4). La réaction de celles-ci (539-523 Ma), dans un mouvement en transtension dextre, a permis la mise en place des granites « Taourirt » (Azouni-Sekkal et al.,2003).

Le terrane d’Issalane-Assodé

Dans le schéma structural général qui découle de la carte aéromagnétique établie par Bournas et al., (2003), la zone de suture entre le Hoggar central et le craton Est Saharien constitue la limite orientale du terrane d’Issalane-Assodé. Au cours de la collision à 750 -700 Ma, ce dernier est séparé du terrane plus oriental de Barghot et ne chevauche pas le craton Est Saharien.
Le terrane d’Issalane-Assodé est formé d’un complexe gneissique à gneiss migmatiques rubanés et veinés et d’une série métasédimentaire composée de quartzites, gneiss à silicates calciques et marbres associés à des léptinites alcalines, gneiss à biotite et micaschistes, formant plusieurs séquences répétitives. Par analogie avec les régions voisines on l’attribue à la série de l’Arechoum d’age éburnéen à 2000 Ma (Bertrand, 1974; Bertrand et al., 1978).
L’intrusion d’un leucogranite potassique d’extension régionale est considérée comme un événement tardi-métamorphique majeur. Il est interprété (Liégeois et al., 2000) comme le résultat d’une délamination lithosphérique qui fait remonter l’asthénosphère près du Moho suivi d’un effondrement de la croûte.
Le terrane d’Issalane-Assodé fut affecté par un important déplacement dextre tardi-panafricain (645- 580 Ma) le long de la « shear zone » de Raghane (limite ouest du craton Est Saharien) avec comme conséquence un métamorphisme de faciès amphibolite et l’emplacement de batholites calco-alcalins hautement potassiques. Ce mouvement cesse avec la fermeture du petit océan Serouenout et le rapprochement de la LATEA en marge passive (figure 2).
De nouvelles données (Liégeois, 2005) permettent actuellement de rattacher le terrane d’Assodé-Issalane à la LATEA telle que définie initialement.

Les granites pan-africains tardifs et leur répartition

A travers l’étendue du bouclier Touareg, on rencontre des granites post-tectoniques (figure 4) avec des ages et caractères pétrographiques et géochimiques variables selon les terranes. Bonin et al. (1998) leur donnent le nom de suites post-orogéniques. Elles sont souvent alignées le long de décrochements dus à la collision panafricaine.
Selon une coupe W-E (Cheilletz et al.,1992), on rencontrera successivement :
-en Adrar des Iforas et au Nord-Ouest du Hoggar, des complexes annulaires hyperalcalins et des granites calco-alcalins circonscrits à 540-560 Ma (Boullier et al., 1986 ; Liégeois et al., 1987).
-Dans le terrane d’In-ouzal, préservé des effets de l’orogenèse panafricaine, des complexes alcalins à hyperalcalins à 530 Ma (Allègre et Caby, 1972).
-Dans les terranes d’Iskel et d’In-Tedei ni, ce sont les granites « Taourirt » typiques (Boissonnas, 1973 ; Azouni-Sekkal, 1989). Ils forment des massifs isolés ou complexes annulaires à structure concentrique, intrusifs dans des formations volcaniques et volcanoclastiques d’arc insulaire du néoprotérozoi que, plissées et métamorphisées dans le faciès schistes verts. Les ages initialement donnés de 575 ± 12 Ma et 592 ± 20 Ma (Boissonnas et al., 1969 ; Cahen et al., 1984) ont été revus (Azouni-Sekkal et al., 2003) et considérés comme analogues de ceux des « Taourirt » du Hoggar central compris entre 539 et 525 Ma (Cheilletz et al.,1992).
-Dans le Hoggar central, la plupart des granites étudiés se situent dans le terrane de Laouni, ce sont les « Taourirt » du centre (Boissonnas,1973). Ils sont sécants à reliefs tranchés sur leurs encaissants granitique ou gneissique. Ils sont alumineux et ont les âges les plus jeunes : 535± 3 Ma sur le pluton composite de l’In-Tounine (Cheilletz et al., 1972) ; 510 ± 15 Ma sur un filon de pegmatite de Rechla (datation Rb/Sr de Gravelle, 1972, in Cottin et al., 1990).
-Dans le Hoggar oriental, le peu de travaux nous donnent un seul âge repère qui est celui du pluton tardi-tectonique d’Adaf à 585 ± 14 Ma (Bertrand et al., 1978).

Présentation des massifs granitiques étudiés

Massif de l’In Tounine

La description du massif granitique de In Tounine est tirée essentiellement des travaux de thèse de Bouabsa (1987), Boissonnas (1973), et de Moulahoum (1988) .

Introduction

Le massif granitique d’In Tounine est situé à 15 Km à l’Est de Tamanrasset. Il présente une forme grossièrement elliptique (20Km x 12Km), allongé suivant une direction subméridienne.
M. Lelubre (1952) a été le premier à étudier le massif et à suggérer une certaine analogie avec les « Younger granites » stannifères du Nigéria.
De la même façon qu’Illy et Launey (1955), J. Boissonnas (1973) dans son étude sur les granites des Taourirts du Hoggar, fait ressortir l’ambiguïté des relations entre plusieurs types de granites. Dans le secteur SE du massif, une intrusion claire de dimensions 2km x o,4km, qui ressort assez nettement en photo aérienne, a été distinguée.
J. Boissonnas (1973) qui a étudié en détail ce massif fait ressortir l’existence de six types de granites avec des variétés intermédiaires (Figure 6)
1-Granite grossier à biotite.
2- Microgranite porphyrique relié par des intermédiaires au granite grossier et aux variétés à albite et topaze II (partie N. du massif).
3- Granite fin à deux micas
4- Granite assez grossier (granite du Lafat)
5- Granite fin à cordièrite.
6- Granite fin à albite et topaze (secteur S-E) – 4, 5 et 6 forment une unité distincte dans le massif appelé ‘’Intrusion complexe du S- E’’.

Granite grossier à biotite

Les parties nord et centrale du massif sont constituées principalement par des granites grossiers, composés essentiellement de quartz globuleux ou disposé en plages polycristallines et la biotite forme souvent de petits agrégats. Le caractère porphyroide de la roche est marqué par la présence de phénocristaux de feldspaths de couleur blanche dont la taille est d’ordre centimétrique (1cm-2cm).

Etude microscopique

– Quartz : essentiellement en plages polycristallines xénomorphes à extension roulante et inclusion d’individus de feldspath et de mica.
– Feldspath potassique :très perthitique est en plages rectangulaires maclées carlsbad.
-l’oligoclase zoné : (22 à 30%An) en cristaux subautomorphes allongés ou trapus.
– Les myrmékites : sont occasionnellement présentes au contact du feldspath alcalin.
– Biotite (+ /- chloritisée): brun foncé à vert brunâtre est souvent interstitielle, elle renferme beaucoup d’inclusions de zircon (ph2,Pl I), d’apatite, d’allanite et des opaques (essentiellement ilménite).(ph 3, Pl I).
– Fluorine : se présente en cristaux xénomorphes (ph 1, Pl I) ou corrodant l’oligoclase.

Les variations apicales

Dans la partie nord de In Tounine, ce granite montre des variations apicales à grain fin, composées essentiellement de quartz, albite, feldspath potassique et micas peu colorés en brun clair + muscovite , avec de la topaze qui se développe aux dépens de l’albite. Dans les facies intermédiaires, les granules de fluorine s’exagèrent en grandes plages. La variation de composition minéralogique est progressive et s’accompagne d’une réduction de la granulométrie.
Le granite moyen a la même composition minéralogique que celle du granite grossier (quartz, oligoclase, feldspath potassique et biotite).
Le granite à grain fin situé au toit de l’intrusion jalonnée de pegmatites sub-horizontales est à quartz, albite, feldspath K, biotite décolorée, muscovite et topazeII. (Voir photos 1 et 2).

Le microgranite porphyrique à biotite

Ce faciès ressort très bien sur la photo aérienne grâce à sa patine sombre ; il forme généralement des empilements de boules noires et lisses ( voir Photo 3).
La roche de couleur généralement grise à rose pâle est caractérisée par sa structure microgrenue et l’abondance de phénocristaux de feldspath. Ces derniers, de couleur blanche, varient de 0,2cm à 0,5cm. La biotite a tendance à se grouper et forme des agrégats pouvant parfois atteindre 0,5 cm.

Etude microscopique :

Les phénocristaux, très abondants, présentent les caractères suivants :
– Quartz : en grosses plages polycristallines à extinction roulante et inclusion de biotite et plagioclase.
– Feldspath potassique: il est perthitique et à inclusions de biotite et plagioclase.
– Plagioclase : en cristaux automorphes allongés, souvent altérés et fracturés. Il est fortement séricitisé .
La matrice : très finement grenue, est composée d’une association de quartz, FK, plagioclase et biotite.
– Minéraux accessoires : apatite automorphe abondante, grosses allanites zonées, zircons souvent zonés, probablement thorite et monazite (voir spectre).
– Minéraux secondaires. Ils sont représentés par les minéraux suivants : chlorite, épidote, muscovite, séricite, fluorine et minéraux opaques (ilménite).

Granite fin à deux micas :

Granite fin de couleur rose à grisâtre. On distingue de petits grains de quartz globuleux souvent groupés, et le mica en agrégats.

Etude microscopique

– Quartz : en petites plages polycristallines xénomorphes, à extinction roulante.
– Feldspath potassique: en cristaux subautomorphes à xénomorphes maclés Carlsbad, à inclusions de quartz, mica, et plagioclase.
– Plagioclase : (An4- An15) en petites lattes souvent zonées, fracturées et fortement séricitisées surtout au cœur.
– Biotite : de couleur brun à marron, parfois verdie ; en lamelles déchiquetées, elle est soit disposée en petit agrégats, soit interstitielle.
– Muscovite : essentiellement secondaire, mais une origine primaire peut être envisagée ; elle s’observe alors en lattes isolées automorphes et en position interstitielle. Ces caractères indiqueraient selon certains auteurs (Lameyre, 1966 ; Miller et al. 1981) le caractère magmatique du minéral.
– Minéraux accessoires : Ils sont représentés par l’apatite et le zircon, probablement monazite, inclus dans la biotite.
– Minéraux secondaires : ils sont représentés par la chlorite, l’épidote, le mica blanc (séricite, muscovite), fluorine, rare topaze, et minéraux opaques (ilménite ) (Tableau 1).

Table des matières

Introduction générale
Première Partie : Etude Géologique
I- Géologie du Hoggar et granites Panafricains tartifs
I-1- Introduction
I-2- Structure et cadre géodynamique
I-2-1- La chaîne pharusienne
I-2-2- Le Hoggar Central polycyclique
I-2-3- Le Hoggar Oriental
I-3- Structuration en terranes
I-3-1 : Les terranes du Hoggar Central
I-3-1-1 : La LATEA
I-3-1 -2 : Le terrane d’Issalane-Assodé
I-3-2 : Les granites Pan-africains tardifs et leur répartition
I-3-3 : Les granites Panafricains tardifs des terraines d’Iskel et de Laouni
I-4 : Conclusion
Deuxième Partie : Etude Pétrographique
I-Introduction
II-1- Présentation des massifs granitiques étudiés
II-2 Massif de l’In Tounine
II-2-1-Introduction
II-2-1-1-Granite grossier à biotite
II-2-1-1-A- Etude microscopique
II-2-1-1-B – Les variations apicales
II-2-1-2- Le microgranite porphyrique à biotite
II-2-1-2- A- Etude microscopique
II-2-1-3- Granite fin à deux micas
II-2-1- 3-A- Etude microscopique
II-2-1- 4- Le granite du Lafat
II-2-1- 5- Granite fin cordiérite
II-2-1- 6- Granite fin a albite et topaze « AT ou GMR » (granite de la boutonnière)
II- 3-Conclusion
II – 4 – La coupole granitique de Hannan
II-4-A- Etude pétrographique
II-5- Etude des filons de microgranite porpyrique »AT »
II-5-1-Gisement de Tim Amzi El-Karoussa
II-5-2- Gisement d’Aléméda
II-5-2-A- Etude microscopique
II-6- Conclusion
III- Les différents types d’altérations hydrothermales observées
PLANCHE I
PLANCHE II
PLANCHE III
PLANCHE IV
PLANCHE V
Troisième Partie : Etude Minéralogique
Partie I : Gîtologie du Hoggar Central
I- Les principaux indices à Etain et Tungstène
I-1- Introduction
I-2-Situation géographique des indices et gisements d’étain et tungstène étudié
I-2-A-Gisement d’In Tounine
I-2-A-1-Le gisement Tiftazounine
I-2-A-2- Le chantier Taheleg
I-2-B-Le gisement de Tin Amzi – El Karoussa
I-2-B-1-Répartition de la minéralisation
I-2-C–Les indices d’Aléméda
I-2-D -Les indices de Hanana et Hananère
I-2-D-1-Le Stockwerk de Hanana
2-D-2-La coupole greisenisée de Hananère
Partie II : Minéralisation en cassitérite et wolframite
II- Expression de la minéralisation
II-1-Minéralisation associée aux phases magmatiques
II-1-a-Conclusion
II-2-Minéralisations associées aux greisens diffus
II-3-Minéralisation guidée par des fractures
II-4-Minéralisation associée aux greisens filoniens
II-4-1-Les greisens à protolithionite et topaze
II-4-1-a- Minéralisation disséminée
II-4-1-b- Minéralisation d’éponte
II-5- Les veines de cassitérite et wolframite recoupant les filons de microgranites
II-6-Les greisens à muscovite et fluorine (Aléméda)
II-7- Veines et filons de quartz à wolframite et cassitérite
II-7-1- Minéralisation disséminée dans le quartz
II-7-2- Altération de la wolframite
II-8-Conclusion à l’étude des minéralisations
III- Etude minéralogique
III-1-La cassitérite
III-1-a-Description microscopique
III-1-b-Analyse aux rayons X
III-2-La wolframite
III-2-a-Description microscopique (Microscope métallographique)
III-2-b-Analyse aux rayons X
Quatrième Partie : Etude Géochimique
I-Principe de la méthode Debon-Le Fort (1983)
I-1-Caractérisations géochimiques des granites « T » et « AT »
I-2-Géochimie des altérations
I-2-1- Caractérisations géochimiques des greisens
a) Diagramme chimico-minéralogique Q/ F (de la roche ,1964)
b) Diagramme SiO2/ (Fe+Mg+Ti)
Cinquième Partie : Etude des inclusions fluides
Partie I- Rappels généraux sur les inclusions fluides
I-Introduction
I-1-Définition des inclusions fluides
I-2-Typologie des inclusions fluides
I-3-Occurrences des inclusions fluides
I-4-Morphologie des inclusions
I-5-Classifications des inclusions
I-5-1-Les inclusions primaires
I-5-2- Les inclusions secondaires
I-5-3- Les inclusions pseudo secondaires
I-6- Techniques d’étude des inclusions fluides
I-6-1-Les méthodes destructrices
I-6-2-Les méthodes non destructrices
II-La microthermométrie
II-1-Paramètres microthermométriques
II-2-Appareillage
III-La Microspectrometrie Raman
IV- Chromatographie en phase Gazeuse
V-Laser Inducted Breakdown Spectroscopy
Partie Il : les inclusions fluides étudiées
I-1-Introduction
I-2-Présentation des résultats microthermométriques
I-3-La typologie des inclusions fluides étudiées
I-4-Les inclusions fluides de la roche à quartz et topaze de Hananère
I-5-inclusions fluides dans le microgranite à Ab-Top d’Aléméda
I-6-Inclusions fluides dans le granite fin à top de Hanana
I-7-Inclusions fluides des filons de quartz d’In Tounine (Tiftazounine)
I-8-Inclusions fluides dans le granite fin à albite-topaze de Hanana
I-9-Le filon de quartz de Tim Amzi-El Karoussa
I-10-Interprétation des Histogrammes des TH et Tfg
I-10-1-Les inclusions fluides de la topazite de Hananère
I-10-2- Les inclusions fluides dans le microgranite à Ab-Top d’Aléméda
I-10-3-Les inclusions fluides dans le granite fin à top de Hanana
I-10-4-Les inclusions fluids des felons de quartz d’In Tounine ( Tiftazounine)
I-10-5-Les inclusions fluides dans le granite fin à Ab-Top de Hanana
I-10-6-Le filons de quartz de Tim Amzi
II – Interprétation
II-1-Diagrammes de corrélation Tfg-TH
II-1-1-Les inclusions fluides de la topazite de hananère
II-1-2-inclusions fluides dans le microgranite à Ab-Top d’Aléméda
II-1-3-Inclusions fluides dans le granite fin à top de Hanana
II-1-4-Analyses Raman
II-1-5-Inclusions fluides dans les filons de quartz d’In Tounine (Tiftazounine)
II-1-6-Inclusions dans le granite fin de Hananère et le filon de quartz de Tim Amzi
III-Synthèse
III-1-Conclusion
Les tableaux de mesures des inclusions fluides
Conclusions générale
Références bibliographiques

Télécharger le rapport complet