CONTRÔLE DE LA MINERALISATION DE MALIKOUNDA permis Daorala-Boto, Secteur de Boto

CONTRÔLE DE LA MINERALISATION DE MALIKOUNDA permis Daorala-Boto, Secteur de Boto

Contexte géographique et climatique

 Contexte géographique 

Situé dans la partie orientale du Sénégal, le permis de Daorala-Boto est au Sud-Est de la fenêtre de Kédougou-Kéniéba le long de la frontière Sénégalo-Malienne proche de celle Guinéenne. L’environnement géomorphologique est dominé par des plateaux latéritiques avec quelques collines d’altitudes allant de 100m à plus de 250 m. Le principal réseau de drainage est la rivière Falémé avec des affluents non pérennes comme : les marigots du Sondogna, du Kiriboung, et du Boto. L’accès du camp à partir de Kédougou s’effectue par une route asphaltée jusqu’à Saraya puis une piste de 80 km. A densité faible, la zone est habitée par les dialonkés en majorité, les diakhankés, les malinkés et les peuls. Les principales activités socio-économiques sont, l’agriculture, l’élevage, l’orpaillage et une faible pratique de la pèche sur la Falémé et le kolia Kobé une de ses branches mères. 

Le climat et la Couverture végétale

Le climat est caractérisé par le type Soudano-guinéen avec un contraste saisonnier : une saison humide de juin à Octobre suivie d’une période sèche et fraiche jusqu’au février et une saison sèche et chaude de mars à juin avec une touche continentale de l’harmatan, vent d’Est chaud et sec. La végétation est une savane arboricole à tapis herbacé avec une forêt galerie le long des marigots. La faune se compose d’espèces telles que les mammifères (Lion, Phacochères, Hyènes, Singes…), les reptiles et diverses d’espèces d’oiseaux. B. Contexte géologique régionale Le précambrien, longue période de l’histoire de la terre (3,8 à 0,6 Ga), avec un début caractérisé par d’intenses activités de la terre (archéen) est constitué de vastes boucliers formant l’ossature des continents. Ces boucliers, par ailleurs recouverts de sédiments constituent les cratons qui sont aux nombres de cinq en Afrique. Il s’agit du craton du Kalahari, du craton du Congo, du craton supposé du Nilotique, du craton Tanzanien et du craton Ouest Africain. 8 I. Le Craton Ouest Africain Le craton Ouest Africain (COA) constitue une vaste portion du domaine continental (4500000 km) stabilisé aux environ de 1,7 Ga (Bessoles, 1977 ; Kennedy, 1964). Il est limité au Nord par les Anti-Atlas marocain, à l’Ouest par la zone mobile des Mauritanides (hercyniennes) à l’Est par la zone mobile du Hoggar plus le tronçon de l’Adrar des Iforas et au Sud par le bouclier bénino-nigérian. Il est aussi recouvert des formations phanérozoïques du bassin péricratonique sénégalo-mauritanien et par les grands ensembles des bassins intracratoniques d’âge Mésoprotérozoïque à paléozoïque de Taoudenni et Tindouf. Les formations du craton Ouest Africain affleurent au Nord dans la dorsale de Réquibat, au Sud dans la dorsale de Léo-Man et au centre dans les Boutonnières de Kédougou-Kéniéba à cheval entre le Sénégal et le Mali et de Kayes au Mali qui apparaissent à travers les formations sédimentaires du bassin de Taoudéni. Les formations archéennes affleurent dans les parties Occidentales des dorsales (domaine de Kenema-Man au Sud et domaine d’Amsaga au Nord). Le Paléoproterozoique affleure dans la partie orientale des dorsales (domaine de Baoulé-Mossi au Sud et de Yétti-Eglab au Nord) et dans la boutonnière de Kédougou-Kéniéba et de Kayes. Figure 1 : Grands domaines lithostructuraux du craton Ouest africain (Black, 1980) modifié

Les Formations Birimiennes du craton Ouest Africain 

Connues pour la première fois dans la région de Birim au Ghana par Kitson (1928), les terrains Birimiens (paléoprotérozoïques) se définissent dans les parties Orientales des dorsales (domaine Baoulé Mossi au Sud et domaine de Yétti Eglab au Nord) et dans les boutonnières de Kayes au Mali et de Kédougou-Kéniéba entre le Mali et le Sénégal. Dans le domaine Baoulé Mossi, les formations Paléoprotérozoique constituent des complexes volcaniques, volcano-sédimentaires et sédimentaires (Bessoles, 1977 ; Bassot, 1963 ; Alaric et al, 1987 ; Lompo, 1991). Dans le domaine de Yétti Eglab (dorsales Réquibat), les formations volcaniques à volcanodétritiques prédominent ; elles sont recoupées par de grands massifs granitiques (Lasserre et al, 1970 ; Barbey, 1974 ; Vachette et al, 1973). Dans la boutonnière de Kédougou-Kéniéba, Bassot (1987) distingue deux supergroupes : – le Supergroupe de Mako à dominante volcanique basique – Le Supergroupe de Dialé et de la Daléma à dominante sédimentaire 

 Les modèles lithologiques, structuraux et dynamiques

 La chronologie des complexes métamorphiques à métavolcanoplutoniques associés à des complexes volcanosédimentaires et sédimentaires épimétamorphiques des formations paléoprotérozoïques ainsi que la définition des modèles lithostratigraphiques ont fait l’objet de nombreuses propositions de modèles lithologiques, lithostructurales et géodynamiques. 

 Les modèles lithologiques

 Jenner (1940), propose un modèle de découpage de ces formations au Ghana qui sera adopté dans certains provinces Birimiennes comme en Côte d’Ivoire (Lemoine et al, 1985 ; Fabre et al, 1989), au Sénégal (Milési et al, 1986) et au Burkina Fasso (Zonou et al, 1985 ; Ouédraogo et Prost,1986 ; Zonou,1987). Il définit : – Un Birimien inférieur sédimentaire constitué de phyllites, de tufs et de grauwackes. – Un Birimien supérieur à dominante volcanique formé de roches volcaniques et pyroclastiques ; et – Un Tarwaien constitué de formation fluviodéltaïqes discordantes sur le Birimien (Kesse, 1986) ou faisant partie intégrante du Birimien (Cahen et al, 1986). 10 Ce modèle Anglophone est inversé dans la vision Francophone. Ainsi en Niger (Pouclet et al, 1990), en Côte d’Ivoire (Tagini, 1971 et Vidal, 1987) et au Sénégal (Witschard, 1965 ; Bassot (1966, 1987 et 1997)). Ils proposent l’antériorité du Birimien volcanique aux sédiments. Au Sénégal, cette chronologie est confirmée par les données pétrogénétiques de Dioh (1986), Ndiaye (1986), Diallo (1983 et 1994), Ngom (1985 et 1995) et par les données géochronologiques et géochimiques obtenues par Abouchami et al (1990), Boher et al (1992), Diallo (1993) ; Ndiaye et al (1993) ; Dia et al (1997 ; Diallo (1994 et 2001) ; Gueye et al, 2007. Un troisième modèle développé par Leube et al 1990 ; Hirdess et al, 1992 ; Taylor et al, 1992 ; Davis et al, 1994, montre des intercalations volcaniques- sédiments avec une évolution latérale des aires volcaniques dans de microbassins. Plus récemment, Hirdess et Davis (2002) adoptent cette succession pour les formations Birimiennes du Sénégal. Ils considèrent le Supergroupe de Mako (SGM) comme les formations de ceintures et confirment en cela la chronologie proposée par Diallo (1983). 

 Modèles structuraux

 Les Formations du COA ont encaissé de nombreuses déformations leurs donnant une évolution structurale. Ledru et al (1989) identifient trois phases majeures de déformations (D1 à D3) dans certains segments du Craton Ouest Africain. – La première phase D1 tangentielle, intervient autour de 2,1 Ga entre le dépôt d’un Birimien inférieur BI sédimentaire et d’un Birimien supérieur BII volcanique. Une phase d’intensité faible suivant les régions, elle est à l’origine de l’organisation structurelle du contact entre les formations protérozoïques et archéennes du socle de Kénéma-Man. Cette tectoniques D1, de caractère coaxial, est d’intensité croissante au fur et à mesure que l’on s’éloigne du socle archéen (Ledru et al, 1989) – La deuxième phase D2 transcurrente, intervient autour de 2,096 Ga (Feybesse et al, 1989). Elle est responsable de la formation de plis d’extension régionale et d’une première génération de décrochement N-S à NE-SW, le plus souvent sénestre (Bassot et Dommanget, 1986 ; Pons et al, 1992) et chevauchant en certains endroits comme au Ghana (Milési et al, 1992). Cette D2 d’intensité variable se distingue par une schistosité subverticale S2 et par des plis dans des faciès sédimentaires et volcanosédimentaires mais s’exprimant de façon hétérogène dans les faciès volcaniques. – La troisième phase D3 intervenant vers 2073 Ma est également transcurrente. Elle est coaxiale dans les zones de cisaillement et se marque par une schistosité de crénulation subverticale S3 N50° à N70° et par des plis droits P3. Les manifestations de D3 ont été retrouvées dans de nombreux pays du craton Ouest Africain et elle reprend des décrochements sénestres de D2 et les P3 reprennent les P1 et P2 dans certaines régions. L’évolution structurale des formations paléoprotérozoïques a entrainé la proposition de plusieurs modèles lithostructuraux. Ainsi, Kesse (1985) met en évidence pour l’ensemble du craton Ouest Africain : . Un ensemble BI sédimentaire, flyschoïde, affectée par les trois phases de déformation (D1 tangentielle et D2, D3 transcurrentes). . Un ensemble BII à dominante volcanique à volcanosédimentaires qui serait affecté uniquement par les déformations transcurrentes D2 et D3. Les dernières données de Feybesse et al (2006) au Ghana inverse le modèle de Kesse (1985) et montrent un BI à dominante volcanique surmonté par un BII sédimentaires. Au Sénégal, Milési et al, (1986) ; Ledru et al (1989), adoptent un schéma d’un Birimien inférieur composé essentiellement de sédiments, affecté par les phases de déformation D1 et D2, surmonté par un Birimien supérieur volcanique et plutonique affecté uniquement par la déformation D2.

 Modèles géodynamiques 

L’évolution géodynamique des formations Birimiennes du craton Ouest Africain, a fait l’objet de plusieurs controverses. – Un premier modèle d’accrétion pour le Paléoproterozoique Ouest Africain, comparant le volcanisme tholeïtique Birimien du craton Ouest Africain à des basaltes de plateaux océaniques, serait en adéquation avec des environnements de plateaux océaniques (Abouchami et al, 1990) ou de plancher océanique (Boher et al, 1989 ; Ngom, 1995). – Un deuxième modèle suggère que les terrains Birimien soient essentiellement le résultat d’une tectonique transcurrente dans un domaine océanique engendrant une accrétion crustale par morcellement le long des grands cisaillements éburnéens avec des empilements de plateaux basaltiques alimentés par des panaches mantelliques. Un tel modèle serait à la base d’une production d’une croûte continentale par différentiation sans aucune évidence d’un événement collisionel (Bassot, 1987 ; Pouclet et al, 1996 ; Vidal et al, 1996; Doumbia et al, 1998 ; Pouclet et al, 2006). Les travaux de Dia (1988) et Diallo (1994), propose une mise en place des formations paléoprotérozoïques de la boutonnière Kédougou-Kéniéba dans un environnement d’arc insulaire et de convergence lithosphérique. 

Les périodes métallogéniques du Birimien 

Les minéralisations du Birimien sont rattachées à un cycle métallogéniques comportant trois phases et s’étendent sur une période de 150 millions d’année (Ma) (Milési et al). De ces trois phases d’écoulent deux période métallogéniques majeures : – Une première période synchrone à la mise en place des ensembles BI et BII. Cette ère a donné naissance à des minéralisations stratiformes à Mg, Fe, Au, Zn, Ag, dans les niveaux superficiels de l’ensemble BI. – Une seconde période qui est marquée par des minéralisations discordantes relativement liées aux déformations transcurrentes (D2 et D3) synchrones à la mise en place des granitoïdes. Ces différentes périodes métallogéniques ont contribué à rendre le Birimien du craton Ouest Africain en général très attractif au point de vue minier. Ce qui fait que plusieurs mines d’or sont en production en Afrique de l’Ouest à l’heure actuelle. II. La boutonnière de Kédougou-Kéniéba A cheval entre le Sénégal oriental et l’Ouest du Mali, la boutonnière Kédougou-Kéniéba (Figure 2) constitue une vaste entité étendue sur 16000 Km². Elle est bordée à l’Ouest par la ceinture hercynienne des Mauritanides et son prolongement Sud (les Rockellides) et, recouverte au Nord et à l’Est par les formations sédimentaires Néo à méso protérozoïques du bassin intracratonique de Taoudéni. Cette boutonnière, est entièrement constituée de terrains Birimiens mis en place lors de l’orogenèse éburnéenne aux environs de 2,0 à 2,2 Ga (Abouchami et al., 1990 ; Liégeois et al., 1991). Bassot (1987) a identifié deux supergroupes dans le Birimien de la boutonnière de KédougouKéniéba ; le supergroupe de Mako à dominante volcanique basique et le supergroupe du DialéDaléma à dominante sédimentaire.