Etude de l’Environnement des minéralisations ferrifères de TO14

Etude de l’Environnement des minéralisations
ferrifères de TO14

GÉNÉRALİTÉS SUR LES BİF 

Les BIF sont des formations de fer qui correspondent à des roches sédimentaires, constituées d’oxydes, de silicates, de carbonates et de sulfures riches en fer interlités avec des bandes de chert, de quartz, de carbonates ou d’autres sédiments clastiques. Le terme BIF fait référence aux roches finement litées ou laminées dans lesquelles du chert ou son équivalent métamorphique alterne avec des couches composées de minéraux de fer (Trendall et Morris, 1983). Ils sont tabulaires et stratiformes et sont souvent associés à d es complexes eugéosynclinaux et migéosynclinaux (Mel’Nik, 1982). Au niveau de la texture, les BIF métamorphisés présentent couramment une texture granoblastique dans les bandes de quartz et de quartz-sidérite où les grains de quartz équidimensionnels constituent la matrice (Mel’Nik, 1982). Quant aux BIF peu métamorphisés, ils présentent la plupart du temps une texture granulaire où les granules sont rondes ou ovales d’une dimension de 0.5 à 1 mm et sont composées de silicates de fer (greenalite, de minnesotaite ou de stilpnomélane), de matériaux cherteux et de magnétite dans des proportions variables (Mel’Nik, 1982). Les BIF peuvent ainsi être associés à des roches volcaniques mafiques à ultramafiques, à des tuffs felsiques ou intermédiaires, à d es roches sédimentaires riches en quartz ou en carbonates, à des shales, à d es grauwackes ou encore à d es dolomites (Ashton, 2008). La nature des roches qui leurs sont associées dépend donc grandement de l’environnement de dépôt (Ashton, 2008). Cependant, l’âge des roches encaissantes qui correspond également à celle de la minéralisation est principalement compris entre 2300 et 1900 Ma. Les formations de fer sont présentes sur tous les cratons continentaux et représentent les dépôts de fer les plus vastes qui ont précipités de l’hydrosphère (Simonson et Kaufman, 2009). Elles peuvent être de variétés granulaires ou rubanées bien que, les formations de fer rubanées forment l’essentiel des réserves de minerai de fer avec les gisements importants dans le monde. Le contenu en fer de ces gîtes est typiquement de 20 à 35% tandis que celui de la silice est de l’ordre de 40 à 50% (Trendall et Morris, 1983). Ils sont tous d’âge archéen (3850 à 2500 Ma) à Paléoprotérozoïque (2500 à 1600 Ma) bien que les plus importants se regroupent entre 2300 et 1900 Ma (Jébrak et Marcoux, 2008). 2- Classification Les BİF ont été divisés en deux classes et sont soit de type Algoma, qui sont associés aux ceintures volcanosédimentaires et dominés par des carbonates et des sulfures de fer, soit 17 de type Lac Supérieur, qui sont dominés par des oxydes de fer et de nature sédimentaire et formés par l’envahissement des eaux sur le continent (Trendall et Morris, 1983). Les formations de type Algoma déposées dans des environnements orogéniques sont plus nombreuses en terme d’occurrences stratigraphiques à la fin de l’Archéen (> 2.6 Ga), qui coïncide avec celui des roches supracrustales les plus vieilles sur terre ; alors que plus de 90% des réserves et de la production de fer mondiale proviennent des formations de type Lac Supérieur qui se sont déposés inégalement dans le temps du Néoarchéen au Paléoprotérozoïque, soit principalement entre 2300 et 1900 Ma (Trendall et Morris, 1983). Les BIF de Zouérate sont de deux types : la formation de fer du Tiris et la formation de fer de la Koedia d’İdjil. Les gisements de la formation de Tiris sont probablement des dépôts sédimentaires clastiques d’origines des BIF archéennes du t ype Algoma. Les gisements de fer de la Koedia d’İdjil sont des BIF de type Lac Supérieur datant du Protérozoïque. 3- Minéralogie Les BİF sont constitués de magnétite, d’hématite, de chert, de sidérite, de greenalite, de minnesotaite, de stilpnomélane, de dolomite et de pyrite (Jébrak et Marcoux, 2008 ; Mel’Nik, 1982). La composition de ces formations de fer est fonction de la quantité de chert, de minéraux argileux, de minéraux ferreux et de carbonates. La composition minéralogique des BIF dépend de leur degré métamorphique et de la composition de la roche originale (Mel’Nik, 1982 ; Jébrak et Marcoux, 2008). Ainsi, comme l’illustre la figure 6, alors que l’hématite rouge et l’hématite spéculaire sont stables à d e faibles pressions et températures, la magnétite est quant à elle retrouvée dans les faciès schiste vert, amphibolite et même granulite. 18 Figure 6 : minéralogie des BIF en fonction du degré de métamorphisme (Jébrak et Marcoux, 2008). La présence d’importantes quantités d’hématite (α-Fe2O3) non altérée mène sans équivoque à la conclusion qu’elle est la composante la plus stable des BIF sous l’action de l’altération supergène (Trendall et Morris, 1983). Mis à part le quartz et les rares carbonates Ca-Mg (Mel’Nik, 1982), parmi les minéraux essentiels des BIF comprennent des silicates de fer et de magnésium (greenalite, minnesotaite, amphiboles, pyroxènes et olivines). Les chlorites, les grenats et les micas (biotite et stilpnomélane) sont communs dans les schistes et dans les roches intermédiaires et procurent l’apport nécessaire en aluminium pour la production de ces minéraux (Mel’Nik, 1982). Les carbonates (sidérite, dolomite et sidéroplestite) sont extrêmement répandus dans les BIF et dans les schistes de faible métamorphisme (Mel’Nik, 1982). Quant à la greenalite (analogue de fer de la serpentine), elle est présente en large quantité dans les terrains non métamorphisés à peu métamorphisés (Mel’Nik, 1982). Elle est généralement reliée aux variétés granulaires des BIF et rarement 19 dans les roches rubanées (Mel’Nik, 1982). La minnesotaite (analogue de fer du talc) apparaît avec ou sans la greenalite dans les BIF peu ou non métamorphisés. Elle est associée à la diagénèse secondaire tardive (Mel’Nik, 1982). Les amphiboles (cummingtonite et riebeckite) sont retrouvées dans les formations de fer silicatées pauvres en aluminium et de carbonatessilicates métamorphisés tandis que les orthopyroxènes sont trouvés seulement dans les roches hautement métamorphisées (Mel’Nik, 1982). L’olivine est rare et sa composition se rapproche de la fayalite, très riche en fer (Mel’Nik, 1982). 4- Modèles génétiques La figure 7 illustre l’environnement et la genèse des BIF. Il est aujourd’hui reconnu que les BIF sont en fait des gîtes sédimentaires marins qui se f orment par des processus géochimiques lors de la sédimentation. Les caractéristiques sédimentaires de ces formations portent à croire que les BIF ont été formés dans une période où l’atmosphère contenait peu d’oxygène libre (Jébrak et Marcoux, 2008). Les bassins océaniques stratifiés profonds anoxiques étaient alors riches en fer et en silice qui provenaient probablement de fluides hydrothermaux (comme toutes les formations de fer enregistrées ont une signature géochimique propre aux sources hydrothermales) ou de l’altération continentale de basaltes (Simonson et Kaufman, 2009). Les panaches riches en fer étaient probablement capables de voyager sur de grandes distances et les courants de fond les faisaient probablement remonter vers les marges continentales (Simonson et Kaufman, 2009). Comme l’environnement était réducteur, le fer était sous sa forme réduite Fe2+ soluble. Le mélange des fluides avec de l’eau plus oxygénée à la surface aurait conduit à l’oxydation du fer et à la précipitation des oxydes de fer et des silicates (Jébrak et Marcoux, 2008). L’hématite, la greenalite, la magnétite et la sidérite ont ainsi été précipitées sur les fonds marins où la formation de sidérite est attribuée à un apport de carbonates de calcium provenant d’environnements marins moins profonds et qui se sont dissous dans les eaux plus profondes et plus riches en ions ferreux (Simonson et Kaufman, 2009). Figure 7 : genèse et environnement de dépôts des BIF (Jébrak et Marcoux, 2008). 20 Quant à la transition entre les dépôts de type Algoma et Lac Supérieur, elle est attribuée à la première apparition des plates-formes carbonatées qui ont permis des environnements de dépôt plus uniformes et plus vastes que les terrains volcaniques (Simonson et Kaufman, 2009). Enfin, la fin du dépôt des BIF a été attribuée à une augmentation de la concentration d’oxygène dans l’atmosphère (Simonson et Kaufman, 2009). La relation spatiale entre les dépôts de type Lac Supérieur et ceux de type Algoma, c’est que les premières sont situés dans les marges des cratons alors que le type Algoma est formé dans un environnement distal aux cratons mais à p roximité des arcs volcaniques (Groves et al., 2007).