Cartographie régolitique et litho-structurale du prospect de Goumbati Wes

Cartographie régolitique et litho-structurale du prospect de Goumbati Wes

Evolution structurale du Craton Ouest Africain 

L’Archéen

 Il est subdivisé en deux cycles orogéniques que sont le Léonien et le Libérien. Le Léonien est une orogenèse précoce qui s’est déroulée entre 2,9 et 2,7 Ga. Cette orogenèse est 10 caractérisée par un métamorphisme à haut degré faisant apparaitre le faciès granulitique (Beckinsale et al, 1980 ; Vachette et al, 1973). Le Libérien (2,7 à 2,5 Ga) marqué par des structures subméridiennes (Camil et al, 1984) présente un caractère polyphasé avec un métamorphisme méso à catazonal. 

 Le Paléoprotérozoïque

 Les données lithostructurales (Bard, 1974 ; Tempier, 1986 ; Bertrand et al, 1989 ; Feybesse et al, 1989 ; Ledru et al, 1989; Milési et al, 1986, 1989, 1992) mettent en évidence une évolution polycyclique au cours de l’orogenèse éburnéenne marquée par : – un éburnéen I ou cycle burkinien daté entre 2,19 et 2,14Ga (Tempier, 1986 ; Lemoine et al, 1985; Abouchami et al, 1990 ; Boher et al, 1992), et affectant les formations dabakaliennes caractérisées par une tectonique tangentielle vers 2,17 Ga (Cahen et al, 1984) et par un métamorphisme épi à mésozonal, – l’éburnéen II ou éburnéen au sens stricte affectant les terrains birimiens couvrant la Guinée, le Sud du Mali, la Côte d’Ivoire, le Ghana, le Burkina Fasso, le Niger et le Nord du Togo. Il affecte aussi les boutonnières de Kédougou – Kéniéba et de Kayes, ainsi que la partie orientale de la dorsale Réguibat. Il est daté entre 2,12 et 2,07Ga (Feybesse et al, 1989; Abouchami et al, 1990). Ledru et al. (1989) identifient trois phases majeures de déformation (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. L’intensité de cette phase est variable 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 tectonique D1, de caractère coaxial, est d’intensité décroissante au fur et à mesure que l’on s’éloigne du socle archéen (Ledru et al, 1989). La tectonique collisionnelle proposée pour certains segments notamment pour la Côte d’Ivoire (Milési et al, 1989; Feybesse et al, 1990) est remise en question faute de déformation en raccourcissement tangentiel reconnue. En effet, pour Vidal et al. (1992), Vidal et Alric (1994), cette D1 se traduit par une déformation péri-plutonique et/ou une recristallisation métamorphique synchrone des intrusions granitiques. – La deuxième phase D2 transcurrente, intervient autour de 2096 Ma (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 sénestres (Bassot et Dommanget, 1986; Pons et al, 1992) et chevauchant en certains endroits comme au Ghana (Milési et al, 1989). Cette D2 d’intensité variable, est marquée par une schistosité subverticale S2 et par des plis dans les faciès sédimentaires et volcano-sédimentaires, tandis qu’elle s’exprime de façon hétérogène dans les faciès volcaniques. – La troisième phase D3 intervenant autour de 2073 Ma, est également transcurrente. Elle a été définie au Burkina Faso (Feybesse et al, 1989). Les manifestations de cette D3 ont été retrouvées en Guinée, dans le Sud du Mali, en Côte d’Ivoire (Feybesse et al, 1989) et 11 aux confins du Ghana et de la Côte d’Ivoire (Ledru et al., 1988). Au Burkina Faso, elle se marque par la formation de plis P3 (Ouédraogo et Prost, 1986; Ouédraogo, 1987) contrôlés par des grandes zones de cisaillements dextres (Yako, Zitenga, Zorgho) ou dextres inverses (Perkoa, Poura). Entre les zones de cisaillement, la D3 est coaxiale et se marque par une schistosité de crénulation subverticale S3 N50° à N70° et par des plis droits P3. Dans certaines régions, la D3 reprend des décrochements sénestres de D2 et les P3 reprennent aussi les P1et P2. Pour Salah (1991), Pouclet et al (1996), Vidal et al (1996), les formations birimiennes du Liptako sont affectées par une seule phase de déformation régionale accompagnée d’une schistosité S1 ou S0-S1 qui peut être localement reprise par une seconde phase de déformation. Pour Ndiaye (1986), les formations de l’ensemble Dialé – Daléma ont été plissées isoclinalement et schistosées au cours d’une phase de déformation accompagnée d’un métamorphisme de degré schiste vert. La S1 pourrait être reprise par une crénulation aux abords des granites, ou des failles. Les évènements tectoniques éburnéens sont généralement associés à un métamorphisme de degré épi à mésozonal. Ansi, Kesse (1985), en se basant sur la synthèse des travaux antérieurs de Junner (1928) et sur des arguments essentiellement structuraux, adopte la succession lithostructurale suivante pour l’ensemble du Craton Ouest Africain : – un ensemble B1 sédimentaire, flyschoïde, qui serait affecté par les trois phases de déformation marquées par une D1 tangentielle, les deux dernières phases D2 et D3 transcurrentes. – un ensemble B2 à dominante volcanique à volcanosédimentaire qui serait affecté uniquement par les déformations transcurrentes D2 et D3. Le modèle de Kesse (1985), a été inversé par les dernières données lithostructurales de Feybesse et al. (2006) au Ghana qui montrent un B1 à dominante volcanique. Au Sénégal, Milési et al, (1986) ; Ledru et al, (1989), adoptent un schéma lithostructural montrant un Birimien inférieur composé essentiellement de sédiments, affecté par les phases de déformations D1 et D2, surmonté par un Birimien supérieur volcanique et plutonique affecté uniquement par la déformation D2. La D1 est compressive et caractérisée par une tectonique cassante superficielle avec une tendance à l’écaillage. La deuxième phase tectonique D2 transcurrente est synchrone de la mise en place de complexes granitiques et de structures profondes décrochantes sénestres. Elle induit un replissement de la schistosité dans l’ensemble B1, et le plissement de la stratification des sédiments intercalés dans l’ensemble B2. La première phase géotectonique responsable de la formation des ceintures volcaniques de roches vertes se situerait entre 2238 ± 5 et 2195 ± 15 Ma (Lompo, 1991, Dia et al, 1997, Castaing et al. 2003). Gasquet et al, (2003) à partir des résultats sur zircon obtenus  sur les granitoïdes de Dabakala, situeraient cet événement à 2300 Ma. Elle serait accompagnée ou relayée par un magmatisme calco alcalin s’étalant entre 2212 et 2150 Ma (Siméon et al, 1995; Davis et al, 1994; Lahondière et al, 2002). La deuxième phase géotectonique associée à l’ouverture de bassins sédimentaires par transtension le long de failles transcurrentes NNE-SSW, se serait opérée entre 2150 et 2050 Ma (Pouclet et al, 1996). La tectonique éburnéenne du Craton Ouest Africain apparaît d’une manière générale marquée par une dynamique de tectonique transcurrente caractérisée par des décrochements sénestres dans l’ensemble et par la mise en place d’intrusions granitiques syntectoniques. Ce modèle tectonique peut induire la formation de bassins au niveau des zones en extension et de tectonique chevauchante au niveau des zones en compression. L’évolution géodynamique des formations birimiennes du COA, a fait l’objet de plusieurs contreverses. – Un premier modèle d’accrétion pour le Paléoprotérozoïque ouest africain serait en adéquation avec des environnements de plateaux océaniques (Abouchami et al. 1990), ou de plancher océanique (Boher et al, 1989 ; Ngom 1995). Ils considèrent que le volcanisme tholéiitique birimien du Craton Ouest Africain est comparable à des basaltes de plateaux océaniques. – Un deuxième modèle suggére que les terrains birimiens 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. Ce modèle serait à la base d’une production d’une croûte continentale par différentiation et/ou avec une participation possible d’une composante crustale archéenne, mais sans aucune évidence d’un évènement 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), proposent une mise en place des formations paléoprotérozoïques de la BKK dans un environnement d’arc insulaire et de convergence lithosphérique. Plus récemment, Pawlig et al. (2006) en se basant sur des données géochimiques et isotopiques, soutiennent que les formations birimiennes du COA se seraient mises dans un contexte d’arc insulaire avec une convergence lithosphérique entraînant la subduction de la croûte océanique. Les mécanismes de cette accrétion sont très controversés selon les provinces birrimiennes. En effet, si le rapprochement des tholéiites avec des basaltes de plateaux océaniques est généralement admis à l’échelle du craton (Abouchami et al, 1990 ; Boher et al, 1992), une affinité comparable à des N MORB actuels a été proposée en Côte d’Ivoire (Pouclet et al, 2006) ou à des tholéiites d’arc au Niger (Ama Salah et al., 1996) ou au Sénégal (Dia et al., 1997 ; Diallo, 2001). Par contre le magmatisme calco-alcalin serait plutôt comparable à des tholéiites continentales (Thiéblemont, 1989) ou associé à des zones de subduction (Alric et Vidal, 1991 ; Vidal et Alric, 1994).

Les minéralisations non aurifères du Craton Ouest Africain 

Le craton ouest africain renferme un potentiel riche en minéralisations. Les réserves géologiques de fer datées à l’Archéen représentent d’importants gisements de type quartzite ferrifère (BIF). Ces gisements sont constitués d’amas massifs de magnétite et de martite. Ils sont généralement recouverts d’une cuirasse latéritique qui incorpore de nombreux éléments de martite ou d’hématite. Il ressort des études que les réserves seraient de l’ordre de 750 Mt de minerai à 65% de fer. En Guinée, Sierra Léone et au Libéria, le domaine archéen du COA contient des gites de chrome et de Ni-Co associés aux ceintures de roches vertes et/ou aux roches ultrabasiques stratifiées. On note aussi diverses occurrences de Pb, W, Mo, Sn. Le domaine éburnéen renferme une diversité plus étendue de gisements que l’Archéen. Les minéralisations de l’ensemble B1 sont constituées de Mn, Fe, Zn et Cu, Pb, Mo, Sn, W, Nb, Ta, Li. L’ensemble B2 renferme des minéralisations associées à des complexes basiques-ultrabasiques : Fe, Ti, V à Tin-Edia au Burkina Faso (Neyberg et al., 1980), NiCo à Bonga et Dablo au Burkina Faso (Ouedrago, 1987), Ni-Pt de Kadiolo au Mali( Bassot et al., 1981), Cr de Wemelhoro au nord de la Côte d’Ivoire(Regnoult,1980).

 Les minéralisations aurifères du Craton Ouest Africain 

Le craton Ouest africain est réputé fortement riche en minéralisation aurifère. Il existe plusieurs types de gisements classés en fonction de la nature des roches encaissantes : les structures hôtes ; la géométrie des corps minéralisés et leurs paragenèses. Ces gisements sont répartis en différents endroits et sont parfois concentrés pendant des périodes différentes. C’est ainsi que (Milési et al, 1985) distinguent sept types de gisements qui sont : – Type 1 : minéralisations encaissées dans les turbidites tourmalinisées et associées à des sulfures. C’est le cas du gisement de Loulo au Mali. – Type 2 : minéralisations à sulfures disséminés encaissées dans des roches volcaniques ou plutoniques (Yaouré, Côte d’ivoire ; Syama, Mali). – Type 3 : conglomérats aurifères (district de Tarkwa, Ghana). – Type 4 : minéralisations discordantes à arsénopyrite aurifère (Ashanti). – Type 5 : minéralisations quartzeuses discordantes à or natif et sulfures polymétalliques (Poura, Burkina Faso; Kalana, Mali; Sabodala, Sénégal). – Type 6 : placers alluviaux et éluviaux. – Type 7 : gîtes latéritiques (Ity, Côte d’Ivoire). Les gisements de types 4 et 5, issus des minéralisations aurifères discordants, se rencontrent préférentiellement dans l’ensemble B1 et le long des contacts structuraux. Quant à ceux de types 6 et 7 sont considérés comme secondaires (Milesi et al, 1989). La figure 6 met en évidence la répartition de certains gisements aurifères dans la partie occidentale du COA et la figure 7 plus locale illustre les principaux gisements aurifères de boutonnière de Kédougou Kéniéba