Géologie du Birimien de la partie sud occidentale du Mali et de la ceinture de Syama/Bagoé

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Géologie du Birimien de la partie sud-occidentale du Mali et de la ceinture de Syama/Bagoé

Le Birimien de la partie sud-occidentale du Mali (hors les fenêtres de Kayes et de Kéniéba) est formé par une succession d’unités orientées NNE-SSW, définies par Milési et al. (1989 ; 1992; 2004) comme une succession de ceintures de roches vertes et de bassins sédimentaires. On distingue, d’ouest en est: la ceinture de Yanfolila, 60 km de large environ, située le long de la marge orientale du bassin de Siguiri, recoupée par la zone de cisaillement de Siékorolé (Siékorolé Shear Zone, SSZ); la ceinture de Morila, 50 km de large environ, située le long de l’immense domaine granitique de Bougouni qui occupe la partie centrale du Sud-Ouest Mali ; la ceinture de Syama, la plus étroite, 30 km de large environ, située le long de la frontière Mali – Burkina Faso. Ces trois ceintures disparaissent au nord sous les sédiments phanérozoïques du bassin de Taoudéni. Les deux dernières ceintures sont séparées par la zone de cisaillement du Banifing (Banifing Shear Zone, BSZ) qui se raccorde au Sud à la faille de Sassandra séparant le bouclier archéen de Man du domaine birimien Baoulé-Mossi (Fig. 3). La ceinture de Yanfolila renferme des formations volcaniques de type d’arc, connu localement sous le terme de « formation volcanique de Nani », et des séquences remaniées de grauwackes similaires à celles trouvées dans le bassin de Siguiri. La formation de Nani comprend des basaltes tholéiitiques et des andésites basaltiques, intercalées avec une séquence de laves dacitiques, de coulées et de brèches pyroclastiques ; elles ont été datées à 2212 ± 6 Ma (Lahondère et al., 2002).. La ceinture de Morila renferme également des laves basaltiques à andésitiques intercalées avec un ensemble de formations volcano-sédimentaires ; des intrusions felsiques ont été datées à 2132–2097 Ma (McFarlane et al., 2011). Ces unités sont recoupées par des plutons et des « stocks » de granitoïdes (Milési et al., 1992) mis en place à différentes périodes : 2074 ± 9, 2098 ± 5, 2136 ± 6 et 2152 ± 16 Ma (Liégeois et al., 1991; Olson et al., 1992).
Les formations de la ceinture de Syama sont dans l’ensemble assez similaires à celles de la ceinture de Yanfolila mais sont structuralement beaucoup plus déformées avec des séries renversées. Ces différentes formations sont intrudées par des plutons (diorite de Finkolo datée à 2049 ± 38 Ma, Liégeois et al., 1991) et des massifs de granitoïdes dont le plus important, le massif de Sadioula, recoupe la limite nord-ouest de la ceinture de Syama. En 1999, Kushnir (1999) propose pour les différentes formations du Birimien malien de nouvelles appellations adoptées par différentes compagnies minières travaillant dans cette partie du pays. Il définit la ceinture volcano-sédimentaire de Bagoé équivalent de la ceinture de Syama. Elle est affectée par la zone de cisaillement de Syama-Bananso (Milési et al., 1989 ; 1992 ; Girard et al., 1998. Standing, 2005), sur laquelle se localisent les gisements aurifères de Syama et Tabakoroni ainsi que l’indice de Tellem. La ceinture de Bagoé est en contact à l’Ouest avec le bassin sédimentaire du domaine Kadiana-Madinani et à l’Est avec les formations sédimentaires du domaine de Kadiolo. Dans la suite du travail nous adopterons la terminologie de Kusnir. La ceinture de Bagoé se présente (Olson et al., 1992 ; Diarra, 1996; Ballo et al., 2016) comme une suite de formations orientées NNE-SSW à pendage ~ 60° W affectées par une série de failles chevauchantes globalement parallèles aux limites lithologiques (Fig.4). La description des différentes formations de la ceinture se fera à partir d’une coupe W-E (Fig. 5) et en utilisant la terminologie de Ballo et al. (2016). A l’Ouest affleure la formation de Sikoro appartenant au domaine Kadiana-Madinani. Elle est constituée principalement par des grauwackes argileuses fines et des shales graphiteux ; au sein de ces séries s’intercalent des passées étroites de basaltes tholéiitiques. Ces formations, à fort pendage Ouest, sont recoupées par des dykes de composition andésitique ou des lamprophyres et par de petits corps felsiques.
La formation de Sikoro chevauche localement la formation de Syama dans laquelle se trouve la mine de Syama. La formation de Syama est formée à l’Ouest par des formations métasédimentaires avec quelques intercalations basaltiques et à l’Est par des séries essentiellement basaltiques ; ces dernières sont les plus représentées au sein de la ceinture et sont recoupées par des dykes porphyriques et des petits corps intrusifs de diorites. La formation de Syama chevauche la formation de Ngolopènè par l’intermédiaire de la shear zone de Syama-Bananso, zone de concentration privilégiée de la minéralisation. A l’Est, la formation de Ngolopènè appartenant au domaine Kadiolo constitue le mur de la structure. Elle est formée par une série détritique renfermant en particulier des conglomérats comprenant des éléments de la série de Syama dont de rares fragments de basalte. Cette formation n’est pas minéralisée (Olson et al., 1992).
L’ensemble des formations de la ceinture de Bagoé sont affectées par un métamorphisme syntectonique de faciès schiste vert avec développement de chlorite, albite, épidote, quartz et calcite.

Caractères généraux des gisements aurifères orogéniques du Craton Ouest-Africain

L’essentiel des gisements d’or du COA sont des gisements associés à l’orogenèse éburnéenne et sont considérés comme étant des gisements d’or orogéniques (Milési et al., 1992, 1995 ; Béziat et al., 2008 ; Markwitz et al., 2016 ; Goldfarb et al., 2017).
Une importante base de données structurale, minéralogique, fluide et géochimique a été réalisée depuis une trentaine d’année sur de nombreux gisements d’or dits orogéniques. Ces gisements se forment majoritairement aux frontières ou paléo-frontières de plaques tectoniques et sont reliés à des périodes de croissance crustale marquées par une intense activité magmatique propice à la circulation des fluides (e.g. Goldfarb et al., 2001 ; Groves et al., 1998, 2003). Ils se caractérisent par leur localisation au niveau de greenstone belt sur des accidents lithosphériques majeurs souvent cisaillants (shear-zone) et le modèle de genèse communément accepté est celui d’un continuum de circulations fluides depuis les stades ductiles jusqu’aux stades cassants. Les minéralisations sont épigénétiques et se formeraient essentiellement après le pic de métamorphisme, postérieurement aux épisodes de déformation majeure de compression et/ou de transpression (Groves et al., 2003). Elles sont donc tardi- à postorogénique. Ces gisements se distribuent préférentiellement le long de grands accidents affectant des terrains supracrustaux métamorphisés dans les conditions allant du faciès pumpelleyite-prehnite au faciès des schistes verts supérieurs. Ils se présentent sous forme de veines de quartz et la minéralisation se localise soit au sein des veines soit aux épontes des celles-ci. Les filons ou veines de quartz aurifères présentent des géométries différentes suivant la profondeur de mise en place (Fig. 6; Colvine et al., 1988).
Figure 6. Modèle théorique de la distribution et de la géométrie des minéralisations aurifères orogéniques associées à des grandes failles cisaillantes d’échelle crustale (Modifié d’après Colvine et al., 1988).
Ces systèmes de veines sont associés à de grandes failles, qui correspondent à des structures de 2ème et 3ème ordre, formant un réseau conjugué de failles, par rapport à la shear-zone principale. Le contrôle tectonique régional influence également la géométrie et l’état de déformation des structures. Deux grands types de veines sont généralement distingués dans ces contextes orogéniques (Fig. 7; Robert et Brown, 1986): i) les veines sub-verticales dans des failles cisaillantes fonctionnant en transpression avec ouverture et remplissage multiple (mode crack-seal) ; ii) des veines subhorizontales fonctionnant en fente de tension. Chaque variation dans la géométrie d’un plan cisaillant peut devenir un piège favorable à la capture des fluides (fentes de tensions, fentes en échelon, charnière de plis, pull-apart).
Figure 7. Représentation schématique des systèmes de veines en domaine orogénique (modifié d’après Robert & Brown, 1986)
Plusieurs auteurs ont proposé une classification des gisements orogéniques. Ainsi Gébre-Mariam et al. (1995), Goldfard et al. (1998), Lindgren (1933), Groves et al. (1998) les ont classés en fonction de leur profondeur de formation et de la température du métamorphisme en: i) gisements épizonaux, gisements dont la profondeur est inférieure à 6km, pour une température de formation comprise entre 150°C et 300°C; ii) gisements mésozonaux formés entre 6 et 12kilomètres de profondeur pour des températures situées entre 300°C et 475°C; iii) gisements hypozonaux formés à une profondeur supérieure à 12km pour des températures excédant 475°C (Fig. 8).
Figure 8. Modèle schématique de distribution des gisements d’or orogénique suivant la profondeur de mise en place (modifié d’après Groves et al., 1998).
De manière générale, les gisements orogéniques du COA forment des provinces métallogéniques situées le plus souvent dans des ceintures de roches vertes et les bassins métasédimentaires, renfermant des formations déformées et métamorphisées dans le faciès schistes verts. Au sein de ces ceintures, les minéralisations sont contenues dans les diverses formations de la ceinture, les métavolcanites, les diverses roches métasédimentaires, les roches métasomatiques (e.g. les albitites), et les granitoïdes. Les veines minéralisées sont généralement distribuées le long d’accidents majeurs cisaillant (shear-zones) comme l’accident sénégalo-malien (Lambert-Smith et al., 2016) ou la Central fault zone au Ghana (Allibone et al., 2002). La minéralisation aurifère peut être disséminée au sein de roches encaissantes mais est le plus souvent localisée dans des filons de quartz, des stockwork et des brèches qui se développent dans des zones de très forte déformation.
La paragenèse typique des veines aurifères se compose essentiellement de quartz, de sulfures (surtout des sulfures de fer) et de carbonates (Groves et al., 1998). Pyrite et arsénopyrite sont les deux sulfures majeurs auxquels est associée la minéralisation aurifère. Ils sont contenus dans des veines à quartz-carbonates mais sont le plus souvent disséminés aux épontes des veines dans les roches encaissantes. L’or peut être libre dans le quartz mais on le trouve principalement en inclusion dans les sulfures (pyrite et arsénopyrite), le plus souvent dans les fractures de ces sulfures et plus rarement, en association avec la tourmaline (Fig. 9). Mais on le trouve également sous forme d’or «invisible» (cf., Cook and Chryssoulis, 1990) se trouvant soit dans leur structure cristalline soit sous forme de nano-inclusions de taille inférieure à 1μm (cf., Cabri et al.,1989). Un exemple de spectre LA-ICP/MS régulier traduisant la présence d’or invisible dans une pyrite (spectre de couleur jaune) est montré dans la figure 9 ; la teneur en or de la pyrite est de 0.85 ppm. Les minéraux de la gangue et de la paragenèse d’altération les plus communs sont le quartz, les carbonates, ankérite et sidérite, chlorite, mica fuchsite, et albite. Cette paragenèse d’altération et la composition des minéraux d’altération dépendent de la nature du fluide hydrothermal mais surtout de la nature de la roche initiale (e.g. Béziat et al., 1998).
Concernant les fluides, une des caractéristiques des fluides orogéniques est leur richesse en CO2 qui les démarque de la composition des fluides associés aux autres types de gisements aurifères avec des XCO2 autour de 0.2 – 0.3. Ce sont donc des fluides à H2O – CO2 renfermant aussi mais accessoirement N2, CH4, H2S ; leur salinité est faible à modérée (3 à 10 wt% équiv.NaCl, Mc Cuaig and Kerrich, 1998 ; Wilkinson, 2001). Mais dans le COA, de nombreuses études ont montrées que les fluides associés aux minéralisations aurifères étaient particulièrement riches en CO2. Dans certains gisements (e.g., Ashanti, Damang), on peut trouver des fluides très riches en CO2 (XCO2>0.7, Schmidt Mumm et al., 1997 ; White et al., 2013) ce qui pourrait s’expliquer par un processus de dévolatilisation de la matière carbonée à grande profondeur (Oberthür et al., 1996), sous des conditions suffisamment oxydantes pour que le Carbone soit sous forme CO2 plutôt que CH4. Récemment, les données isotopiques C et N (Lüders et al., 2015) indiquent que les fluides à l’origine des gisements d’Ashanti (Ghana) résulteraient de la dévolatilisation de la matière carbonée. Au niveau du COA, les conditions P
– T de précipitation de l’or sont estimées entre 150 et 400 °C, et entre 0.5 et 3 kbars (AMIRA-International, 2013) et seraient reliées à un processus d’immiscibilité lié à une chute brutale de la pression.
Mais il existerait dans le COA des exemples de gisements d’or qui ne seraient pas orogénique comme le gisement Guelg Moghrain en Mauritanie (Kolb et al., 2006) considéré comme appartenant aux gisements de type IOCG (Iron Oxides Copper Gold), les gisements de Tarkwa et de Damang (Milési et al., 1992 ; Pigois et al., 2003 ; White et al., 2014) reconnus dans la ceinture d’Ashanti au Ghana et considérés comme de type paleoplacer, les gisements alluvionnaires au nord du Burkina Faso (Bamba et al., 2010) et des gisements liés à l’altération supergène comme celui d’Ity en Côte d’ivoire (Béziat et al., 2016), de Larafella au Burkina Faso (Bamba et al., 2002) et le gisement de Yatéla au Mali (Hein et al., 2016). Toutefois, ces gisements latéritiques ou alluvionnaires dériveraient de minéralisations primaires de type orogénique. Dans certains autres gisements, la minéralisation aurifère est associée à des skarns, comme à Alamoutala, Mali (Masurel et al., 2017) et Ity, Côte d’Ivoire (Béziat et al., 2016), ou à des porphyres cuprifères, comme à Gaoua, Burkina Faso (Le Mignot et al., 2017a), mais dans ces divers exemples la minéralisation aurifère serait en partie d’origine orogénique et se superposerait aux minéralisations primaires reliées au système magmatique – hydrothermal du skarn et du porphyre. Ce serait également le cas pour les gisements précoces de type paléoplacer auxquels se superposeraient une minéralisation tardive de type orogénique (e.g., Damang, White et al., 2015).
Récemment, Markwitz et al. (2016) ont publié une compilation de données sur les 22 principaux gisements du Craton Ouest Africain à partir du West African Mineral Deposit Database (WAMDD) listant plus de 440 gîtes minéraux (Fig. 10). Les principaux gisements aurifères représentatifs des divers pays sont: i) au Ghana, Obuasi dans la ceinture d’Ashanti (Milési et al, 1989, 1992 ; Oberthür et al., 1994 ; 1996 ; Allibone et al., 2002 ; 2004 ; Feybesse et al., 2006 ; Berge, 2011 ; Klemb et al., 1993 ; Schwartz et al., 1992 ; Schmidt Mumm et al., 1997), Bibiani (Allibone et al., 2002), Prestea, Konongo, Ayanfuri, Abosso-Damang (Schmidt Mumm et al., 1997), Abwasso (Wille et Klemd, 2004), Sansu (Yao et al., 2001), Bepkong et Julie (Amponsah et al., 2016a, b), Pampé (Salvi et al., 2016), Wassa (Perrouty et al., 2015) ; ii) au Burkina Faso, Diabatou et Larafella (Klemd et al., 1997 ; Bamba et al., 1997), Guibaré et Fétékolé (Béziat et al., 1999), Loraboué (Béziat et al., 1998), Essakane (Foster and Piper, 1993; Feybesse et al.,2006; Tsibubudze et al., 2016), Inata (McCuaig et al., 2016), Nassara (Ouiya et al., 2016), Gaoua (Le Mignot et al., 2017a), Youga (Woodman et al., 2016), Taparko (Bourges et al. 1998), Kiaka (Fontaine et al., 2016); iii) en Côte d’Ivoire, Yaouré (Coulibaly et al., 2008), Afema district (Kadio et al., 2010), Agbaou et les districts de Bonikro et Angovia (Milési et al., 1989), Ity (Béziat et al., 2016), Tongon (Greyling et al., 2013); iv) au Mali, Syama (Olson et al., 1992), Loulo (Milési et al., 1992 ; Dommanget et al., 1993 ; Lawrence et al., 2013), Morila (Hammond et al., 2011 ; Mc Farlane et al., 2011; Lawrence et al., 2016) ; Alamoutala et Sadiola (Masurel et al., 2016a, b), Yatéla (Hein et al., 2015) ; Kalana (Sangaré et al., 2015 ; Salvi et al., 2016) ; v) en Guinée, Siguiri (Le Brun et al., 2016) ; vi) au Sénégal, Sabodala (Sylla et Ngom, 1997). L’essentiel des travaux réalisés en Afrique de l’Ouest portent sur l’étude détaillée d’un gisement et seules quelques tentatives de classifications plus générales, à l’échelle d’une région ou du craton, ont été réalisées. Milési et al. (1989; 1992) proposent une classification basée sur la nature de la roche hôte, la géométrie du gisement, l’association métallique et les relations entre la minéralisation et les évènements tectoniques éburnéens. Ils définissent ainsi plusieurs types de gisements: 1) des gisements pré-orogéniques (type 1); 2) des gisements syn-orogéniques (types 2 et 3) ; 3) des gisements tardi-orogéniques (types 4 et 5). Leube et al. (1990) et Oberthür et al. (1994) à partir de l’étude de plusieurs gisements du Ghana distinguent deux types majeurs de gisements aurifères : 1) un type caractérisé par de l’or disséminé dans un encaissant surtout métasédimentaire ; 2) un type défini par de l’or concentré au sein de veines quartzeuses. Béziat et al. (2008) reprennent et complètent cette classification en l’étendant aux gisements du Burkina Faso. Ces auteurs distinguent deux principaux types de minéralisation : type concentré et type disséminé. Dans le type concentré l’or à forte teneur est contenu au sein de veines de quartz déformée (boudinées ou plissées suivant leur orientation) et associé à des sulfures et/ou de la tourmaline. Ce type de gisement s’observe à Gangaol (Bourges et al., 1994), Taparko (Bourges et al., 1998), Guibaré et Fété Kolé (Béziat et al., 1999 ) et Perkoa (Béziat et al., 2008).
Dans le type disséminé, l’or en fines particules et à faible teneur apparaît au sein de l’encaissant des veines quartzeuses dans des roches compétentes parfois très riches en albite (albitites) et dans des roches issues de la transformation de roches ultramafiques (listvenites) ; l’or est associé principalement à des sulfures; ce sont par exemple les gisements de Loraboué (Béziat et al., 1988 ; 2008), Diabatou et Larafella (Klemd et Ott 1997 ; Bamba et al., 1997). Les deux types de minéralisations concentrées et disséminées apparaissent souvent dans le même gisement comme à Kalana (Sangaré et al., 2015, Salvi et al., 2016) ou à Inata (Béziat et al., 2008 ; Mc Cuaig et al., 2016).
Plus récemment, une synthèse sur le potentiel minier et en particulier sur les gisements d’or du craton Ouest Africain, a été réalisée par un consortium, AMIRA International, au travers d’un ambitieux programme de recherche, Initiative d’exploration en Afrique de l’Ouest (WAXI, http://www.waxi2.org/). Les principaux résultats de ce travail sont :
– Les gisements d’or sont distribués dans tout le craton ouest africain et se mettraient en place au cours de l’orogenèse éburnéenne dans des contextes tectoniques variés allant du domaine ductile de haute Température (e.g. Morila, Mali), au domaine cassant de plus faible profondeur et de plus basse Température avec des minéralisations associées à des brèches (e.g. Syama, Mali).
– Ces gisements se sont formés autour de 2100 Ma, y compris les minéralisations liées aux paléoplacers qui seraient la résultante de l’érosion de gisements pré-éburnéens comparables à ceux de Wassa (Ghana, Perrouty et al., 2016) et de Kiaka (Burkina Faso, Fontaine et al., 2017) ; pour ces gisements les âges des minéralisations sont respectivement estimés à 2164 ± 14 Ma (Wassa) et à 2157 Ma ± 24 Ma (Kiaka) par la méthode Re-Os sur pyrite et pyrrhotite (Le Mignot et al., 2017b).
– La nature des roches encaissantes varie également d’un gisement à l’autre avec des encaissants entièrement sédimentaires (Siguiri, Guinée), sédimentaire recoupé par des intrusifs (e.g. Kalana), et essentiellement volcanique (Syama).
– Dans l’évolution éburnéenne quatre stades économiquement significatifs ont été identifiés (Fig. 11). Cependant l’événement aurifère majeur généralement associé à une minéralisation riche en arsenic serait relié à la phase D4. Ce stade de minéralisation est lié dans l’ensemble du craton au raccourcissement crustal WNW-ESE (e.g. Obuasi, Ghana). Toutefois, plusieurs phases de minéralisation aurifère avec différentes cinématiques et altérations sont souvent mises en évidence au sein d’un même gisement (e.g. Pampe, Ghana).
La progression spectaculaire de la production d’or en Afrique de l’Ouest depuis 1993 a permis de dépasser la barre des 10 000 t d’or (9896 t en 2012, Tableau 1), ce qui situe l’Afrique de l’Ouest au même niveau que la province du Yilgarn en Australie (et même au-dessus depuis 2007, Fig. 13) ou la province du Supérieur au Canada (Fig. 14) avec une production d’or globale représentant 8% de la production mondiale. Cette augmentation concerne bien évidemment le Ghana (de 16.56t Au en 1990 à 98.53t Au en 2014), qui a été et reste le plus gros producteur d’or de l’Afrique de l’Ouest, mais aussi le Burkina Faso (de 1.01t en 2004 à 37.20t en 2014), la Guinée (3.71t en 1997 à 15.66t en 2014), le Mali (4.33t en 1996 à 45.40t en 2014), et les autres pays du COA (Côte d’Ivoire, Niger, Sénégal, Sierra Leone et Liberia). En 2005, les gisements d’Obuasi (Ghana) et de Syama (Mali) étaient classés parmi les 25 plus gros gisements d’or orogéniques Précambrien en terme de production et réserves (Goldfarb et al., 2005 ; Dubé et Gosselin, 2007). L’essor de l’exploitation des gisements d’or en Afrique de l’Ouest est relativement récente, à l’exception des gisements de la région de Prestea (Ghana), et aujourd’hui ce sont 138 gisements d’or (essentiellement de type orogéniques) qui sont en exploitation à une teneur moyenne de 1.68 g/t Au, ce qui fait de cette région une des principales régions aurifères, avec des réserves estimées à 3873 t Au dans 60 gisements à une teneur moyenne de 1.74 g/t Au (Fig. 14 & 15; Goldfarb et al., 2017).

Table des matières

Introduction
Chapitre I. Contexte géologique général et gisements aurifères du Craton Ouest Africain
I.1 Caractères géologiques généraux du Craton Ouest Africain
I.2 Géologie du Birimien de la partie sud occidentale du Mali et de la ceinture de Syama/Bagoé
I.3 Caractères généraux des gisements aurifères orogéniques du Craton Ouest Africain
I.4 Caractères généraux des gisements aurifères orogéniques du Mali
Chapitre 2. Méthodes et Techniques analytiques
I Echantillonnage
1) Introduction
2) Préparation des échantillons
II Méthodes d’observation
1) Le microscope optique
2) Le microscope électronique à balayage (MEB)
III) Méthodes analytiques
1) La microsonde électronique CAMECA SXFIVE
2) La méthode de la Spectrométrie de Fluorescence aux rayons X (XRF)
3) La méthode ICP MS
4) La méthode LA ICP MS pour l’analyse « in situ » des sulfures
I Etude pétrographique
I 1.Etude pétrographique des échantillons du gisement Syama
I.1.1 Les basaltes
I.1.2. Le lamprophyre
I.1.3 Les roches métasédimentaires et volcanosédimentaires
I.1.4 Les andésites
I.1.5 Les faciès silicifiées
I.2. Etude pétrographique des échantillons du gisement de Tabakoron
I.3 Etude pétrographiques des échantillons du gisement de Tellem
I.4 Etude comparative de la pétrographie des formation s des trois gisements
II. Etudes géochimiques des roches magmatiques
II.1 Introduction
II.2 Classification
II.2. 1 Mobilité des éléments
II.2.2 Les basaltes
Chapitre 4 : Etude structurale
I.Introduction
I.Introduction
II.Caractéristiques des méga
II.Caractéristiques des méga et mésostructureset mésostructures
II.1. La schistosité
II.1. La schistosité
II.2. Les chevauchements
II.2. Les chevauchements
II.3. Les plis d’entrainement
II.3. Les plis d’entrainement
II.4. Les zones de cisaillement
II.4. Les zones de cisaillement
II.5. Les failles
II.5. Les failles
III.Caractéristiques des microstructures
III.Caractéristiques des microstructures
III.1. Les veines
III.1. Les veines
III.2. Les stylolithes
III.2. Les stylolithes
IV.Séquence de déformations
IV.Séquence de déformations
V.Comparaison de la séquence avec les autres séquences proposées dans la littérature
V.Comparaison de la séquence avec les autres séquences proposées dans la littérature Miller et DiarMiller et Diarra (Tableau 9)ra (Tableau 9)
Chapitre 5 : Etude de la minéralisation: Etude de la minéralisation
I.Introduction
I.Introduction
II. Le style de la minéralisation
II. Le style de la minéralisation
III. Caractéristiques de la minéralisation
III. Caractéristiques de la minéralisation
III.1 Pyrite et arsénopyrite.
III.1 Pyrite et arsénopyrite.
III.2 Or
III.2 Or
III.3 Les sulfosels
III.3 Les sulfosels
IV. Concentration en él
IV. Concentration en éléments traces des pyrites et arsénopyriteséments traces des pyrites et arsénopyrites
V. Etude des inclusions fluides
V. Etude des inclusions fluides
V.1 Inclusions fluides de Syama
V.1 Inclusions fluides de Syama
V.2 Inclusions fluides de Tabakoroni
V.2 Inclusions fluides de Tabakoroni
V.3 Inclusions fluides de Tellem
V.3 Inclusions fluides de Tellem
V.4 Conclusions
V.4 Conclusions
V.5 Comparaison avec les données IF d’autres gisements du craton Ouest africain
V.5 Comparaison avec les données IF d’autres gisements du craton Ouest africain
VI. Estimation des
VI. Estimation des conditions métamorphiques des roches encaissantes de la conditions métamorphiques des roches encaissantes de la minéralisationminéralisation..
VI.1 Approche méthodologique
VI.1 Approche méthodologique
VI.2 M
VI.2 Méthode du «éthode du « mmultiulti–équilibreéquilibre » pour l’estimation thermobarométrique» pour l’estimation thermobarométrique
VI.3 Résultats pour les échantillons de la ceinture de Bagoé.
VI.3 Résultats pour les échantillons de la ceinture de Bagoé.
VII. Discussion
VII.1 Modèle génétique de formation des sulfures et de la minéralisation aurifère
VII.1 Modèle génétique de formation des sulfures et de la minéralisation aurifère
VII.2 Différences structur
VII.2 Différences structurales et minéralogiques entre les trois gisementsales et minéralogiques entre les trois gisements
VIII. Comparaison entre les minéralisations de la ceinture de Bagoé et celles des autres
VIII. Comparaison entre les minéralisations de la ceinture de Bagoé et celles des autres gisements situés dans la partie sudgisements situés dans la partie sud–occidentale duoccidentale du MaliMali
Conclusions & Perspectives
Conclusions générales
Perspectives
Références bibliographiques
Annexes
Annexes 1 : Tableaux: Tableaux
Annexe 2: Progressive gold mineralization along the Syama corridor, southern Mali (West Progressive gold mineralization along the Syama corridor, southern Mali (West Africa):Africa):