Contexte géologique régional

Les terrains Précambriens constituent dans les différents continents des boucliers et des plateformes stables depuis le début du primaire. Ces boucliers et plateformes constituant l’ossature des différents continents sont recouverts par des formations sédimentaires. Enfin les formations précambriennes peuvent aussi constituer en plus des boucliers et des plateformes des noyaux anciens.
L’Afrique Précambrienne dont l’importance géologique et géographique est accentuée par sonimportance économique, puisque, le Précambrien recèle d’importants gisements d’or, de chrome,decuivre, de diamant, de fer, de nickel, de platinoïdes, d’uranium, d’étain, de manganèse, etc. présente57 % de la superficie du continent noir. Erickson et al, 1999 indiquent l’existence de plusieurs cratons constituant l’architecture crustale du craton africain. Ces cratons découverts par G. Rocci (1965) sont du Nord au Sud : le Craton Ouest Africain, le Craton Est Saharien appelé maintenant Méta craton duSahara, le Craton du Congo, le Craton de Tanzanie puis le Craton de Kalahari.

Présentation du Craton Ouest Africain

L’Afrique de l’Ouest est caractérisée du point de vue géologique par le Craton Ouest Africain (COA) qui en occupe la partie majeure. C’est un immense craton d’environ 4.500.000 km2 de surface formé d’un ensemble de chaînes pénéplanées largement granitisées appartenant au Précambrien ancien. Deux épisodes orogéniques majeurs marquent l’histoire ancienne du COA (Bessoles, 1977 etBoher, 1992): le Libérien (entre 2,7 Ga et 2,5 Ga) et l’Eburnéen (entre 2.5 et 1.8 Ga) au termeduquel
le COA s’est définitivement stabilisé vers 1.9 Ga (Liégeois et al. 1991).
Le COA est bordé à l’Est et à l’Ouest par des zones mobiles d’âge Panafricain à Hercynien. Il estbordé à l’Ouest par la zone mobile panafricaine à hercynienne des Mauritanides qui se prolonge au Sud en Guinée et en Sierra Leone par les Rockellides et les Bassarides ; il est limité à l’Est et au SE par des tronçons de la chaîne panafricaine érigée au méso et néoprotérozoïque entre 1.8 et 0.6 Ga: Ahaggar et Adrar des Iforas à l’Est et les boucliers du Bénin et du Ghana au SE ; et au Nord bordé par les Anti-Atlas marocains.
En plus des formations précambriennes, la géologie de l’Afrique comprend des bassins de couverture du socle qui sont des bassins du Phanérozoïque dont l’histoire débute pour certains au Néoprotérozoïques. Parmi ces bassins, il y a le bassin intracratonique de Taoudéni localisé au centre du craton, le bassin de Tindouf occupant le Nord, le bassin de la Volta situé dans la partie Est, le bassin de Bowé au Sud-Ouest et le bassin péricratonique sénégalo-mauritanien à l’Ouest. Tout autour de ces bassins, apparaissent des unités lithologiques voire lithostructurales bien distinctes qui constituent les principaux affleurements de ce craton.

Les ensembles lithostructuraux du Craton Ouest Africain

Le COA est recouvert, dans une large part, par les formations du bassin de Taoudéni. D’après les travaux de Kennedy (1964), Rocci (1965), Bessoles (1977) et Black (1980) les principaux affleurements du COA (figure 2) apparaissant tout autour de ce bassin constituent trois grands ensembles :
 Au Nord, la dorsale Réguibat qui s’étend sur la Mauritanie et une partie de l’Algérie avec deux domaines séparés par des zones de cisaillement correspondant à la faille de Zednès:
 un domaine archéen (la série de l’Amsaga) dans la partie occidentale ;
 un domaine paléoprotérozoïque appelé Yetti Eglab dans la partie orientale.
 Au Sud, la dorsale de Man qui s’étend sur la Guinée, la Côte d’Ivoire, le Burkina Faso, le Niger, le Ghana, le Libéria et la Sierra Leone avec deux domaines séparés par l’accident de Sassandra:
 un domaine archéen, le Kanéma Man à l’Ouest ;
 un domaine paléoprotérozoïque dans le Baoulé Mossi à l’Est.
 Entre ces deux dorsales, il y a deux boutonnières qui seraient essentiellement d’âge paléoprotérozoïque :
 la boutonnière de Kédougou-Kéniéba à la frontière sénégalo-malienne ;
 la boutonnière de Kayes au Mali.
Le Craton Ouest Africain constitué de segments d’âge, d’évolution et de valeurs économiques différentes va être affecté par trois orogénèses. Une étude lithostructurale détaillée de ces différentes formations permettra de mieux comprendre l’évolution structurale du COA.
Les formations archéennes comprennent des séquences de roches vertes ou « greenstones belts » et des roches volcano-sédimentaires recoupées par divers granitoïdes. Elles affleurent dans la série de l’Amsaga (dorsale Réguibat) et dans le domaine Kénéma-Man (dorsale de Man). Dans la série de l’Amsaga, les « greenstones belts » sont associées à des unités gneissiques et migmatitiques (Black, 1980) et à des formations quartzitiques ferrifères.
Dans le domaine Kénéma-Man (dorsale de Man), ces roches vertes reposent sur un socle gneissique et migmatique. Elles sont associées à des ceintures de roches vertes et à des faciès quartzitiques à magnétite (Camil et al, 1983).
L’archéen du Man, daté de 2.7 Ga, est formé de gneiss métamorphisés dans le faciès granulite durantles cycles orogéniques du Léonien et du Libérien, (Benkinsale et al, 1980; Camil et al, 1983 ; Feybesse et Milesi, 1994). Le Léonien (2,9 à 2.7 Ga) est responsable de l’avènement de structures orientées Est-Ouest et d’un métamorphisme intense (faciès granulite) (Beckinsale et al, 1980 ; Camil et al, 1984). Le libérien (2,7 à 2,5 Ga) qui est typique de l’archéen se surimpose aux marqueurs du Léonien et tend à les oblitérer. Il est surtout marqué par des structures subméridiennes (Camil et al. 1984). Ce cycle orogénique présente un caractère polyphasé avec un métamorphisme méso à catazonal.

Les formations paléoprotérozoïques du Craton Ouest Africain

Les terrains paléoprotérozoïques du COA sont constitués par le domaine Baoulé-Mossi (dorsale de Man), par le domaine du Yetti-Eglab (dorsale Réguibat) et par les boutonnières de KédougouKéniéba et de Kayes. La lithologie générale de ces formations birimiennes constitue dans ces domaines des complexes volcaniques, volcano-sédimentaires et sédimentaires. A ces formations géologiques sont associées plusieurs générations d’intrusifs.
Dans la dorsale Réguibat, le domaine du Yetti-Eglab comprend des formations volcaniques à volcano-détritiques recoupées par de grands massifs granitiques (Lassere et al, 1970 ; Barbey, 1974; Vachette et al, 1973).
Dans le domaine Baoulé-Mossi, les formations paléoprotérozoïques sont constituées de complexes volcanique, volcanosédimentaire et sédimentaire (Bessoles, 1977 ; Bassot, 1963 ; Alric et al, 1987 ; Lompo, 1991).
Le Birimien (paléoprotérozoïques du COA) a été défini par Kitson (1928) au niveau de la rivière Birim (au Ghana). Il s’agit des formations affectées par l’Orogenèse circonscrite entre 2,5 et 1,7 Ga.
Le Paléoprotérozoïque du COA (Birimien) est traditionnellement caractérisé par une seule orogénèse appelée Eburnéen (2,5 à 1, 7 Ga). Cette orogénèse Eburnéenne est subdivisée en deux cycles :
 Cycle 1 : Eburnéen 1 (2,5-2,2 Ga) appelé Burkinien affectant les formations dabakaliennes.
Il est caractérisé par des déformations rotationnelles.
 Cycle 2 : Eburnéen 2 (2,2-1,7 Ga) appelé Eburnéen sens strict affectant les formations birimiennes. Il est caractérisé par des déformations non rotationnelles.
Les travaux lithostructuraux et géochronologiques militent en faveur d’une évolution polyclique de l’orogenèse éburnéenne (Bard, 1974; Milési et al, 1986; Ledru et al, 1989; Bertrand et al, 1989; Feybesse et al.1989; Boher et al., 1992) qui au plan structural est définie par trois phases majeures successives de déformation tectono-métamorphique nommées D1, D2 et D3 (Ledru et al, 1989 ; Milési et al, 1989 ; Liégeois et al., 1991 ; Vidal et al, 1996 ; Feybesse et al., 2006).
La déformation D1 tangentielle datée de 2,112 à 2,100 Ga est caractérisée par une tectonique collisionnelle. L’intensité de cette phase est variable suivant les régions. Cette collision 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 déformation transcurrente D2 (2,096 à 2,073 Ga) est à l’origine d’une première génération de décrochements sénestres N-S à NE-SW (Bassot et Dommanget, 1986) synchrones à la mise en place de granitoïdes (Gueye et al, 2001).
La déformation D3, également transcurrente, datée de 2,058 Ga correspond aux décrochements ENE-WSW dextres réactivant les accidents de la D2 (Feybesse et al, 1989).

Présentation de la Boutonnière Kédougou-Kéniéba

La boutonnière Kédougou-Kéniéba (BKK) couvrant une vaste entité de 16000 Km² de superficie constitue le domaine précambrien du Sénégal. Elle est localisée dans la partie SE du Sénégal dans les zones de Kédougou et de Kéniéba. Elle est à cheval entre le Sénégal et le Mali.
Cette boutonnière est entièrement constituée de formations paléoprotérozoïques mises en place lors de l’orogenèse éburnéenne aux environs de 2,2 à 2,0 Ga (Abouchami et al, 1990 ; Liégeois et al, 1991).

Supergroupe de Mako

Le Supergroupe de Mako (SGM) comprend des séquences volcaniques et volcano-sédimentaires déformées et métamorphisées intrudées par les granitoïdes syn-tectoniques du batholithe de BadonKakadian et d’autres massifs syn à tardi-tectoniques (Mamakono, Soukourtou, Tinkoto) plus petitscomme définis par Witschard (1965) et Bassot (1966).
Selon Diallo 1994, le Supergroupe de Mako est composé, de la base vers le sommet, de trois complexes constituant des bandes orientées NNE-SSW qui passent progressivement des uns aux autres avec cependant des passages latéraux de faciès (trois complexes synchrones).
Le complexe inférieur à dominante volcanique basique (principalement des basaltes en coussins ou pillow et des basaltes massifs) constituant la partie occidentale passe latéralement à l’Est à un complexe moyen à dominante volcano-sédimentaire puis à un complexe supérieur à dominante sédimentaire. Ces complexes volcanosédimentaires et sédimentaires associés à des andésites, des rhyodacites et quelques rares rhyolites présentent des faciès lithologiques allant des conglomérats polygéniques aux tufs grauwackeux, en passant par des quartzites avec par endroits des intercalations de niveaux calcaires.
D’un point de vue géochimique, le complexe à dominante basique constitue une suite magmatique bimodale qui va des basaltes aux rhyolites en passant par les basaltes andésitiques, les andésites basaltiques, ensuite les andésites, puis les dacites et les rhyodacites. Les basaltes sont localementassociés à des plutonites lités basiques et ultrabasiques (gabbros, pyroxénolites et péridotites). Dia (1988), Bertrand et al (1989) et Dia et al (1997) supposent qu’un complexeamphibologneissique représenterait la base du Supergroupe de Mako et est interprété comme étant la phase initiale de l’accrétion crustale pré-éburnéenne. Dans la zone de Laminia-Sandikounda, ce complexe a été daté à 2202±6 Ma (Pb-Pb sur Zircon, Dia et al, 1997), et à 2198 Ma (Gueye et al, 2007).
Les études géochimiques sur les roches volcaniques du Supergroupe de Mako indiquent qu’elles proviendraient de rides médio-océaniques (Bassot, 1966 ; Ngom, 1985 ; Dioh, 1986 ; Zonou, 1987 ; Fabre, 1987), d’arcs insulaires (Dia, 1988; Diallo, 1994) ou de plateaux océaniques (Abouchami et al, 1990). Récemment Pawlig et al, 2006 ont confirmé que le contexte d’arc insulaire est le plus probable.

Supergroupe de Dialé-Daléma

Le Supergroupe Dialé-Daléma (SDD) comprend des carbonates, des siltites, pelites et grauwackesmais aussi par des gondites, grès et des quartzites. Cet ensemble comprend également un volcanisme intermédiaire à acide (andésites, rhyodacites et occasionnellement des rhyolites). Il est recoupé et scindé en deux domaines (la Série de Dialé à l’Ouest et la Série de Daléma à l’Est)par le batholite syntectonique de Saraya qui a été daté à 2079 ± 2 Ma (Hirdes et Davis, 2002, U-Pb sur Zircon). Ce batholite donne un âge proche de celui obtenu sur la granodiorite à pyroxène de Boboti (2080 Ma) qui est associée au volcanisme andésitique de la Daléma.
La Série de Dialé comporte des calcaires et des marbres dolomitiques, suivis de grauwackes, de grès et de pélites.
La Série de Daléma comprend des quartzites, des grauwackes, des schistes et des marbres interstratifiés et contenant parfois des brèches d’effondrement. Ndiaye, 1986 et Ndiaye et al, 1989 soulignent que les formations du Supergroupe de Dialé-Dalémaont été plissées isoclinalement et schistosées durant une phase de déformation. Pons et al. (1992) rajoutent que ces plis sont verticaux ou légèrement retournés vers le SE.

Structuration de la Boutonnière de Kédougou-Kéniéba

La structuration de la BKK en particulier celle du Supergroupe de Mako est rattachée à un ensemble d’accidents formant des familles de failles : celles à caractère chevauchant à vergence SE décrivant une déformation tangentielle et celles de nature transcurrente régionale marquée par de grands décrochements ductiles de direction : NE-SW ; N-S ; E-W à ENE-WSW et NW-SE.
Cette structuration est surtout marquée par deux zones transcurrentes majeures (figure 3) :
 La Main Transcurrent Zone (MTZ) ou faille transcurrente principale correspond à une structure transcurrente à mouvement régional sénestre de plus de 100 km de long, pouvant atteindre 5 km de large. Elle constitue la zone de contact entre le Supergroupe de Mako et celui de Dialé-Daléma. Cette grande zone de cisaillement ductile est orientée généralement NE-SW à N-S (Ledru et al. 1989). La MTZ est discontinue avec une branche Ouest et une branche Est qui présente au Sud des ramifications en queue de cheval (Diene (2012)).
 La faille sénégalo-malienne (FSM), d’orientation globale N-S, suit grossièrement le trajet de la Falémé.
A ces deux accidents majeurs s’ajoutent les failles principales de l’ensemble que nous avons dénommé « système de shear de Badon-Niéniéko », et la Yaakar Transcurrent Zone (YTZ).

La concession de Niamia dans la BKK

Le secteur d’étude localisé à l’extrémité orientale du SGM fait partie du complexe volcanoplutonique et volcano-sédimentaire de ce supergroupe (figure4).

Les unités lithologiques de la concession de Niamia

Les travaux de Diallo (1994) ont permis de distinguer plusieurs complexes volcanosédimentaires dans la partie Est du SGM.

Le complexe Diakhali-Berola

Ce complexe affleure largement dans les secteurs de Diakhali, Berola, Kobakhoto et Tourokhoto.
La succession lithologique qui affleure entre Niamia et Diakhali présente une série à dominanteschisteuse et pélitique contenant de nombreuses intercalations de matériel gréseux sombre pouvant être localement grauwackeux et conglomératique. Les figures sédimentaires et les structures tectoniques sont très fréquentes. Les plutonites basiques sont bien représentés par des corps intrusifs de dimension décamétrique.
Vers Bérola la lithologie est essentiellement constituée par des alternances de pélites, de grès et de grauwackes, avec des intercalations décimétriques de roches tufacées et des intrusions gabbroïques.
Les plans de stratification et de schistosité sont globalement orientés NE-SW et fortement pentés vers le NW. Au Sud de Bérola, les figures sédimentaires sont abondantes dans une alternance de schistes pélitiques et de grès variés. Des charnières de plis couchés d’amplitude décimétrique sont aussi fréquemment observées.
Le complexe Diakhali-Bérola est associé en outre à un magmatisme basique à intermédiaire représenté par des laves andésitiques et basaltiques et par des intrusions de roches gabbroïques relativement différenciées. Les différents faciès constituent des alternances régulières où prédominent à l’ouest, des pélites et des grès, une série à dominante schisto-tufacée. Des cornéennes se développent à l’éponte de certaines roches gabbroïques. Les faciès présentent une distribution EstOuest.

Le secteur compris entre Niamia et Khossanto

Dans le secteur compris entre Niamia et Khossanto, les caractères de la séquence lithologique semblent se distinguer très nettement de ceux du Complexe de Diakhali-Berola avec principalement des schistes sériciteux et chloriteux contenant des passées tufacées décimétriques. Il faut noter que les granitoïdes sont dans l’ensemble peu représentés.
Les roches du secteur de Niamia se trouvent dans un bassin encadré par des failles NNE-SSW et NNW-SSE. La sédimentation turbiditique est à dominante constituée surtout par des métasédiments détritiques (avec des niveaux conglomératiques évoluant vers des niveaux grauwackeux à grésopélitiques) mais aussi par des tufs et brèches surtout andésitiques.