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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.
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).
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).
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).
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).
Echantillonnage
Introduction
La particularité majeure de la zone d’étude est l’absence d’affleurements exploitables. Les formations rocheuses sont recouvertes en surface par une cuirasse latéritique ferrugineuse qui les masque sur plusieurs mètres d’épaisseur. Les échantillons proviennent pour la majorité de sondages carottés et de la mine à ciel ouvert de Syama. Pour cette étude, ils ont été choisis en prenant en compte les critères liés à la nature pétrographique de la roche, au degré d’altération (présence de minéraux issus de processus métamorphique et / ou de l’altération hydrothermale), à la présence de structures de déformation ductile ou cassante, à la présence de sulfures et d’or visible si possible.
Préparation des échantillons
Au laboratoire des Géosciences et Environnement de Toulouse (GET), les échantillons ont, dans un premier temps, été triés, nettoyés, photographiés, examinés et décris macroscopiquement. Des morceaux de roches appelés sucres ont été découpés à l’aide de la scie mécanique au niveau des parties intéressantes pour notre étude. Ensuite avec les sucres des lames minces polies et des lames épaisses furent confectionnées soit au GET, soit dans un laboratoire privé en France du nom de Thin Section Labs à Toul en France. Chaque lame mince a été soigneusement illustrée par des photographies faites avec un appareil Nikon intégré au microscope. La suite de la procédure de préparation est fonction de la méthode analytique utilisée ultérieurement. Les lames minces polies suffisent pour les observations au microscope optique. En revanche les minéraux ou sulfures à analyser sur les lames minces polies doivent être soigneusement cerclées et photographiées en lumière réfléchie avec différentes échelles pour permettre de les identifier aisément à la microsonde. Les lames minces sont ensuite recouvertes d’une fine couche de carbone pour les besoins de la microsonde électronique et/ou du microscope électronique à balayage.
Les analyses géochimiques sur roche totale ont été effectuées sur 36 échantillons représentatifs dont 24 provenant de roches magmatiques. Le choix de ces échantillons a été fait en prenant en compte la fraicheur de la roche. Les échantillons ont été soigneusement nettoyés, débarrassés de tout élément superficiel et des veines de quartz avant d’être pulvérisés et broyés très finement, en évitant toute contamination entre échantillons à travers un long processus de rinçage et de séchage préalable du matériel entre chaque opération. Les analyses géochimiques ont été réalisées par les Laboratoires Chemex au Canada et ALS en Espagne.
Pour l’étude des inclusions fluides, la lame épaisse est trempée dans de l’acétone. Ce produit permet de décoller la préparation de la lame en verre. Ensuite, il faut découper des zones sélectionnées appelés « chips »qui contiennent les inclusions fluides à étudier. Un maximum d’inclusions fluides différentes doit être étudié par lame pour que les résultats reflètent au plus près la nature du fluide piégé.
Méthodes d’observation
Le microscope optique :
Cette méthode est utilisée pour l’observation pétrographique en lumière naturelle et polarisée des minéraux constitutifs des roches. L’observation en lumière réfléchie est utilisée pour l’observation des minéraux opaques. Elle permet aussi de voir sous de forts grossissements les inclusions fluides dans les minéraux transparents. Le microscope utilisé au GET à Toulouse est un Nikon Eclipse LV100POL.
Le microscope électronique à balayage (MEB)
Le microscope électronique à balayage a été utilisé pour analyser les sulfures, l’or et les minéraux accessoires. Les analyses ont été réalisées avec un Microscope JEOL JSM6360LV pour l’imagerie SEM (Scanning Electron Microscope). Pour la Microanalyse X (EDS : Energy Dispersive Spectrometry), un appareil X-Ray Microanalysis System BRUKER a été utilisé au GET à Toulouse.
Principe
Le microscope électronique à balayage (MEB) est un appareil d’analyses, pouvant fournir rapidement des informations sur la morphologie et la composition chimique d’un objet solide. Un microscope électronique à balayage se compose de: – une colonne optique électronique montée sur la chambre échantillon ; – un circuit de pompage pour l’obtention d’un vide secondaire ; – des détecteurs permettant de capter les différents signaux émis par l’échantillon ; – un écran vidéo pour l’observation des images ; – une colonne électronique pour gérer l’ensemble des fonctions. Le canon produit un faisceau d’électrons grâce à un filament de tungstène chauffé par un courant. Ce faisceau est accéléré par la haute tension (jusqu’à 30 KV) créée entre le filament et l’anode. Il est ensuite focalisé sur l’échantillon par une série de 3 lentilles électromagnétiques en une sonde de moins de 4 nm. Le faisceau en touchant la surface de l’échantillon produit des interactions dont les suivantes: des électrons secondaires, des électrons rétrodiffusés, des rayons X… Ces interactions pourront être collectées par un détecteur adéquat pour être ensuite converties en un signal électrique. Par un système de bobines de déflections semblable à celui d’une télévision le faisceau peut être guidé de façon à balayer la surface de l’échantillon selon une trame rectangulaire. Le moniteur permettant l’observation est lui-même balayé en synchronisation avec le faisceau d’électron de la colonne. Le signal recueilli par le détecteur est utilisé pour moduler la brillance du moniteur permettant l’observation. Il s’établit alors une correspondance entre la quantité de signal produite par un point de l’échantillon et la brillance de l’élément de l’image vidéo correspondant à ce point. Autrement dit si le faisceau d’électron est en haut à gauche de la zone balayée sur l’échantillon le faisceau d’électron de l’écran vidéo sera en haut et à gauche de l’image et si cette zone produit beaucoup d’électrons secondaires, la brillance de l’image en haut et à gauche sera importante. Le grandissement obtenu est le rapport de la surface de l’image vidéo sur la surface balayée sur l’échantillon.
Le MEB à travers les analyses de sulfures permet de confirmer les résultats des observations en lumière réfléchie au microscope. C’est une méthode d’analyse assez courante utilisée non seulement en métallogénie mais aussi dans plusieurs domaines.Il permet de realiser des analyses chimiques semi-quantitatives des minéraux présents dans l’échantillon. Dans le cadre de notre étude, l’analyse de l’or au MEB fournit les données et images intéressantes sur la composition, l’environnement immédiat de ce métal précieux ainsi que sur ses relations avec les minéraux ou oxydes qui composent cet environnement.
Méthodes analytiques
La microsonde électronique CAMECA SXFIVE
Elle a été utilisée pour analyser les minéraux primaires, les minéraux d’altération, la pyrite, l’arsénopyrite et la chromite.
La microsonde électronique analyse l’émission X produite par l’interaction entre des électrons incidents et les éléments constituant le matériau à analyser. D’autres produits de cette interaction peuvent être également exploités dans le même appareil. L’émission X issue du matériau est analysée dans le cas de l’EPMA CAMECA SX5 du centre Raymond Castaing de Toulouse, par cinq spectromètres à dispersion de longueur d’onde (WDS : Wave length Dispersion Spectrometer). Ce type de spectromètre est constitué d’un cristal monochromateur, d’un compteur proportionnel à flux gazeux et d’une chaîne de comptage. Pour une longueur d’onde donnée, la source de rayons X (un point d’analyse à la surface de l’échantillon), le cristal monochromateur et le compteur sont situés en trois points sur le cercle de focalisation ou cercle de Rowland. Dans ces conditions idéales il y a interférence constructive dans le réseau cristallin pour le rayonnement X atteignant le cristal en position de Bragg. Il peut dans ce cas être diffracté vers le détecteur. Il est nécessaire de recourir à plusieurs cristaux, chacun ayant en effet une distance inter réticulaire adaptée à une gamme de longueurs d’onde caractéristiques d’un nombre limité d’éléments. Dans le cas particulier de l’EPMA CAMECA SX5, le recours à plusieurs spectromètres, chacun étant équipé de jusqu’à trois cristaux, permet de collecter et mesurer les rayonnements X de plusieurs éléments à la fois. La conduite de l’analyse X consiste au positionnement des 5 spectromètres sur les longueurs d’onde caractéristiques de 5 éléments et à faire une mesure sur les pics RX émergents. On accompagne cette mesure par celle du bruit de fond continu (rayonnement de freinage ou brehmsstrahlung) de part et d’autre de chaque pic. Par soustraction de ce fond on obtient une intensité qui servira au calcul de concentration par comparaison à l’intensité obtenue dans les mêmes conditions sur un étalon. Dans les applications, les éléments majeurs et mineurs peuvent être mesurés dans la plupart des matériaux à l’échelle du nano gramme. Il est possible d’analyser des volumes de matière de l’ordre de 5ƞm3. Compte tenu de l’importance du positionnement sur les cercles de Rowland, l’appareil est doté d’un dispositif précis de positionnement sur trois axes de l’échantillon. L’appareil est accompagné d’un microscope classique avec zoom, qui permet à travers une caméra couleur, de faire un repérage des zones à analyser. De plus, les échantillons transparents bénéficient d’un éclairage par transmission et polarisation.
La méthode ICP-AES
Cette méthode avec la technique de fusion au tétraborate de lithium pour la digestion, a été utilisée pour l’analyse des éléments majeurs.
Un échantillon préparé de 0,200 g est ajouté au métaborate de lithium / tétraborate de lithium de 0,90 g ; l’ensemble est bien mélangé et fondu dans un four à 1000°C. La masse fondue résultante est ensuite refroidie et dissoute dans 100 ml d’une solution composée de 4% d’acide nitrique / 2% d’acide chlorhydrique. Cette solution est ensuite analysée par ICP-AES et les résultats sont corrigés pour les interférences spectrales inter-éléments. La concentration de l’oxyde est calculée à partir de la concentration élémentaire déterminée, et le résultat est rapporté dans un tableau.
La méthode ICP-MS
Cette méthode a été utilisée pour l’analyse des REE et des HFSE : (Th, Nb, Y, Zr, Hf) et Co, Cu, Zn, Cr, Ni, V, Mn, Pb, Sr et Ba.
Un échantillon préparé (0,200 g) est ajouté au métaborate de lithium (0,90 g), l’ensemble est bien mélangé et fondu dans un four à 1000°C. La masse fondue résultante est ensuite refroidie et dissoute dans 100 ml de solution à 4% de HNO3 et / 2% HCl3. Cette solution est ensuite analysée par plasma à couplage inductif – spectrométrie de masse. La fusion au métaborate de lithium n’est pas la méthode privilégiée pour la détermination des métaux de base. De nombreux sulfures et des oxydes métalliques sont seulement partiellement décomposés par la fusion du borate et certains éléments tels que le cadmium et le zinc peuvent être volatilisés. Les métaux de base peuvent être disolubilisés avec ME-MS81 ou à l’eau régale (ME- AQ81) ou après attaque aux quatre acides (ME- 4ACD81). Cette dernière attaque à l’acide est préférable lorsque les cibles comprennent une minéralisation plus réfractaire telle que celle qui est associée au nickel et au cobalt. Source www.alschemex.com.
La méthode LA-ICP-MS pour l’analyse « in situ » des sulfures
Les concentrations en éléments traces des minéraux de type pyrite et arsénopyrite ont été déterminées par ablation laser plasma à couplage inductif spectrométrie de masse (LA-ICP-MS) au Géosciences de Montpellier (France). Les analyses ont été effectuées en utilisant un Geolas (Microlas) Excimer ArF, une plate-forme automatisée logeant une 193-nm Compex 102 laser nanoseconde de LambdaPhysik, couplé à un collecteur unique, haute résolution Thermo Finnigan (ELEMENT XR) ICP-MS. Les expériences d’ablation ont été menées dans une cellule ~ 30 cm3 dans une atmosphère d’He (0,6 lmin-1). Le flux et les particules de gaz d’hélium de l’échantillon ont été mélangés avec l’Ar (1 lmin-178) avant l’introduction dans le plasma. Les caractéristiques des tirs laser sont : puissance de 12 J/cm2, une fréquence de 5Hz et une taille de spot de 51µm. Les concentrations en éléments traces ont été calculées suivant la procédure décrite dans Longerich et al. (1996), en utilisant Laflamme-Po-726 (Sylvester et al. 2005) et MASS-1 (US Geological Survey) comme calibreurs externes et en utilisant 57Fe comme calibreur interne. Les données brutes ont été traitées en utilisant le logiciel GLITTER software package (Vélasquez et al. 2014).
La microthermométrie pour la caractérisation des inclusions fluides
La microthermométrie est une méthode d’analyse assez simple à mettre en œuvre et non destructive. Elle permet de déterminer la composition du fluide piégé dans une inclusion fluide (IF) ainsi que les conditions de température et de pression lors de son emprisonnement.
Principe de la méthode
Nous avons utilisé un système microthermométrique Linkam qui comprend une platine chauffante (THMSG600), avec une gamme de température comprise entre -200°C et +600°C et un système de contrôle automatisé. Ce système est associé à une observation à fort grossissement (jusqu’à x200) en lumière transmise avec un microscope Olympus BX51 du GET. Les images sont produites par une caméra digitale Paxcam haute définition.
La technique de la microthermométrie est simple : il s’agit en fait de refroidir (jusqu’à la congélation) et de chauffer les IF afin de déterminer des températures spécifiques permettant de caractériser le fluide qui a circulé au contact du minéral hôte et de déterminer les facteurs comme la température, la pression, la densité, la composition du fluide lors de son piégeage. Les diagrammes de phase (Goldstein, 2003) permettent d’accéder à ces informations. Deux suppositions sont alors communément admises : les IF sont des systèmes chimiquement clos (isoplèthes) et de volume constant (isochores) à partir de l’emprisonnement du fluide (Roeder, 1984 ; Goldstein et Reynolds, 1994). Ce sont donc de véritables sources d’informations. Hormis les informations sur la composition, la température et sur la pression du fluide lors de son piégeage, les inclusions fluides peuvent aussi être considérées comme de véritables géobaromètres et géothermomètres. Tout se fait par l’observation des changements de phase au microscope ; à ce stade la taille des inclusions est importante, puisqu’elle constitue un facteur de précision dans les mesures ultérieures. Les données collectées en général sont les suivantes (Niroomand et al. 2011) :
– la température de solidification, quand toute l’inclusion fluide est sous la forme de glace ; elle donne une indication sur la composition du fluide :
– la température de début de fonte ou fonte du premier cristal de glace qui donne une indication sur le point triple, c’est-à-dire sur l’eutectique ;
– la température de fonte du dernier cristal de glace, qui permet d’estimer la salinité du fluide ;
– la température d’homogénéisation totale de l’IF qui donne une indication sur la température minimum de piégeage et sur le point critique. Ensuite, selon le type d’IF et leur composition d’autres températures caractéristiques peuvent être utiles (ex. s’il y a du CO2 et de l’H2O dans une même inclusion, la température de fusion des clathrates peut être intéressante). Les clathrates sont des composés d’inclusions fluides dans lesquels la molécule invitée est dans une cage formée par la molécule hôte ou par un réseau de molécules hôtes. Il faut tout de même noter que, puisque tout se fait à vue, toutes ces températures ne peuvent pas toujours être déterminées car les changements de phases dans les IF ne sont pas forcément toutes visibles à l’œil nu.
Les roches métasédimentaires et volcanosédimentaires
Les roches métasédimentaires et métavolcano-sédimentaires forment l’ensemble occidental de la ceinture de Syama. Elles sont représentées par des argilites, des pyroclastites (les autres auteurs comme Diarra, 1996 et Olson, 1992 les appellent des grauwackes) et des métabrèches. Ces dernières (Fig. 24 E), se composent de débris de black-shale et métagrauwacke, de forme pseudo arrondis ou angulaires. Ces débris sont de différente taille (allant de millimetrique à décimétrique) et cimentés essentiellement par du quartz et des carbonates.
Les pyroclastites alternent avec les argilites. Ce sont des roches volcano-détritiques appelées communément métagrauwackes. Ce sont des roches claires à grains fins millimétriques formées de quartz et de plagioclases (qui constituent la paragenèse primaire) et de séricite, de chlorites, d’épidotes et de carbonates (paragenèse secondaire). Les plagioclases en prismes automorphes sont parfois fracturés. L’ensemble des minéraux mais particulièrement ceux de la paragenèse secondaire soulignent la foliation majeure (Fig. 24 F).
Les argilites sont des roches sombres finement litées (lits d’épaisseur millimétrique) ayant une morphologie d’ardoise. Ils affleurent en étroites intercalations au sein des basaltes et des lamprophyres mais sont plus largement développés dans la partie occidentale de la ceinture où ils alternent avec les métabrèches et les pyroclastites. Certains faciès peuvent être particulièrement riches en matière graphiteuse ; on les définit alors comme des black-shales (Fig. 24 G). Ils sont recoupés par de nombreux filonnets parfois en réseau, de quartz et de carbonates. Ces faciès sont riches en cristaux de pyrite. Les autres minéraux opaques correspondent principalement à des oxydes de fer.
Les andésites
Les andésites forment des filons d’épaisseur métrique recoupant l’ensemble des formations. On les observe dans la carrière recoupant les basaltes et les lamprophyres mais on les retrouve également recoupant les métasédiments et les métavolcanites de la partie occidentale de la ceinture. Les andésites sont des roches plutôt claires avec une texture porphyrique, les phénocristaux roses ou blancs de plagioclase (~ 1,5mm) baignant dans une mésostase (~ 200µm) verdâtre d’albite et de micas et de quartz. Les plagioclases : albite et andésine (An : 33%) sont plus ou moins altérés en carbonates, séricite ; ils sont riches en inclusions d’apatite. Les minéraux opaques sont représentés par la pyrite.
Les faciès silicifiées
Ces faciès sont parfois décrits sous le terme de chert ou de jaspe (Olson et al., 1992 ; Diarra, 1996, Ballo et al., 2016). Ils se présentent sous forme de plages de dimension variable apparaissant au sein de l’ensemble des faciès précités. Localement ces plages peuvent se réunir et envahir la quasi-totalité de la roche hôte ; la roche originelle n’apparaît plus que sous forme de quelques nodules dispersés aux limites irrégulières ou de cristaux isolés. Le faciès silicifié peut également correspondre à de véritables filons dans lesquels ne subsistent que de rares fragments reliques de la roche initiale. C’est le cas notamment dans la partie orientale de la ceinture où les basaltes sont recoupés par des « filons » d’étendue hectométrique et d’épaisseur pluri décamétrique pour les plus grands d’entre eux (Diarra, 1996). Ces filons sont mis en relief par l’érosion et forment des collines dépassant de 50 à 100 m le plateau. Au microscope les zones silicifiées sont constituées de très petits (µm) cristaux de quartz formant une matrice et un réseau de veinules; le quartz qui représente plus de 90% du volume de la roche est associé à des carbonates (~ 5%) et de la séricite. Ces faciès silicifiés sont riches en petits prismes de pyrite souvent concentrés dans les veinules (Fig. 24 H).
Etude pétrographique des échantillons du gisement de Tabakoroni
A Tabakoroni le gisement aurifère apparaît au sein d’une bande de 400 m d’épaisseur moyenne orientée NS, constituée essentiellement de basalte en continuité avec la formation basique orientale de la formation de Syama. La série du gisement de Tabakoroni, fortement structurée par une foliation NS à fort pendage W (65 à 80°) associée à un métamorphisme de faciès schistes verts et des failles parallèles chevauche à l’Est l’équivalent de la série de Ngolopènè représenté par shales et des grès recoupés par de petits massifs de granitoïdes et est en contact à l’ouest avec la série de Sikoro, série essentiellement détritique (Olson et al., 1992 et Ballo et al., 2016 ). Le dispositif structural est identique à celui de Syama, le gisement aurifère se situant dans la zone de contact des basaltes et des sédiments du mur.
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Table des matières
troduction
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 Tabakoroni
I.3 Etude pétrographiques des échantillons du gisement de Tellem
I.4 Etude comparative de la pétrographie des formations 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
II.Caractéristiques des méga et mésostructures
II.1. La schistosité
II.2. Les chevauchements
II.3. Les plis d’entrainement
II.4. Les zones de cisaillement
II.5. Les failles
III.Caractéristiques des microstructures
III.1. Les veines
III.2. Les stylolithes
IV.Séquence de déformations
V.Comparaison de la séquence avec les autres séquences proposées dans la littérature Miller et Diarra (Tableau 9)
Chapitre 5 : Etude de la minéralisation
I. Introduction
II. Le style de la minéralisation
III. Caractéristiques de la minéralisation
III.1 Pyrite et arsénopyrite
III.2 Or
III.3 Les sulfosels
IV. Concentration en éléments traces des pyrites et arsénopyrites
V. Etude des inclusions fluides
V.1 Inclusions fluides de Syama
V.2 Inclusions fluides de Tabakoroni
V.3 Inclusions fluides de Tellem
V.4 Conclusions
V.5 Comparaison avec les données IF d’autres gisements du craton Ouest africain
VI. Estimation des conditions métamorphiques des roches encaissantes de la minéralisation
VI.1 Approche méthodologique
VI.2 Méthode du « multi-équilibre » pour l’estimation thermobarométrique
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.2 Différences structurales et minéralogiques entre les trois gisements
VIII. Comparaison entre les minéralisations de la ceinture de Bagoé et celles des autres gisements situés dans la partie sud-occidentale du Mali
Conclusions & Perspectives
Conclusions générales
Perspectives
Références bibliographiques
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