Pérométallographie de la ceinture de roches vertes archéenne d'Aouéouat (Tasiast, nord de la Mauritanie)

UNIVERSITE SIDI MOHAMED BEN ABDELLAH Faculté des Sciences Dhar El Mahraz-Fès B.P. 1796 Fès -Atlas (Maroc) Département des Sciences de la Terre

Master Géosciences et Ressources Minérales

MÉMOIRE DE FIN D'ÉTUDE MASTER
Réalisé par

Didi OULD MOCTAR

Sur le thème:

Etude pétro-métallographique de la minéralisation

polymétallique de la ceinture de roches vertes archéenne

d'Aouéouat (Tasiast, nord de la Mauritanie)

Soutenu publiquement le 30 Juin 2009 devant le jury composé de:

Pr. Youssef DRIOUCH (FSDM-Fès) Encadrant

Pr. Mohammed BELKASMI (FSDM-Fès) Encadrant

Pr. Abdallah BOUSHABA (FSDM-Fès) Examinateur

Pr. Mohamed DAHIRE (FSDM-Fès) Examinateur

Année universitaire 2008-2009

N° d'ordre

REMERCIEMENTS

Ce travail a été réalisé en deux parties: le début c'était les travaux de terrain au sein de la mine d'or de Tasiast Redbak Mining (Mauritanie) sous la tutelle de Monsieur El Hachemy OULD CHEIKH SIDATY puis l'étude pétrométallographique à été réalisée au sein de Laboratoire de Géodynamique et Ressources Naturelles de la FACULTE DES SCIENCES DHAR EL MAHRAZ - FES (MAROC) sous la direction des Professeurs: Mohamed BELKASMI, Youssef DRIOUCH, Mme Samira ADIL a également grandement contribuée à cet encadrement.

Mes profonds remerciements s'adressent tout d'abord à ces trois personnes sans lesquelles l'exécution de ce travail n'aurait pas été possible et qui ont eu la patience de suivre avec attention la réalisation de ce mémoire depuis le début de stage jusqu'à la mise en page finale. Mme Adil a eu l'amabilité de m'initier à la confection des lames (minces et polies) et aux déterminations par la suite au microscope métallographique. Je la remercie plus particulièrement pour sa disponibilité et sa grande patience.

Je tiens à remercier également Monsieur El Hachemy OULD CHEIKH SIDATY et tous les géologues de la mine de Tasiast Redbak Mining pour la qualité de leur enseignement, leurs conseils et de leur accueil.

Mes remerciements vont également aux membres du jury. Je nomme notamment les professeurs A. BOUSHABA et M. DAHIRE avec qui j'ai eu des discussions très constrictives.

J'en profite également pour remercier toute l'équipe pédagogique du Master Géosciences et Ressources Minérales du département de Géologie de la FSDM de Fès, pour cette formation solide aussi bien, du point de vue, théorique que pratique.

Une pensée affectueuse pour ma mère, mon père ainsi que tous mes proches
pour leurs appui et leur soutien durant tous mes années d'études, et c'est à
eux que je dédie ce travail.

SOMMAIRE

PARTIE I : Introduction

Chapitre I : Le socle précambrien de l'Afrique de l'ouest

I.1. Le Précambrien africain et son importance économique

I.2. Le craton ouest africain

I.3. Aperçu sur la géologie de la dorsale Réguibat

I.4. L'Archéen de la dorsale Réguibat

Chapitre II: L'unité de Tasiast et la ceinture d'Aouéouat

II.1. L'unité de Tasiast

II.2. La ceinture de roches vertes d'Aouéouat

PARTIE II: Pétrographie

Chapitre III : Etude pétrographie

III.1. Introduction

III.2. Les métabasites (métabasaltes et métagabbros)

III.3. Les roches intermediaires (metaandesite-metadiorite)

III.4. Les roches acides (métafélsites)

III.5. Les schistes verts à grenat

III.6. Les alternances quartzite à magnétite et schiste vert

III.7. Les épiclastites

III.8. Les filons de quartz

III.3. Conclusion à l'étude pétrographique et lithologique de la ceinture d'Aouéouat

PARTIE III : Métallogénie

Chapitre IV: Les formations de fer rubanées (BIF)

VI.1. Introduction

VI.2. généralités sur les BIF

VI.3. Les BIF de la ceinture d'Aouéouat

Chapitre V: Etude Métallographique

V.1. Les travaux antérieurs

V.2. Etude métallographiques

V.3. Conclusion à l'étude métallographique

RESUME

Tasiast est une unité achéenne située à l'extrémité SW de la dorsale Réguibat, affleurement septentrional du craton ouest africain. Elle est caractérisée par la présence des structures de type «mantled gneiss dôme » correspondant à la structuration d'un socle ancien en dômes et sillons. Dans ces derniers s'édifient des ceintures de roches vertes dont la plus développée est celle d'Aoueouat située au sud de l'unité de Tasiast. Elle correspond à la succession de plusieurs unités lithologiques allant de roches volcaniques basiques à la base, à des formations dacitiques généralement en coulées bréchiques en positions intermédiaires et à des empilements volcanosédimentaires au sommet incluant les formations ferrifères rubanées (BIF). L'ensemble de ces formations sont affectées par un métamorphisme du faciès amphibolite et rétromorphosées dans le faciès schiste vert ainsi que par deux phases de déformation: La déformation D1 tangentielle et la déformation D2 transcurente liée à un régime global compressif orienté E-W à NW-SE. La dernière phase de déformation est synchrone d'une forte activité hydrothermale accompagnant la mise en place de filons de composition granitiques recoupant l'ensemble des formations de la ceinture.

Deux types de minéralisations ont été reconnues et décrites dans ces formations: i) une minéralisation syngénétique liée à la sédimentation des BIF et formée essentiellement de magnétite, de pyrrhotite et de chalcopyrite ; ii) une minéralisation épigénétique liée à l'épisode hydrothermal et synchrone des phases de déformation (D2) cette phase est constitué d'une deuxième génération de magnétite et de pyrrhotite ainsi que par la chalcopyrite, l'arsénopyrite et l'or. Les BIF d'Aouéouat sont de type Algoma très riches en magnétite. La présence des cristaux de pyrrhotite qui développent en leur sein de la magnétite suggère l'existence au départ d'une minéralisation sulfurée qui se serait transformée par oxydation en magnétite. Ces processus pouvant être responsables du piégeage de l'or dans les BIF à partir des fluides hydrothermaux. Ainsi, la minéralisation aurifère archéenne est en grande partie piégée dans l'encaissant ferrifère ou sulfuré riche en fer. Elle peut être aussi présente en quantités considérables dans les filons de quartz.

Mots clés:

Craton ouest africain. Dorsale Réguibat, Archéen, Tasiast, Ceinture de roches vertes, BIF, Filons de quartz, Hydrothermalisme, Sulfures, Or.

OBJET DU TRAVAIL ET MOYENS

L'objectif visé par ce travail, consacré à la minéralisation polymétallique de la ceinture d'Aouéouat, est d'approfondir l'étude métallogénique et pétrographique de ce gisement en essayant d'en sortir avec un modèle génétique, qui nous permettons d'éclaircir la relation spatio-temporelle et probablement génétique de la minéralisation aurifère avec les formations ferrifères rubanées (BIF).

Plus précisément on essayera de déterminer l'âge de la minéralisation par rapport à l'encaissant (syn ou épigénétique?) qui constitue le débat actuel entre les géologues de la mine.

Cet objectif m'a été proposé par le géologue de la mine Ahmédou Ould TALEB.

Dans un premier temps, Pour atteindre cet objectif, j'ai effectué une recherche bibliographique de détail pour mieux connaitre la géologie des terrains archéens et surtout ceux de Tasiast.

J'ai ensuite utilisé une quarantaine de lames minces et polies pour les observations métallo-pétrographiques.

CHAPITRE I:

LE SOCLE PRECAMBRIEN DE L'AFRIQUE DE L'OUEST

I.1. Le Précambrien africain et son importance économique

Les terrains archéens et plus largement précambriens sont d'une grande importance économique à l'échelle du globe car ils englobent l'essentiel de l'or dit orogénique, de l'or des paléoplacers, des VHMS (Volcanic-Hosted Massive Sulfide), le Ni et Cu associés aux Komatiites et les formations ferrifères litées (BIF ou Banded Iron Formations). Ils englobent aussi les intrusions post-archéennes riches en PGE (Platinium Group Elements), en Cr et Ni ainsi que les formations diamantifères, les latérites nickélifères et les bauxites. D'autres provinces géologiques riches en ressources minérales sont aussi décrites comme étant développées sur les marges des noyaux archéens (protérozoïques). Les terrains archéens sont aussi des laboratoires naturels apportant les réponses aux questions fondamentales liées au début de l'évolution de notre planète quand les premières croûtes continentales sont extraites à partir de la Terre primitive. Toutes ces questions sont liées aux processus s'opérant dans le manteau terrestre, à la nature de la lithosphère formée aux temps archéens et aux processus de formation, de stabilisation et de préservation des continents par les processus géodynamiques. Ces derniers ne peuvent être directement liés aux processus actuels s'opérant dans ou aux frontières des plaques lithosphériques sur la base du principe de l'actualisme. Les processus s'opérant à l'archéen devaient donc être différents impliquant ainsi des approches différentes

L'Afrique précambrienne présente 57% de la superficie du continent noir. Elle est composée de quatre cratons (Figure 1) qui correspondent chacun à des croûtes continentales stabilisées vers 1,6 Ga et séparées par des zones plus ou moins larges appelées ceintures orogéniques ou zones polycycliques.

L'importance géologique et géographique du précambrien africain est accentuée par son importance économique, puisque le précambrien recèle d'importants gisements d'or, de chrome, de cuivre, de diamant, de fer, de nickel, des platinoïdes, d'uranium, d'étain, de manganèse, etc. Quelques données de BRGM montrent l'importance économique de l'Afrique précambrienne (in Marot et al., 2003), par exemple:

- 98 % de l'or et 75% du fer d'Afrique (production passée et ressources) proviennent des cratons anté 1.6 Ga,

- 60% en valeur de la production mondiale de diamant gemme provient d'Afrique dont la moitié est portée par les cratons précambriens,

- 92% du nickel d'Afrique (production passée et ressources) proviennent aussi des cratons anté 1.6 Ga,

- 52% de la production mondiale de chrome (1998) et 90% du chrome d'Afrique (production passée et ressources) proviennent respectivement du craton du Kalahari et des autres cratons anté 1.6 Ga

- 99% des platinoïdes d'Afrique (production passée et ressources), soit 85% des réserves mondiales proviennent également des cratons anté 1.6 Ga dont 93% pour la seule période du paléoprotérozoïque.

Figure 1 : Représentation simplifiée de l'Afrique et de ses quatre cratons précambriens

I.2. Le craton ouest africain (WAC)

L'Afrique de l'ouest est caractérisée du point de vu géologique par le craton ouest-africain qui en occupe la partie majeure. C'est un immense craton d'environ 4.500.000 km² de surface formé d'un ensemble de chaines pénéplanées largement granitisées appartenant au précambrien ancien. Deux épisodes orogéniques majeurs marquent l'histoire ancienne du WAC (Bessoles, 1771 in Boher, 1992): le Libérien (entre 3.0 Ga et 2.5 Ga) et l'Eburnéen (entre 2.5 et 1.8 Ga) au terme duquel le WAC s'est définitivement stabilisé vers 1.9 Ga (Liégeois et al., 1991).

Il est recouvert, dans une large part, par les formations du bassin de Taoudéni. Les principaux affleurements du WAC apparaissent tout autour de ce bassin (figures 2):

> Au Nord dans la dorsale Réguibat formée dans sa partie ouest par des gneiss, orthogneiss et chornockites archéens d'environ 2.7 Ga et dans sa partie est par des granites et autres formations volcaniques et volcanosédimentaires du protérozoïque inférieur (Birimien). Ces deux domaines sont séparés par des zones de cisaillement correspondant à la faille de Zednès;

> A l'Ouest dans les fenêtres de Kédougou-Kéniéba de Kayes à la frontière sénégalomalienne. Elles sont formées exclusivement de formations birrimiennes du protérozoïque consistant en d'étroites ceintures volcaniques et en de larges bassins sédimentaires structurés et intrudés par des granitoïdes à l'éburnéen (Liégeois et al., 1991). L'archéen n'ayant jamais été daté dans ces fenêtres.

> Au sud par la dorsale de Léo qui couvre une large région qui va du Liberia au Ghana en passant par la Guinée, le Mali et la Côte d'Ivoire et le Burkina-Faso. Elle est divisée aussi en deux partie : à l'ouest, le domaine archéen de Man et à l'est, le domaine Birrimien du Baoulé-Mossi qui serait le prolongement des formations birrimiennes de Kédougou-Kéniéba sous les formations paléozoïques du SW du bassin de Taoudéni (Bassot et Caen-Vachette, 1984). Les deux domaines sont séparés par l'accident de Sassandra.

L'archéen du Man, daté de 2.7 Ga, est formé de gneiss métamorphisés dans le faciès granulite durant les cycles orogéniques du Léonien (3.0 à 2.7Ga) et du Libérien (2.7 à 2.6 Ga), (Bakinsale et al., 1980; Camil et al., 1983, in Feybesse et Milesi, 1994). Ces gneiss sont surmontés de roches vertes associant des métasédiments, des métavolcanites et des formations ferrifères litées (BIF).

Le Birrimien du Baoulé Moussi est composé de métasédiments paléoprotérozoïques, de métavolcanites et de granites mis en place autour de 2.2 - 2.1 Ga (Abouchami et al., 1990). Les structures de ce domaine sont le résultat de deux déformations paléoprotérozoïques majeures: la première résulte d'une tectonique tangentielle (Liégois et al., 1991 ; Feybesse et al., 1990) à l'origine de structures orientées N-S à NNE-SSW. La seconde correspond à une déformation transcurrente (Lémoine, 1988; Ledru, 1991 ; in Feybesse et Milesi, 1994). Elle est soulignée par la mise en place, autour de 2.1 Ga, de grands ensembles de granitoïdes.

Le WAC est limité à l'Est et au SE par des tronçons de la chaine 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.

A l'Ouest des fenêtres de Kayes et de Kédougou Kéniéba, le WAC est limité par la chaine calédono-hercynienne des Mauritanides structurée depuis la fin du Précambrien jusqu'à le Dévonien.

Enfin l'immense bassin de Taoudeni, d'une superficie de 1.5 millions de km², recouvre en discordance majeure le coeur du WAC. Il s'agit là du plus vaste dépocentre néoprotérozoïque du monde. Il est formé de plateaux calcaires et de grès dont la majeure partie est sous l'emprise de dunes mobiles ou statiques. Il compte une large part des gisements ou indice pétroliers entre le Mali, l'Algérie, la Mauritanie et le Niger.

Figure2 : Schématisation montrant les grands ensembles géologiques de l'Afrique de l'ouest.

I.3. Aperçu sur la géologie de la dorsale Réguibat

La dorsale Réguibat, partie septentrionale du craton ouest-africain, est une vaste boutonnière allongée SW-NE qui affleure pour l'essentiel en Mauritanie, au Maroc et en Algérie. Elle se situe entre les méridiens 3° et 16° Ouest d'une part et les parallèles 20° et 27° Nord d'autre part et couvre une zone de 1500 km de long sur 250 à 400 km de large. Elle est limitée, à l'Est par la chaîne mobile de l'Afrique centrale à l'Ouest elle est limitée par la chaîne des mauritanides et par le bassin côtier sénégalo-mauritanien. Au sud et au nord, elle s'ennoie sous la couverture sédimentaire des bassins de Taoudeni et de Tindouf respectivement.

Comme son équivalent méridional (dorsale de Léo), la dorsale Réguibat est formée en grande partie de terrains catazonaux plissés et de granites anté 1600 Ma. Elle se divise en deux grands domaines, où les âges varient entre 3,5 Ga et 1,6 Ga:

? un domaine Archéen à l'ouest et sud-ouest, qui regroupe les formations de TasiastOumabanna, Amsaga-Tiris et ghalaman, formé par un socle granito-gneissique affecté

par un métamorphisme catazonal ainsi que des ceintures de roches vertes et des quartzites ferrugineux (figure 3);

> un domaine Birimien (protérozoïque inférieur) relativement peu métamorphique, qui regroupe les régions de Karets, Yetti et Eglab., composé de ceintures volcanosédimentaires à formations ferrifères et de granitoïdes extrêmement variés, séparées par deux cortèges d'intrusions de granitoïdes recoupés par un épisode plutonique alcalin (figure 3).

I.4. l'Archéen da la dorsale Reguibat

L'Archéen est la période de temps âgée de 2,5 à 4 Ga, il s'agit d'un épisode d'intense activité magmatique pendant lequel presque 3/4 du volume de la croûte continentale à été extrait à partir du manteau. Les TTG (Tonalites-Trondhjemites-Granites), les ceintures des roches vertes et la tectonique verticale (sagduction) sont les caractéristiques majeures de l'Archéen.

Actuellement les gneiss du Canada datés à 4,0 Ga sont les roches terrestres les plus anciennes, parallèlement en Mauritanie les formations archéennes, où les âges peuvent atteindre 3,6 Ga (Chardon, 1996), sont les roches les plus anciennes dans le pays.

A l'exception des formations dunaires (d'Akchar et d'Azefal) au sud, des formations de la Kédia d'Idjil (d'âge protérozoïque inferieur) au nord et des terrains allochtones de la chaîne des Mauritanides à l'ouest, le domaine occidental de la dorsale Réguibat est quasiment constitué par les formations archéennes (Figure 3).

L'Archéen de la dorsale Réguibat, correspond à un socle formé essentiellement de granites, de gneiss et de ceintures de roches vertes. Il est affecté par un métamorphisme catazonal et une tectonique à dominante diapirique. L'ensemble est recoupé par des granites tardifs (2.6 Ga).

I.4.1. Lithostratigraphie

L'Archéen de la dorsale Réguibat peut être regroupé en trois grands domaines (Rocci et al., 1991):

> Le domaine Tasiast-Lebzenia-Oumabana caractérisé par les ceintures de roches vertes

et une structure en «mantled gneiss domes«, cette structure est bien visible dans la région de Tasiast. Il s'agit d'un socle granito-gneissique surmonté par un complexe volcanosédimentaire et par des quartzites ferrugineux. L'ensemble est souligné par des intrusions ultrabasiques et recoupé par des pegmatites béryllifères, plus récentes, datées de 2.8-2.6 Ga.

- Le domaine Amsaga-Tiris-Ouassat caractérisé par l'abondance de gneiss très

métamorphiques et par le développement des formations ferrifères (à magnétite) notamment au Tiris.

Les formations d'Amsaga, ont été définies par Blanchot (1953). Elles sont limitées au Sud par les Mauritanides panafricaines (600 Ma) et surmontées à l'Est par la succession sédimentaire protérozoïques d'Atar non déformées. Elles regroupent trois unités lithologiques majeures: i) des gneiss charnokitiques (Qtz+KF+Pl+Opx+Bt+-Cpx+-Amph); ii) des paragneiss qui correspondent à des leptynites et des métapélites (Qtz+KF+Pl+Crd+Grt+Sill=-Bt+-Graph); iii) des orthogneiss migmatitiques à composition de trondjhemite et de granodiorite (Qtz+KF+Pl+-Bt+-0px+-Cpx) non plissés et associés aux ceintures volcanoclastiques (Pl+Qtz+Amph+-0px+-Cpx+-Bt). Toutes ces formations ont été affectées par un métamorphisme granulitique. Les relations de phase dans les paragneïss et les calculs thermobarométriques indiquent un chemin PTt horaire avec des conditions paroxysmales correspondant à 800°C +-50°C et 5 +-1Kb. Les ages de 3 Ga obtenus sur les zircons sont interprétés comme correspondant aux âges des protolithes magmatiques des charnockites (Potrel, 1994). Des venues magmatiques tardives recoupent ces formations granulitiques. Elles correspondent aux granites de Touijenjert et aux gabbros de Iguilid d'age correspondant à 2.7 Ga (zircon et age modèle Sm-Nd) marquant la fin de l'épisode de métamorphisme de haut grade (Potrel, 1994 ; Potrel et al. 1996).

Plus au nord, les formations du Tiris sont constituées par la succession, de plus de 8 km, des gneiss à hypersthène et des leptynites à grenats avec des intercalations diverses de pyroxénoamphibolites, de cipolins et de gneiss à biotite. En position haute dans la succession, apparaît le faciès le plus caractéristique de la région: les quartzites à magnétite en bancs de 50 à 100 m d'épaisseur formant les gneiss ferrugineux qui apparaissent sur la figure 3.

Plus au Nord, séparée de l'unité de Tiris par la faille d'El Mdena (figure 3) affleure l'unité de l'Ouassat. Les gneiss et les leptynites sont les faciès majeurs comparables à ceux de Tiris avec, cependant, un plus grand développement des cipolins.

Au NE de l'Ouassat, la structure de l'unité de Sfariat (figure 3) est la plus remarquable. Contrairement à ce qu'on observe dans le Tiris, les quartzites à magnétite sont, dans cette unité, associées aux cipolins, aux leptynites et aux amphibolites. Elles dessinent des structures rectilignes d'orientation NW-SE. Ces formations allochtones (Bronner et al., 1992), sont jalonnées, au Nord, par des accidents qui ont rejoué en mouvements tangentiels et, au Sud, par des mylonites.

- Le domaine Ghallaman: Il s'agit d'un complexe de granitoïdes hétérogènes souvent

décrits comme des panneaux de gneiss orientés NNW-SSE. Les faciès les plus fréquents sont de l'ouest vers l'est: les gneiss et les leptynites, les micaschistes, ainsi que les amphibolites et les pyroxénites. Les quartzites ferrugineux sont totalement absents dans ce secteur. Les gneiss sont fréquemment à hyperstène, grenat, amphibole ou pyroxène. Plus à l'est, ont été décrits des gneiss à biotite et à muscovite, des amphibolites, des gneiss alumineux et des cipolins. Des niveaux de quartzites non ferrugineux s'intercalent dans ces séries de lithologie variée.

I.4.2. Le métamorphisme

L'Archéen du craton ouest-Africain et en particulier celui de la Mauritanie est métamorphique. On note cependant que l'intensité du métamorphisme diminue de l'ouest (faciès granulite / amphibolite de haut degré) vers l'est (faciès amphibolite). Le principal épisode de métamorphisme est suivi par une rétromorphose généralisée dans le faciès schiste vert.

Le stade catazonal est généralement le mieux exprimé, suivi successivement par un stade amphibolitique, puis un stade «schistes verts«, de façon plus ou moins continue. Les minéraux caractéristiques de ces trois stades sont les suivants (Bronner et al., 1992):

· Stade granulitique : Opx, Cpx, Fo, Grt, Bt, Sil, Kfs, Spn

· Stade amphibolitique : Hbl, Pl, Ep, Grt

· Stade «schites verts« : Ab, Chl, Tlc, Srp, Tr, Pmp

Une des caractéristiques les plus remarquables du métamorphisme catazonal de l'Archéen de la dorsale Réguibat, comme d'ailleurs de la plus part des formations archéennes du monde, est de présenter très peu de variations d'intensité sur des étendues considérables.

I.4.3. Tectonique:

Les déformations archéennes sont très intenses et varient d'une région à l'autre de la dorsale. Elles peuvent être regroupées en deux familles : les déformations archéennes précoces essentiellement plicatives et les déformations gravitaires de type diapirique qui caractérisent les unités de Tiris, Tasiast et Oum Abana.

I.4.3.1. Tectonique précoce:

Les principales phases tectoniques de cette déformation anté-gravitaire sont (Bronner et al., 1992)

Phase 1: Phase plicative développant une foliation généralisée. Elle est synchrone du métamorphisme principal et généralement parallèle à la stratification avec des rares plis synschisteux de type semblable. Cette foliation est reprise par toutes les phases tectoniques ultérieures.

Phase 2: phase plicative majeure de longueur d'onde centimétrique à kilométrique, caractérisée à l'affleurement par des plis à cannelures dans les quartzites ferrugineux, reprenant localement les plis isoclinaux post-schisteux dont les axes sont peu différents de ceux des plis de la phase 1.

Phase 3 : les plis associés à cette phase sont plus larges que ceux de phases 1 et 2, de longueur d'onde kilométrique à plurikilométrique, qui a pour effet de redresser les axes des plis de la phase 2.

Dans ces régions archéennes, la déformation est dominée par les plis kilométriques de la phase 2 qui représentent, à l'échelle de la carte, l'élément géométrique le plus constant.

I.4.3.2. Tectonique gravitaire de type diapirique

Il s'agit d'une tectonique verticale représenté par des dômes sphériques qui affectent les anticlinaux des phases précédentes.

Cette phase de déformation, où le moteur principal est le gradient de densité, est caractérisée par des mouvements verticaux ascendants entraînant la montée des dômes granito-gneissiques et l'enfoncement de formations ultrabasiques entre ces dômes, entraînant aussi la distension des structures et l'effacement des structures précédentes (plicatives). Cette déformation diapirique semble être suivie par des phases de déformation cassante extensive à l'origine de l'injection d'une grande partie de roches basiques d'âge essentiellement Protérozoïque inférieur.

Figure 3: Unités lithosratigraphiques de la dorsale Réguibat (modifiée d'après Bronner et al., 1992).

CHAPITRE II

L'UNITE DE TASIAST ET LA CEINTURE D'AOUEOUAT

II.1. L'unité de Tasiast

L'unité de Tasiast, appartient au domaine Tasiast-Lebzenia-Oumabana. Il se situe à l'extrémité sud-ouest de la partie archéenne de la dorsale Réguibat. Cette unité se prolonge vers le Nord au Sahara occidental (Maroc); au Sud, elle est séparée de l'unité archéenne de Tijirit par le cordon dunaire de l'Azefal et à l'ouest la faille de Tiférchaï est la limite entre les formations de Tasiast et les formations allochtones de la chaîne des Mauritanides. L'étude géochronologique, effectuée sur une douzaine d'échantillons, donne des âges de l'ordre de 2600-3500 Ma (Chardon, 1996).

II.1.1. Les grands ensembles lithologiques

Le formations archéennes de Tasiast sont organisées, en un socle granito-gneissique et des formations supracrustales volcanosédimentaires correspondant à des ceintures de roches vertes (figure 4).

· Le socle granito-gneissique est formé essentiellement par des roches appartenant à la série des tonalites-trondhjémites-granodiorites (TTG). Les roches dominantes sont les orthogneiss migmatitiques et les granodiorites.

· Les roches supracrustales ou ceintures de roches vertes correspondent au remplissage des bassins entre les dômes granito-gneissiques, elles sont constituées d'un complexe de roches volcano-sédimentaires. Au niveau de Tasiast, quatre ceintures de roches vertes ont été identifiée (figure 4), d'Ouest en Est, (Marot et al., 1997) :

- La ceinture de Hadeïbt Agheyâne, à matériel basique, ultrabasique et volcanosédimentaire sans quartzites ni BIF.

- La ceinture Khnéfissat, dépourvue de BIF aussi, séparée de la précédente par des para et orthogneiss injectés de pegmatites;

- La ceinture d'Aouéouat (ou de Chami) nous intéresse plus particulièrement car elle contient le district minier étudié dans ce travail. C'est la ceinture la plus complète du secteur. Elle est composée de métadacites, de métabasaltes, d'amphibolites à intercalations de gabbros, de quartzites micro -conglomératiques et de quartzites ferrugineux à magnétite (BIF). Cette ceinture est décrite plus en détail ci-dessous.

- La ceinture de N'daouas (ou ceinture d'Ahmeyim) où les formations mafiques prédominent (métabasalte, schiste ultrabasique), avec la présence de sherts, de sills felsiques et de nombreux filons de quartz.

On notera enfin que les terrains archéens de Tasiast sont recoupés par des intrusions granitiques tardives datées de 2,6 Ga et par des dykes de dolérite d'âge méso-cénozoïque (contemporaine avec l'ouverture de l'océan atlantique nord).

II.1.2. Le métamorphisme

Deux types de paragenèses ont été définis dans les assemblages minéralogiques du Tasiast (Chardon, 1997 in El Hadj, 2002) : Une paragenèse du faciès amphibolite à Grt+Qtz+Chl ou à Hbl+Pl+Qtz et une paragenèse du faciès schiste vert à trémoliteactinote+épidote+zoïsite+calcite+prhénite. Cette dernière paragenèse se surimpose sur la première et correspond donc à une rétromorphose généralisée. Elle s'accompagne aussi par une altération hydrothermale localement intense.

II.1.3. Tectonique

Les formations archéennes de Tasiast définissent des structures en dôme-et-bassin, où le socle granitogneissique forme les dômes et les ceintures des roches vertes occupent les bassins pincés entre ces dômes. Les trajectoires de la schistosité régionale S1 sont généralement parallèles au contact entre les roches supracrustales et les granitogneiss. Ces structures en dômes et bassins sont aplaties et orientées N-S à NNW-SSW. Une linéation L1 d'étirement est associée à S1 avec une orientation variable selon les secteurs.

Les structures ont été affectées par des cisaillements ductiles dextres orientés N-S à NNESSW et généralement postérieurs à la formation des dômes. Ils se traduisent par la présence de zones de cisaillement et par la formation de zones mylonitiques. Ces déformations sont contemporaines de l'aplatissement général des structures.

Le moteur responsable de cette architecture est compatible avec le développement d'un fort gradient inverse de densité (des roches ultrabasiques très denses surplombent des TTG moins denses) interférant avec un champ de déformation régionale en raccourcissement et des zones de cisaillements trancurrents. Cette dynamique implique d'une part l'enfoncement des roches supracrustales dans le socle granitogneissiques et la remontée de ce dernier, moins dense, d'autre part.

Figure 4: Carte géologique de la région de Tasiast-Tijirit (carte de Chami)

II.2. Ceinture de roches de vertes d'Aouéouat

L'archéen des unités de Tasiast et de Tijirit (SW de la dorsale des Réguibat) est ponctué aussi par la présence de ceintures de roches vertes (Cf. ci-dessus). La plus importante, englobant notre secteur d'étude correspond à celle d'Aoueouat affleurant dans la partie sud de l'unité de Tasiast et contenant le corps de la minéralisation aurifère de la mine de Tasiast.

II.2.1. Lithologie:

Le gisement de Tasiast est localisé dans une zone de cisaillement dextre qui s'est développée au contact entre le socle granito-gneissique et la ceinture de roches vertes d'Aouéouat (figure 5). La ceinture archéenne d'Aouéouat, déjà signalée comme étant la ceinture de roches vertes la plus complète de la région de Tasiast, correspond à l'association de roches mafiques et ultramafiques, de roches felsiques, de roches sédimentaires d'origine chimique (BIF) et de roches volcano-clastiques. Elle est composée de trois unités lithologiques principales (Marot et al., 1997):

> La partie inférieure de la pile lithologique est composée d'une unité effusive basique constituée d'amphibolites à grain fin et de schiste à plagioclase et biotite, dans laquelle ont été décrits des pillow- lavas et des schistes ultrabasiques à trémolite et chlorite associés aux métabasites.

> La partie supérieure de la pile est composée d'une unité à dominante volcanosédimentaire, constituée dans sa majeure partie, d'épiclastites quartzeuses à quartzofeldspathiques. Le reste de l'unité volcano-sédimentaire est formé de quartzites rubanées à magnétite (100-200 m de puissance) et d'alternances de schistes verts et de quartzites à magnétite.

> La partie médiane, située en position intermédiaire entre les deux unités précédentes, est constitué de métadacites en coulées bréchiques.

Par analogie entre les sondages carottés, les géologues de la mine ont pu établir la colonne lithologique de la ceinture d'Aouéouat (in rapport Normandylasource) qui montre, de haut en bas, une succession plus ou moins continue des termes suivants (figure 5):

- des épiclastites acides du toit. Faciès à clastes grossiers très riches en quartz associés à la muscovite et à la biotite;

- des quartzites ferrugineux. Ce sont essentiellement des quartzites à lits sombres millimétriques à centimétriques de magnétite et à lits clairs de silice. D'autres quartzites ferrugineux ont été décrits dans la ceinture. On peut citer notamment, les quartzites à hématite (non magnétiques) d'origine sédimentaire, et les quartzites à hématite caractérisées par leur aspect scoriacé, par la présence de brèches tectoniques à élément quartzeux et par le boudinage des éléments grossiers;

- des épiclastites quartzeuses du mur. Elles ressemblent à celles du toit mais elles sont à clastes moins grossiers. La taille des clastes variant entre 1 et 3 mm;

- une alternance de schistes et d'épiclastites à grains fins contenant de la biotite et des teneurs variables de feldspath;

- une alternance de schistes et de quartzites ferrugineux. ce sont des schistes à biotite alternant avec un quartzite ferrugineux, souvent à magnétite;

- une métadacite correspondant à un schiste silico-sériciteux blanc de texture fine; - un schiste à plagioclase, biotite et séricite plus ou moins quartzeux,

- une unité métabasique, parfois de composition intermédiaire (diorite à quartz bleu), de faciès fin (métabasalte) ou grossier (gabbro).

La carte géologique de la région montre que la minéralisation aurifère est associée avec les formations ferrugineuses (figure 6).

Afin de déterminer l'origine des formations de la ceinture d'Aouéouat, une étude géochimique a été réalisée par El hadj. H en 2002. Cette étude confirme que:

> Les BIF d'Aouéouat sont des sédiments chimiques issus d'un processus hydrothermal;

> Le milieu de dépôt est compatible avec un milieu peu profond et oxygéné;

> Les alternances sont formées par l'interaction des processus chimiques et détritiques;

> Les roches volcaniques associées aux BIF sont d'affinité tholéiitique et leur contexte géotectonique est de type arc insulaire (tholéiites d'arc).

Figure 5: Schématisation, faite à partir de corrélation entre les données des sondages carottés, montrant que la ceinture d 'Aouéouat est limitée à l'est et à
l'ouest par un cisaillement à composante dextre. A droite ensemble de coupes est-ouest du sillon d'Aouéouat à 1/10 000; à gauche la colonne lithologie
d 'Aouéouat (modifié d'après rapport Normandylasource in El Hadj, 2002)

Figure 6: Carte géologique de la région de Tasiast montrant que les anomalies aurifères sont
associées avec les formations de fer rubanées au quartzite ferrugineux (d'après rapports
Normandylasource in El Hadj, 2002).

II.2.2. Structures et métamorphisme:

Les principales structures enregistrées par les formations de la ceinture d'Aoueouat ont été acquises consécutivement à deux événements tectoniques majeurs, déformations D1 et D2, liées à un régime global compressif (feybesse, 2001 in El Hadj, 2002).

· La déformation D1 est Liée à une tectonique tangentielle, marquée par des chevauchements ductiles entre les ceintures de roches vertes et les dômes granito-gneissiques précoces. Elle est caractérisée par le développement d'une schistosité régionale S1 orientée N160° à N10° à pendage de 60° vers l'Est et subparallèle à la stratification S0. Cette schistosité S1 porte une linéation d'étirement L1 due aux chevauchements E-W à NW-SE montrant un déplacement à vergence est. L'analyse cinématique indique que la déformation D1 est compatible avec un raccourcissement E-W à NW-SE.

Cette déformation D1 est synchrone du pic métamorphique régional, où les paragenèses synschisteuses indiquent des conditions métamorphiques du faciès amphibolite de bas degré (500 à 580°C, P< 4 kbar), (Bouchot et Le Goff, 1997).

· La déformation D2 est définie par des plis affectant S1, à plans axiaux orientés N160 à pendage de 35° vers l'Est et une schistosité de crénulation peu pentée S2, provoquant le rabattage de la schistosité S1 vers l'ouest. La déformation D2 est associé à des décrochements régionaux dextres orientés N170° à N1 80° et subverticaux (pendage de 80° vers l'Est). Ces décrochements délimitent la zone centrale du sillon d'Aouéouat dans laquelle sont replissés les quartzites à magnétite. Ce sillon correspond donc à une zone de cisaillement. Les décrochements dextres limitant cette zone se matérialisent sur le terrain par des brèches scoriacées à hématite (Marot et al., 1997). La schistosité S2 est associée à des petites zones faillées, de puissance inférieure à 10 m, et des réseaux de petites failles inverses, orientées N1 60° à N40°, pentées vers l'est et à vergence ouest, en plus d'autres cisaillements inverses peu pentés à orientations diverses.

Les paragenèses syn S2 (séricite-chlorite-biotite), indiquent que la déformation D2 est contemporaine d'une activité hydrothermale développée dans des conditions comparables à celles du faciès schiste vert de haut grades (T° = 400-450°C ; P ?).

CHAPITRE III:

ETUDE PETROGRAPHIQUE

III.1. Introduction

L'étude pétrographique porte sur les différents faciès de la ceinture de roches vertes d'Aoueouat. Elle est menée dans le but de préciser la lithologie des formations du disctrict aurifère de Tasiast. Elle est basée sur un échantillonnage systématique de toutes les formations qui a été effectué dans des fosses d'exploitation en relation avec l'exploration menée dans ce secteur d'intérêt économique.

Le prélèvement des échantillons à été fait dans la fosse d'exploitation dite fosse nord dont les coordonnées UTM sont 2275645 N et 0446490 W. Les faciès rencontrés dans cette fosse correspondent à des métavolcanites acides fortement à moyennement sulfurées et carbonatées (échantillons RF1 à RF5); à des BIFs sulfurés (SC1 et SC2) dont la description est donnée dans le chapitre suivant; des épiclastites (échantillon EP 1); des schistes verts (échantillon SH1) et des filons de quartz (FQ1 à FQ5). Ces échantillons ne représentent qu'une partie de la lithologie de la ceinture d'Aoueouat. L'étude pétrographique ci-dessous concerne en revanche l'ensemble des formations de la ceinture sur la base de l'étude de nos propres échantillons complétée par des données pétro-métallographiques à partir des travaux de Le Goff et al., (1997) et El Hadj (2002).

III.2. Les métabasites (métabasaltes et métagabbros)

Ce faciès, qui représente l'unité basique de la ceinture d'Aoueouat, a été décrit par Le Goff (1997). Il s'agit de roches à grain fin à moyen définissant des textures grenues à microgrenues. Une schistosité apparente est marquée par l'alignement de porphyroblastes d'hornblende verte.

Les paragenèses primaires sont peu ou mal conservées. Elles sont remplacées par une matrice formée de plagioclase, quartz, des ferromagnésiens représentés essentiellement par la chlorite et/ou l'amphibole, de carbonates et de minéraux opaques correspondant à des hydroxydes de fer. Ces minéraux secondaires soulignent régulièrement la schistosité décrite ci-dessus (paragraphes suivants). Les amphiboles vertes sont parfois sécantes sur la schistosité. On note aussi, la présence de microveinules de carbonates microcristallins parallèles ou sécantes sur la schistosité.

III.3. Les roches intermediaires (metaandesite-metadiorite)

Ces roches, appartenant à l'unité basique d'Aouéouat, sont à grains fins à grossiers et à texture granoblastique, la paragenèse primaire étant oblitérée par les minéraux de recristallisation. La matrice présente une fabrique planaire (S1) soulignée par l'alignement des ilménites, plus rarement des magnétites, des agrégats d'amphiboles, de biotite et de pyrrhotite (Le Goff et al., 1997).

Leur minéralogie, dominée par les minéraux de la paragenèse secondaire, est définie par: des amphiboles, parfois chloritisées, en agrégat ou en paquets à cristallisation radiaire. Des néoblastes de biotite, de quartz, de plagioclase, de carbonates et d'apatite cristallisant dans des sites, correspondant vraisemblablement à d'anciens sites de plagioclase. Un plagioclase de taille moyenne en cours de recristallisation à été observé. L'association ilménite-magnétitepyrrhotite-chalcopyrite se trouve fréquemment sous forme des amas parallèles à la fabrique planaire.

Certaines roches de composition dacitique, présentent une minéralogie constituée essentiellement de clastes de plagioclases, néoblastes de quartz, séricite, rutile et opaques entourés de sphène.

On note que l'origine de ces roches, n'a pas été précisée avec certitude car les minéraux primaires sont totalement pseudomorphosés. Toutefois, la taille des sites à plagioclase suggère un faciès de semi-profondeur ou de profondeur (Le Goff et al,. 1997).

III.4. Les roches acides (métafélsites)

Ce faciès est représentatif des dômes granito-gneissiques qui bordent la ceinture d'Aouéouat. Il s'agit de roches à grains fins à moyens et à texture granoblastique isogranulaire. La matrice présente une fabrique planaire marquée par des lits de quartz (photo 1).

Photo 1 : microphotographie en LPA de métafélsites (à G. 40X) montrant la matrice constituée de
quartz, muscovite etplagioclase. La schistosité (S0-S1) est soulignée par l'alternance des lits
parallèles de quartz.

Cette matrice correspond à un assemblage de quartz, muscovite, de plagioclase, de tourmaline, de rares feldspaths et de sphène. Elle est riche en minéraux opaques. On note aussi la présence des petites zones étirées sécantes par rapport à la schistosité, dans lesquelles baignent des cristaux de quartz, de calcite, d'opaques et de plagioclase. Ces zones

correspondent probablement à l'intersection de S1 avec la schistosité de crénulation S2 (photo 2).

Photo 2 : photo en LPA (à G. 40 9 montrant les petites zones d'étirement qui renferment des
microcristaux de quartz, de calcite, deplagioclase et d'opaques.

La matrice est affectée par un hydrothermalisme, parfois très intense, marqué par l'apparition de minéraux comme la tourmaline (photo 3) et la transformation partielle ou totale du plagioclase en calcite (photo 3).

Photo 3 : photos en LPA (à G. 40 9 montrant: à gauche deux cristaux de plagioclase en cours de
transformation en calcite : à droite un cristal de tourmaline associé à des cristaux de quartz, de
calcite et de plagioclase.

Le quartz, à extinction roulante, constitue le minéral essentiel de la matrice, il présente des contours polygonaux, la taille des cristaux est petite dans la matrice (inférieure à 60 um) et devient plus grande dans les zones de contact avec la calcite (photo 4) et dans les lits quartzeux parallèle ou sécants à la foliation de la roche (0,1 à 0,5 mm). L'intersection de ces lits sécants aves les niveaux quartzeux parallèle à la schistosité, correspond à l'intersection entre S1 et S2 (photo 4).

Photo 4 : photos en LPA (à G. 40 9 montrant: à gauche l'augmentation de la taille de cristaux de
quartz en se rapprochant de la calcite; à droite l'intersection S1-S2 marquée par l'intersection entre
les niveaux quartzeux.

La calcite apparaît sous forme de niveaux parallèle à la structure d'ensemble et parfois sous forme des poches isolées dans la matrice. Elle est toujours séparée de la matrice quartzeuse par des cristaux de quartz de plus grande taille. Le quartz peut être aussi inclus dans la calcite (photo 5). La taille de la calcite peut atteindre 2 mm.

Photo 5: photo en LPA (à G. 40 9 montrant un cristal de calcite de grande taille dans lequel sont
inclus des petits cristaux de quartz.

D'autres minéraux sont associés à ces lits de calcite. La tourmaline et le sphène. La première est sous forme de cristaux subautomorphes de taille allant de 330 um à 1,3 mm. Sa détermination a été faite sur la base de son pléochroïsme et de son signe optique. Le sphène, plus rare est inframillimétrique. Il s'insère entre les cristaux de calcite.

Les plagioclases, peu nombreux, s'associent au quartz dans la matrice. Il s'agit souvent de cristaux de taille de l'ordre de 600 um avec les mêmes habitus que le quartz et la calcite qui se forme manifestement à partir des plagioclases.

III.5. Les schistes verts à grenat

Associées aux quartzites ferrugineux, ces roches verdâtres et à grains fins sont très schistosées et friables. La matrice fine est constituée essentiellement de fins cristaux de mica et de biotite, elle renferme aussi des niveaux de quartz, de cristaux de grenat de grande taille et de minéraux opaques.

La schistosité est soulignée par des lits de mica, de biotite ainsi que par des niveaux de quartz (photo 6).

Photo 6: photo en LPNA (à G. 40 9 montrant la matrice, des schistes verts, riches en mica, bi otite et
en quartz; la schistosité cette fois est marquée par les niveaux à biotite, mica et à quartz.

Le quartz se concentre dans des lits inframillimétriques parallèles à la schistosité, il est toujours à contours polygonaux et à extinctions roulante. La taille moyenne de cristaux est de l'ordre de 150 um.

Les cristaux de grenat apparaissent comme des grains de grande taille (0,5 mm) par rapport aux autres cristaux de la matrice (photo 7). Les cristaux synschisteux de grenat contiennent des inclusions de quartz et des minéraux opaques.

Photo 7: photo en LPNA (à G. 40 9 montrant un cristal de grenat dans une matrice à mica et à
biotite.

III.6. Les alternances quartzite à magnétite et schiste vert

Ce faciès, porteur des minéralisations aurifères, correspond à l'alternance de quartzite à magnétite rubanée avec des lits de schiste vert à amphibole. A partir de l'étude pétrographique faite par H. El Hadj en 2002, ce faciès correspond à des roches d'origine chimique et détritiques à grains fins recristallisés dans le faciès amphibolite. La matrice est constituée d'hornblende, amphibole incolore (grunérite), grenat, opaques, biotite, chlorite, carbonates et quartz. Les ferro-magnésiens, le Grt et les opaques définissent par leur orientation une fabrique planaire (photo 8).

Cette paragénèse métamorphique synschisteuse est définie (El Hadj, 2002):

- dans les niveaux quartzeux par l'association à quartz + grunérite #177; carbonates + opaques (magnétite, pyrrhotite);

- dans les niveaux sombres par l'association à biotite + grenat + amphibole verte et incolore + quartz #177; carbonates.

Photo8: matrice des alternances en LPA (à G x 2,5) montrant des minéraux translucides (grunérite,
bi otite, quartz) se disposent d'une façon sécante à S0S1 (El Hadj, 2002).

III.7. Les épiclastites

Les échantillons étudiés correspondent aussi bien aux épiclastites de toit qu'aux épiclastites de mur.

Ce sont des roches essentiellement clastiques à grains moyens à grossiers avec une schistosité soulignée par l'orientation préférentielle de cristaux de biotite et de chlorite, ainsi que par l'aplatissement des cristaux de quartz dans la même direction.

La matrice est constituée de cristaux de quartz (plus de 80% de la matrice) de taille variable de 0 à 2mm et des assemblages de fins cristaux de biotite, de muscovite, de carbonates et de feldspaths, qui remplissent les interstices entre les clastes de quartz (photo 9).

Photo 9 : photo en LPNA (à G. 40 ) des épiclastites montrant une matrice constituée pour l'essentiel
de clastes de quartz de taille différente cimentés par cristaux de biotites et de chlorite.

Les clastes de quartz sont visibles même à l'oeil nu, ces clastes anguleux montrent une fracturation intense soulignée par des microfissures parallèles ou sécantes par rapport aux traces du plan de schistosité. Cette fracturation est liée aux contraintes de la déformation régionale (photo 10).

Photo 10 : photo en LPNA (à G. 40 ) des épiclastites montrant un claste de quartz fortement
structuré.

L'aspect anguleux des clastes quartz suggère que l'origine de la roche est volcanique(Le Goff et al,. 1997) mais les relations structurales entre les minéraux (cristaux de quartz cimentés par des biotites et muscovites) fait que l'origine sédimentaire n'est pas exclue.

III.8. Les filons de quartz

Ces sont des filonnets d'épaisseur généralement centimétrique qui recoupent tous les faciès de la ceinture d'Aoueouat décrits ci dessus. La roche est exclusivement constituée de quartz ponctué de rares minéraux opaques (photo 12). Aucune structure de déformation n'a été relevée dans ces roches confortant ainsi le caractère postérieur de leur mise en place par rapport aux formations et structures de la ceinture d'Aoueouat.

Photo 11: photo en LPA (à G. 40 9 des filons de quartz montrant deux générations de quartz: quartz
de grande taille et un quartz de petite taille.

Les cristaux de quartz sont xénomorphes, à extinction roulante et à contours polygonaux. Deux générations de quartz (photo 11) peuvent tout de même être distinguées: La première correspond aux grands cristaux dont la taille est d'environ 3 mm formant la trame générale de la roche; la seconde génération correspond à de petits cristaux xénomorphes dont la taille est inférieure à 0.3 mm. Ces microcristaux soulignent les zones de fracture affectant les filons. C'est à cette génération de quartz que sont associés les minéraux opaques.

Photo 12 : photo en LPNA (à G. 40 9 montrant que l'association quartz de petite taille et les opaques
est exclusivement localisée dans les microfissures qui affecte les grands cristaux de quartz.

III.3. Conclusion a l'étude pétrographique et lithologique de la ceinture d'Aouéouat

Plusieurs points importants peuvent être dégagés de cette étude. Le point le plus important tient à la diversité des lithologies représentées dans cette ceinture qui reflètent la diversité des origines de ces roches, leurs relations spatiales et les degrés de leurs transformations en réponse aux processus qui se sont succédés lors de cette période de l'archéen:

Ainsi la ceinture de roches vertes d'Aoueouat s'est édifiée, sur un socle granito-gneissique représenté par les métafelsites décrites ci-dessus avec une structure générale antiformale ou en dôme, par la mise en place, du bas vers le haut de deux séries principales:

Une série de roches d'origine magmatique représentés par d'anciens gabbros, microgabbros et ou basaltes généralement transformés en métabasaltes ou métagabbros dans le faciès amphibolite. A ces faciès peuvent être rattachés les roches intermédiaires de composition générale andésitique recristallisées. Les produits de recristallisation, dominés par le quartz, les ferromagnésiens (amph et Bt) et par des carbonates, sont orientés suivant les directions majeurs et portent parfois des minéralisations de type ilménite-magnétite-pyrrhotitechalcopyrite. Ces formations correspondraient à une activité magmatique essentiellement volcanique développée lors d'un épisode de rifting continental (Pitfield et al. 2005, in Key et al. 2008).

Une série Volcanosédimentaire correspondant à des alternances de faciès divers : schistes, quartzites ferrugineux, épiclastites, de BIF minéralisés en Or (cf. Chapitre IV), etc.... Ces roches correspondent probablement à des roches détritiques et/ou d'origine chimique avec une importante composante volcanique. Elles ont été déposées dans des sillons correspondant à des rifts ou sillons délimités par les dômes du socle granito-gneissique et succédant aux formations magmatiques basiques précoces.

L'ensemble des ces formations ont été métamorphisées et structurées lors de phases tectoniques dont les principales sont:

Une phase antérieure au développement des ceintures de roches vertes. Elle correspond à la structuration et au métamorphisme de haut grade du socle granito-gneissique. Les structures majeures correspondent à des plis isoclinaux associés à des zones de cisaillement ductile. Il est aussi à souligner que ce socle a subi une fusion partielle correspondant à une migmatisation responsable de la structure gneissique (Key et al. 2008);

Les formations de la ceinture de roches vertes d'Aoueouat présentent des structures dominées par un plissement isoclinal accompagné d'une foliation et d'une linéation acquises dans des conditions métamorphiques du faciès schistes verts à amphibolite. Ces structures sont liées à un raccourcissement E-W à NW-SE (déformations D1 et D2). L'ensemble de ces formations sont recoupés par des filons de quartz qui semblent être liés à la mis en place tardive de roches acides.

Enfin le développement de minéraux de type épidote, chlorite et calcite indique une rétromorphose généralisée dans le stade schiste vert et synchrone d'une activité hydrothermale lors de la dernière phase de déformation (D2).

C'est donc dans ce contexte d'édification de la ceinture de roches vertes archéenne d'Aoueouat que se placent d'abord les formations ferrifères (BIF) porteuses, avec les filons de quartz des minéralisations aurifères dont les études métallogéniques font l'objet des chapitres suivants.

CHAPITRE IV

RAPPELS SUR LES FORMATIONS DE FER RUBANES (BIF)

IV.1. Introduction

Grâce aux plusieurs compagnes d'exploration, plusieurs indices ont été répertoriés dans le
socle précambrien du Tasiast, sans intérêt économique pour le moment. Dont les principaux
sont : (i) minéralisation a Béryllium-lithium associée à des pegmatites tardi-migmatitiques;

(ii) Nickel-cuivre localisés sur la périphérie des roches ultrabasiques d'Inkebden et de Zéhar;

(iii) un indice de vanadate d'uranium situé à proximité de la colline Stal Ogmane dans le nord-ouest du Tasiast; (vi) le fer présent dans les formations de type BIF, où les teneurs et les tonnages restent à des niveaux infraéconomiques. Les BIF étant les principaux faciès minéralisés en sulfures mais correspondent également aux pièges favorables pour la minéralisation aurifère. En ce qui suit, nous nous focalisons sur ce type de gisements surtout les caractères généraux et le mode de genèse.

IV.2. Généralités sur les BIF

IV.2.1. Définition

Les formations de fer rubanées ou BIF (Banded Iron Formations) est un terme qui s'applique à toute roche sédimentaire qui présente une alternance (à différentes échelles) de lits riches en fer et de lits riches en quartz (photo 13). Ces formations fournissent plus de 50 % des ressources mondiales en minerai de fer. Il sont d'âge précambrien; le développement maximal ayant eu lieu entre 2700-2300 millions d'années (Hollande, 2006 in Pecoits et al., 2008). Les BIF sont souvent associés au volcanisme et caractérisés par une extension latérale considérable (jusqu'à 1000 Km) et une forte épaisseur (parfois plus de 300 m).

Photo 13 : Echantillon de BIF provenant de la ceinture d 'Aouéouat qui montre l'alternance
millimétrique de lits de magnétite (sombres) et de lits siliceux (clairs).

D'un point de vue minéralogique, les minéralisations ferrifères des BIF sont de quatre types:

- Les oxydes, les plus riches en fer tels que la magnétite (Fe3O4), l'hématite _(Fe2O3), la goethite (FeOOH) et la limonite (association : hématite- magnétite-goethite);

- Les sulfures: constitués pour l'essentiel de pyrite (FeS2), pyrrhotite (Fe _1-x S2) et rarement de la chalcopyrite (CuFeS2);

- Les carbonates : sidérite (FeCO3) et ankérite;

- Les silicates: Greenalite _{(Fe6Si4O10(OH)8),} minnesotalite Fe3 _Si4O1O(OH)2, et stilpnomélane (Fe, Mg, Al).2_,7(Si, Al)4(O,OH)12XH2O.

Dans un bassin sédimentaire, les faciès ferrifères sus-décrits montrent une variation latèrale très caractéristique des BIF (fig7). Les faciès oxydés se déposent vers le sommet du bassin (près des paléo-rivage), les faciès sulfurés se concentrent en profondeur (loin des paléorivage) quant aux faciès carbonatés, moyennement riches en fer, ils se localisent en position intermédiaire dans le bassin.

Figure 7: Schéma qui montre l'enrichissement latérale enfer avec la diminution de la profondeur,
dans un bassin isolé et profond (d'après James, 1954 in El hadj, 2002).

La variation latérale de faciès est liée à la variation du potentiel d'oxydoréduction (Eh) et à celle du pH (fig8):

- A faible profondeur près de rivage, le pH est alcalin (PH >7). Ceci correspond aux conditions de stabilité des oxydes de fer (magnétite, hématite, ... etc.);

- Avec l'augmentation de la profondeur, le milieu devient de plus en plus réducteur, neutre et favorable aux dépôts des carbonates de fer (sidérite);

- Dans les horizons les plus profonds le milieu est nettement réducteur et légèrement
acide, et plutôt favorable aux dépôts de sulfures de fer (pyrite, pyrrhotite,... etc.);

- En fin, les silicates de fer, peu contrôlés par les variations du Eh et pH, sont souvent associés aux faciès précédents.

Figure 8 : diagramme de stabilité des espèces minérales ferrifères : l'hématite (oxydes), la sidérite
(carbonates) et la pyrite (sulfures) en fonction de variation de Eh-pH, (d'après Krumbein et Garrels,
1952 in El hadj, 2002).

IV.2.2.Classification des BIF

La classification des BIF la plus commune est celle de Gross (1972, 1980) qui distingue (fig 9):

- Les BIF de type Lac supérieur : correspondent à des formations ferrugineuses déposées à partir du protérozoïque inférieur dans un environnement de plateforme épicontinentale subsidente. L'extension de ce type de BIF peut dépasser 1000 Km. L'épaisseur cumulée de formations ferrugineuses peut atteindre 1000 mètres (Routhier, 1980). Les minéraux ferrifères caractéristiques sont: l'hématite, la magnétite, la greenalite, le stilpnomélane, minnesotalite, la ribekite, la grünérite, la sidérite, l'ankérite et la pyrite. Tous ces minéraux sont sédimentaires diagénétiques plus ou moins tardifs. Ce type de BIF constitue prés de 90% des gisements ferrifères lités.

- Les BIF de type Algoma : sont associés à des ceintures mobiles archéennes dans

lesquelles s'accumulent des laves, des tufs et des sédiments volcano-clastiques (grauwakes).
Dans ce type de BIF le minéral abondant est l'hématite qui se transforme souvent en

magnétite par métamorphisme (Routhier, 1980). Par rapport au type Lac supérieur, l'extension de ce type de BIF est beaucoup moins importante.

Les BIF de type Algoma ou lac supérieur, constituent d'excellents métallotectes lithologiques (par le contenu en fer) ou structuraux (par les réseaux de failles de tension), pour d'éventuelles minéralisations aurifères. Ils encaissent des gisements d'or soit concordants sous forme disséminée et latéralement continus au sein de BIF sulfurés, soit discordants et confinés dans des structures tardives ou en remplacement dans les BIF oxydés ou sulfurés.

Figure 9 : Diagramme illustrant les environnements sédimentaires et tectoniques des différents types
de BIF et l'importance de gisements de type Lac supérieur (in Kassel, 2007).

IV.2.3.Modèles génétiques

Les modèles génétiques des gisements de type BIF ont été et demeurent sujets à débats et controverses. Les hypothèses de mise en place sont diverses: sédimentaires, volcanosédimentaires, volcaniques et même cosmiques. Les deux premières (sédimentaires et volcano-sédimentaires) sont les plus adoptées (Bensus 1975). Néanmoins, le fait que la majorité des BIF ne sont pas associés à des roches volcaniques, conforte l'hypothèse d'une origine sédimentaire.

Par ailleurs, la source des éléments chimiques reste encore largement débattue. Néanmoins, deux hypothèses principales sont d'actualité:

- Une origine continentale: provenance de l'altération d'une croûte continentale (Miller et al., 1985).

- Une origine hydrothermale (mantellique pour le fer) le dépôt de Fe et Si faisant suite à un mélange entre des fluides hydrothermaux, enrichis en fer et en silice avec les eaux superficielles (Jacoson et al., 1988 ; El Hadj, 2002 ; Pecoits et al., 2008)

D'autre part la précipitation d'énormes quantités de Fe³⁺, nécessite une quantité importante d'oxygène. Deux processus sont proposés comme étant à la base de la libération de l'oxygène:

- Chemoautotrophie qui consiste en une est la photodissociation de la vapeur d'eau par les radiations solaires UV (Canuto et al., 1983 in El Hadj ; 2002). Ce processus aurait nécéssité 5 Milliars d'années pour déposer les BIF du bassin Hamersley en Australie (Mel'nik, 1982) alors que leur mise en place n'aurait duré que 2 Millions d'années (Trendall, 1983). Par conséquent, la photodissociation de l'eau ne peut expliquer à elle seule la production de telles quantités d'oxygène nécessaires.

- La photosynthèse semble être le processus principal de libération de l'oxygène. La présence de nombreuses colonies de stromatolites dans de nombreuses ceintures de roches vertes (Canada, Inde ...) en est la preuve (Kasting, 1993 in El Hadj ; 2002).

En fin, une activité organique saisonnière à été invoqué pour expliquer la cyclicité des dépôts fer-silice dans les BIF. Il semblerait que durant les périodes climatiques chaudes et humides le développement des organismes est maximal (donc photosynthèse importante) et par la suite l'oxygénation de l'atmosphère qui conduit à la précipitation de fer sous forme de Fe³⁺. Durant les périodes froides par contre, l'activité organique est ralentie. Des microorganismes fixateurs de silice sont plus actifs (khodyush, 1969 in Routhier, 1980).

IV.3. Les BIF de la ceinture d'Aouéouat

Les BIF d'Aouéouat présentent des caractéristiques les rapprochant de ceux de type Algoma, à savoir:

- la dominance du faciès oxydé (la magnétite principalement. Cependant une sulfuration intense existe. Elle se manifeste essentiellement par la précipitation de la pyrrhotite et de la pyrite.

- Les analyses géochimiques confirment l'origine hydrothermale de fer et de silice (El Hadj, 2002).

- le rubanement est marqué soit par un faciès à quartz et à magnétite, soit par un faciès à silicates et carbonate (Bronner et al., 1992);

- Ces formations sont d'extension plurikilométrique, la teneur moyenne en fer est de l'ordre de 40 % Fe, mais et les tonnages restent toujours insuffisants pour justifier une exploitation économiquement rentable. Leur grande importance économique est toutefois liée à l'existence des minéralisations aurifères économiques.

.

CHAPITRE V:

ETUDE METALLOGRAPHIQUE

V.1. Les travaux antérieurs

La ceinture d'Aouéouat, n'a fait l'objet que de quelques études métallographiques sommaires dans le cadre de synthèse de travaux d'exploration fait par Marcoux et al., 1997 et la thèse d'El Hadj 2002.

La chronologie de la minéralisation en relation avec les phases de déformation, peut être résumés comme suit (Marcoux et al., 1997) :

1. Etape syn S0: minéralisation synchrone de la sédimentation et ultérieurement recristallisée par le métamorphisme. Elle correspond au dépôt des BIF. Aucune altération aurifère n'a été identifiée à ce stade.

2. Etape syn S1: minéralisation contrôlée par la schistosité S1 et dominée par la pyrrhotite (souvent avec de la chalcopyrite accessoire) fréquemment transformée en pyrite automorphe secondaire. L'association de cette pyrrhotite avec l'or, suggère que la mise en place de ce dernier aurait débuté lors de la déformation D1.

3. Etape syn S2: cette phase de minéralisation est marquée par la cristallisation de pyrite subautomorphe, chalcopyrite nettement plus fréquente que celle de la phase S1 et par un piégeage de l'or synchrone de la déformation cisaillante D2.

Les travaux, plus récents, d'El Hadj (2002) soulignent que:

- La minéralisation est contrôlée d'une part par la lithologie ferrifère (les quartzites à magnétite et les alternances) et d'autre part par les structures (disposition parallèle à S1 et S2, dans les bandes de cisaillement, au sein des fentes de tension).

- La circulation des fluides minéralisateurs semble être synchrone au pic du métamorphisme et se poursuit dans des conditions identiques à celles du faciès amphibolite.

- El Hadj (2002) propose par ailleurs pour la précipitation de l'or la réaction suivante, établit par McCuaig et Kerrich, 1994, à savoir:

2AuHS +2 FeO 2Au + 2FeS + H2O + 1/2 O2 Cette réaction illustre le rôle de contrôle lithologique joué par la magnétite.

V.2. Etude métallographique

En plus de la vingtaine de lames minces confectionnées pour l'étude pétrographique, une vingtaine de lames polies et sections polies a été confectionnée au laboratoire de litholamellage de la Faculté des Sciences Dhar ElMahraz. Ces lames sont représentatives des principaux faciès minéralisés de la ceinture d'Aouéouat à l'exception des alternances (problème technique de durcissant). Ces faciès sont: les BIF, les métafélsites et les filons de quartz.

V.2.1. Les BIF

Ce faciès est constitué par l'alternance millimétrique à centimétrique de lits riches en magnétite et de lits de quartz, la schistosité S0-S 1 est également marquée par ces plans de rubanement (voir photo 13 chapitre IV).

D'un point de vue lithologique deux types de BIF ont été reconnus: les BIF pauvres en sulfures et les BIF riches en sulfures.

- Les BIF pauvres en sulfures, ne montrent que l'alternance de lits de magnétite xénomorphes de taille variable. L'hématite est de forme xémorphe de petite taille.

De rares cristaux de chalcopyrite ont été observés en inclusions dans la magnétite, ces cristaux sont partiellement altérés en covellite (Photo 14 A et B).

Photo 14 : photos en lumière réfléchie montrant en: (A) une chalcopyrite (G x 20) dans une zone
d'altération à magnétite; (B) une chalcopyrite (G x 50) partiellement transformée en covellite.

Les BIF sulfurés montrent des cristaux automorphes de pyrrhotite. La pyrrhotite présente parfois des zones de croissance et des points triples (Photo 15 A) indiquant une cristallisation à des températures élevées. On note aussi que les sulfures sont dispersés de manière parallèle au litage des BIF et sont intimement associés aux lits de magnétite. Les lits siliceux ne présentent quant à eux aucune minéralisation sulfurée. Les cristaux de pyrrhotite développent en leur sein de la magnétite ce qui suggère le caractère secondaire de cette dernière.

Photo 15: photos en lumière réfléchie montrant en: (A) des cristaux depyrrhotite subautomorphes
(G x 5) a points triples, dans lesquels sont inclus des cristaux de magnétite; (B) des grains d'or (G x
50) et un cristal de pyrite inclus dans les lits riches en magnétite.

Des cristaux inframillimétriques d'or reconnaissables par leur teinte, pouvoir réflecteur et striation caractéristiques, existent également. Ils sont parfois associés à de rares cristaux de pyrite sous forme de dissémination dans les lits riches en magnétite (Photo 15 B). En outre, la minéralisation aurifère est texturalement plus tardive et semble être piégée par la magnétite qui semble avoir jouée un rôle de contrôle lithologique.

Par ailleurs, la succession paragénétique observée (pyrrhotite - magnétite) suggérerait l'existence au départ d'une minéralisation sulfurée riche en pyrrhotite qui se serait transformée par oxydation en magnétite.

V.2.2. Les métafelsites

A l'oeil nu ces faciès sont très riches en sulfures. Au microscope, la pyrrhotite constitue la phase dominante sous forme de plages xénomorphes. Les autres sulfures sont très rares et représentés par la chalcopyrite, la covellite, la pyrite et quelques rares cristaux d'arsénopyrite.

La pyrrhotite semble se déposer parallèlement aux plans de schistosité (cf. chapitre III: Pétrographie). Elle semble être affectée par la même déformation qui affecte l'encaissant. Elle se présente soit sous forme de plages xénomorphes inframillmétriques à millimétriques soit sous forme de cristaux automorphes (Photo 16 A). Comme dans les BIF les plages de pyrrhotite englobent souvent des cristaux plus tardifs de magnétite. La magnétite existe également sous forme de cristaux automorphes présentant une zonation oscillatoire et partiellement transformée en hématite reconnaissable par ses réflexions internes rougeâtres (Photo 16 B). Certains niveaux de carbonates sont également associés aux cristaux de pyrrhotite.

Photo 16: photos en lumière réfléchie montrant en :(A) des cristaux automorphes depyrrhotite
contenant de la magnétite (G x 20) ; (B) cristal automorphe zoné de magnétite transformé en
hématite et renferme un cristal de quartz automorphe (G x 10).

La chalcopyrite est rare et se manifeste sous forme des petits cristaux dispersés dans la matrice quartzeuse (Photo 17 A) ou en association avec la pyrrhotite. On observe une transformation, partielle ou totale de cette chalcopyrite en covellite (Photo 17 B).

Photo 17: photos en lumière réfléchie montrant en: (A) un cristal subautomorphe de pyrrhotite et
des cristaux de chalcopyrite disséminés dans la matrice (G x 20); (B) cristal de chalcopyrite
totalement transformé en covellite lamellaire (G x 10).

L'arsénopyrite, avec sa forme losangique et son pouvoir réflecteur caractéristique, se trouve en inclusion aussi bien dans la pyrrhotite que dans la magnétite (Photo 18 A et B).

Photo 18 : photos en lumière réfléchie montrant en: (A) un cristal d 'arsénopyrite (G x 20) en
inclusion dans une magnétite xénomorphe; (B) un cristal d 'arsénopyrite (G x 20) en inclusion avec
la magnétite dans un cristal de pyrrhotite; (C) un grain d'or avec ses stries caractéristiques inclut
dans la magnétite (G x 20).

La minéralisation aurifère, se présente quant à elle sous forme de microcristaux en inclusion dans la magnétite (Photo 18 C)..

En définitif, l'association des sulfures (pyrrhotite, arsénopyrite et chalcopyrite), des oxydes de fer et l'or avec les niveaux de quartz et de calcite de façon parallèle aux plans de schistosité confirme que cette phase de minéralisation est génétiquement liée à un processus hydrothermal synschisteux qui affecte l'encaissant métafélsique. Ce qui rejoint nos observations pétrographiques.

V.2.3. Les filons de quartz

A partit de l'étude pétrographique, nous avons montré que ces filons se sont mis en place postérieurement à la déformation régionale qui affecte la ceinture (Cf. chapitre III: Pétrographie). D'un point de vue minéralogique, ces filons sont constitués essentiellement de quartz et renferment des cristaux d'or reconnaissables par leur couleur, pouvoir réflecteur et stries caractéristiques.

D'un point de vue textural, deux générations d'or ont pu être identifiées : la première se trouve sous formes de micro-inclusions dans les grands cristaux de quartz (Photo 19 A et B); tandis que la seconde est localisée dans des microfissures en association avec des cristaux de quartz de plus petite taille en plus des minéraux opaques en LPNA, à pouvoir réflecteur moyen à élevé dont on n'a pas pu déterminer la nature (probablement de l'hématite?) (photos 19 A et 21).

Photo 19 : photos en lumière réfléchie montrant en :(A) des grands cristaux de quartz (première
génération) avec une inclusion d'or de la première génération et le remplissage de microfissures par
la seconde génération de quartz et de minéraux opaques indéterminés; (B) grains d'or de la première

génération (Gx50) ;(C) cristal d'hématite associées avec les cristaux de quartz de la deuxième

génération.

Des cristaux d'hématite, reconnaissables par leur pouvoir réflecteur moyen ainsi que par leurs réflexions internes rougeâtres ont été observés en association avec la deuxième génération de quartz dans les microfissures (photo 20 A et B). Ces cristaux d'hématite peuvent être liés à un processus hydrothermal tardif.

Photo 20 : photos en lumière réfléchie montrant en: (A) cristal hématite associé avec les petits
cristaux de quartz (Gx50); (B) le même cristal d'hématite en Nicole croisé où les réflexions internes
rougeâtres à brunâtres caractéristiques de l'hématite sont clairement visibles(Gx50).

Photo 21: photo en lumière réfléchie montrant un grain libre d'or inclus dans les microfissures à
remplissage de quartz et minéraux opaques indéterminés (G x 50).

V.4. Conclusion a l'étude métallographique

La superposition de différents et nombreux processus géologiques rend très difficile une reconstitution des phénomènes minéralisateurs à ceci s'ajoute la difficulté d'un échantillonnage sommaire et non systématique. Cependant l'étude pétrométallographique a permis d'aboutir aux conclusions suivantes:

- Il existe une grande diversité de minéralisation en relation avec les différents types de faciès à savoir:

(i) les BIF montrant la paragénése: pyrrhotite1 - magnétite1 -
chalcopyrite - covellite - or. L'hématite existe également mais elle est très rare;

(ii) Les métafélsites: les travaux antérieurs (El Hadj, 2002) signale la présence de : essentiellement l'association pyrrhotite-pyrite ainsi que des rares cristaux de chalcopyrite. Dans ce travail nous avons pu identifier en plus de ces minéraux de l'arsénopyrite et de l'or et la magnétite?

(iii) Les filons de quartz montrent deux générations d'or dont la première est associée aux grands cristaux de quartz alors que la seconde génération se localise préférentiellement dans des microfissures a remplissage siliceux (deuxième génération de quartz).

- Les minéralisations oxydées, sulfurées ainsi que l'or reflètent souvent en polyphasage des processus minéralisateurs (pyrrhotit 1, pyrrhotite 2, magnétite 1, magnétite 2, or ...). Au moins deux types de minéralisation peuvent être distingués:

(i) Une minéralisation «syngénétique« probablement liée à la sédimentation des BIF et constituée des oxydes de fer (magnétite et hématite) et de sulfures (essentiellement la pyrrhotite);

(ii) Une minéralisation «épigénétique« liée à l'altération hydrothermale provoquée par la déformation cisaillente qui affecte la ceinture d'Aouéouat. Cette phase de minéralisation est constituée de: (i) sulfures (pyrrhotite, chalcopyrite, arsénopyrite, covellite), (ii) oxydes de fer (magnétite, l'hématite), (iii) or.

- Par ailleur, la mise en place des minéralisations dites épigénétiques (en l'occurrence les minéralisations aurifères) semble se faire de façon parallèle à la schistosité. Ceci implique qu'elle est contrôlée par les épisodes de déformation (D2). Cet épisode a conduit à la circulation de fluides riches en or et sulfures à travers les plans de schistosité. La précipitation des sulfures et l'or est le résultat de l'interaction de ce

fluides avec l'encaissant ferrifère (BIF et alternance), ce qui suggère que la minéralisation est aussi contrôlée par la lithologie.

- La magnétite est dominante dans les BIF. La cristallisation tardive de la magnétite par rapport à la pyrrhotite suggère que les BIF étaient au départ riches en sulfure et qu'ils auraient subis en suite en phénomène d'oxydation.

CONCLUSION GENERALE

CONCLUSION GENERALE

L'Archéen de la dorsale Réguibat se caractérise du point de vue lithologique par la présence d'un socle ancien formé de gneiss et des granitoïdes ainsi que par les ceintures de roches vertes et les formations de fer rubanées (BIF) plus récentes. Du point de vue tectonique, les formations granito-gneissiques anciennes se caractérisent par une déformation précoce plicative suivie par une tectonique diapirique responsable de la mise en place de structure de type «mantled gneiss dôme ». Cette évolution tectonique s'accompagne d'un métamorphisme essentiellement catazonal développé à l'Ouest et évoluant vers l'Est dans le faciès amphibolite. Cet épisode est suivi d'une rétromorphose généralisée dans les contions du faciès schistes verts.

La région de Tasisat se distingue des autres régions archéennes par ses nombreuses ceintures de roches vertes. La ceinture la plus complète est celle d'Aouéouat formée par l'association de faciès très variés et diversifiés par leur lithologie comme par leur origine. Il s'agit de roches sédimentaires, volcano-sédimentaires et volcaniques. Les roches volcaniques sont d'affinité tholéïtique et leur contexte géotectonique est de type arc insulaire (El Hadj, 2002). Le faciès basique correspond à des gabbros, à des microgabbros et/ou à des basaltes métamorphisés dans le faciès amphibolite. Les roches de composition intermédiaire correspondent à des andésites schistosées. Les roches volcanosédimentaire peuvent être regroupées en trois séries: i) les roches sédimentaires d'origine chimiques représentées par les BIF à magnétite ainsi que par les alternances qui se forment par l'interaction des processus chimiques et détritiques et constitués par des BIF alternant avec les schistes verts à grenat; ii) les épiclastites constituées pour l'essentiel de gros clastes de quartz iii) une grande variété de schiste verts à amphibole et à grenat. L'ensemble de ces faciès est localisé dans des sillons limité par les dômes de métafélsites, correspondant au socle granito-gneissique. L'ensemble est recoupé par des filons de quartz tardifs mais toujours d'âge archéen.

Les formations d'Aouéouat, et plus largement celles de Tasiast, sont affectées par une déformation à comportement ductile-cassant globalement liée à un régime compressif E-W à NW-SE. Les structures relevées semblent avoir été acquises consécutivement à deux phases de déformation D1 et D2

La minéralisation aurifère est le résultat d'un processus hydrothermal lié à la circulation des fluides hydrothermaux guidés par les structures acquises lors de la déformation régionale majeure. Les formations ferrifères jouent le rôle de pièges lithologiques à la minéralisation aurifère et sulfureuse. Cette relation peut être expliquée par l'interaction des fluides porteurs de la minéralisation avec l'encaissant riche en magnétite. Plusieurs types et stades de minéralisations ont été relevés (i) une minéralisation syngénétique liée à la sédimentation des BIF et formée essentiellement de magnétite et de pyrrhotite; (ii) une minéralisation épigénétique liée à l'épisode hydrothermal et synchrone de la phase de déformation transcurente D2, cette phase est constitué d'une deuxième génération de magnétite et de pyrrhotite ainsi que de chalcopyrite, d'arsénopyrite et d'or. Les BIF

d'Aouéouat sont de type Algoma caractérisé par l'abondance de la magnétite qui se développe, parfois à l'intérieur de la pyrrhotite, ce qui suggère les BIF d'Aouéouat étaient au début riche en sulfures qui se transforment manifestement en magnétite par une oxydation croissante.

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TABLE DES MATIERES

Remerciements 2

Sommaire 3

Resumé 4

Objet du travail et moyens 5

CHAPITRE I : Le socle précambrien de l'Afrique de l'ouest 6

I.1. Le Précambrien africain et son importance économique 7

I.2. Le craton ouest africain 8

I.3. Aperçu sur la géologie de la dorsale Reguibat 10

I.4. l'Archéen da la dorsale Reguibat 11

I.4.1. Lithostratigraphie 11

I.4.2. Le métamorphisme 13

I.4.3. Tectonique 13

I.4.3.1. Tectonique précoce 13

I.4.3.2. Tectonique gravitaire de type diapirique 14

CHAPITRE II: L'unité de Tasiast et la ceinture d'Aouéouat 16

II.1. L'unité de Tasiast 17

II.1.1. Les grands ensembles lithologiques 17

II.1.2. Le métamorphisme 18

II.1.3. Tectonique 18

II.2. Ceinture de roches de vertes d'Aouéouat 20

II.2.1. Lithologie 20

II.2.2. Structures et métamorphisme 24

CHAPITRE III : Etude pétrographique 25

III.1. Introduction 26

III.2. Les métabasites (métabasaltes et métagabbros) 26

III.3. Les roches intermediaires (metaandesite-metadiorite) 26

III.4. Les roches acides (métafélsites) 27

III.5. Les schistes verts à grenat 30

III.6. Les alternances quartzite à magnétite et schiste vert 31

III.7. Les épiclastites 31

III.8. Les filons de quartz 33

III.3. Conclusion a l'étude pétrographique et lithologique de la ceinture d'Aouéouat 34

CHAPITRE IV: Rappels sur Les formations de fer rubanés (BIF) 36

IV.1. Introduction 37

IV.2. Généralités sur les BIF 37

IV.2.1. Définition 37

IV.2.2.Classification des BIF 39

IV.2.3.Modèles génétiques 40

IV.3. Les BIF de la ceinture d'Aouéouat 41

CHAPITRE V: Etude métallographique 43

V.1. Les travaux antérieurs 44

V.2. Etude métallographique 45

V.2.1. Les BIF 45

V.2.2. Les métafelsites 46

V.2.3. Les filons de quartz 48

V.4. Conclusion a l'étude métallographique 51

Conclusion générale 53

Bibliographie 56

Tables des matieres 59

LISTE DES FIGURES:

Figure 1: Représentation simplifiée de l'Afrique et de ses quatre cratons précambriens 8

Figure2: Schématisation montrant les grands ensembles géologiques de l'Afrique de l'ouest
10

Figure 3 : Unités lithosratigraphiques de la dorsale Reguibat (modifiée d'après Bronner et al.,
1992) 15

Figure 4 : Carte géologique de la région de Tasiast-Tijirit (carte de Chami) 19

Figure 5: Schématisation, faite à partir de corrélation entre les données des sondages carottés, montrant que la ceinture d'Aouéouat est limitée à l'est et à l'ouest par un cisaillement à composante dextre. A droite ensemble de coupes est-ouest du sillon d'Aouéouat à 1/10 000 ; à gauche la colonne lithologie d'Aouéouat (modifié d'après rapport Normandylasource in El Hadj, 2002) 22

Figure 6: Carte géologique de la région de Tasiast montrant que les anomalies aurifères sont associées avec les formations de fer rubanées au quartzite ferrugineux (d'après rapports Normandylasource in El Hadj, 2002) 23

Figure 7: Schéma qui montre l'enrichissement latérale en fer avec la diminution de la
profondeur, dans un bassin isolé et profond (d'après James, 1954 in El hadj, 2002 ). 38

Figure 8 : diagramme de stabilité des espèces minérales ferrifères : l'hématite (oxydes), la
sidérite (carbonates) et la pyrite (sulfures) en fonction de variation de Eh-pH, (d'après
Krumbein et Garrels, 1952 in El hadj, 2002 ). 39

Figure 9 : Diagramme illustrant les environnements sédimentaires et tectoniques des
différents types de BIF et l'importance de gisements de type Lac supérieur (in Kassel, 2007).
40

LISTE DES PHOTOS:

Photo 1: microphotographie en LPA de métafélsites (à G. 40 X) montrant la matrice
constituée de quartz, muscovite et plagioclase. La schistosité (S0-S 1) est soulignée par
l'alternance des lits parallèle de quartz. 27

Photo 2 : photo en LPA (à G. 40 X) montrant les petites zones d'étirement qui renferment des
microcristaux de quartz, de calcite, de plagioclase et d'opaques. 28

Photo 3: photos en LPA (à G. 40 X) montrant: à gauche deux cristaux de plagioclase en
cours de transformation en calcite: à droite un cristal de tourmaline associé à des cristaux de
quartz, de calcite et de plagioclase. 28

Photo 4: photos en LPA (à G. 40 X) montrant: à gauche l'augmentation de la taille de
cristaux de quartz en se rapprochant de la calcite; à droite l'intersection S1-S2 marquée par
l'intersection entre les niveaux quartzeux. 29

Photo 5: photo en LPA (à G. 40 X) montrant un cristal de calcite de grande taille dans lequel
sont inclus des petits cristaux de quartz. 29

Photo 6 : photo en LPNA (à G. 40 X) montrant la matrice, des schistes verts, riches en mica,
biotite et en quartz; la schistosité cette fois est marquée par les niveaux à biotite, mica et à
quartz. 30

Photo 7 : photo en LPNA (à G. 40 X) montrant un cristal de grenat dans une matrice à mica et
àbiotite. 30

Photo8: matrice des alternances en LPA (à G x 2,5) montrant des minéraux translucides
(grunérite, biotite, quartz) se disposent d'une façon sécante à S0S1 (El Hadj, 2002) 31

Photo 9: photo en LPNA (à G. 40 X) des épiclastites montrant une matrice constituée pour
l'essentiel de clastes de quartz de taille différente cimentés par cristaux de biotites et de
chlorite 32

Photo 10 : photo en LPNA (à G. 40 X) des épiclastites montrant un claste de quartz fortement
structuré. 32

Photo 11: photo en LPA (à G. 40 X) des filons de quartz montrant deux générations de
quartz : quartz de grande taille et un quartz de petite taille 33

Photo 12: photo en LPNA (à G. 40 X) montrant que l'assciation quartz de petite taille et les
opaques est exclusivement localisée dans les microfissures qui affecte les grands cristaux de
quartz. 33

Photo 13: Echantillon de BIF provenant de la ceinture d'Aouéouat qui montre l'alternance
millimétrique de lits de magnétite (sombres) et de lits siliceux (clairs) 37

Photo 14 : photos en lumière réfléchie montrant en: (A) une chalcopyrite (G x 20) dans une
zone d'altération à magnétite; (B) une chalcopyrite (G x 50) partiellement transformée en
covellite. 45

Photo 15: photos en lumière réfléchie montrant en : (A) des cristaux de pyrrhotite
subautomorphes (G x 5) a points triples, dans lesquels sont inclus des cristaux de magnétite;
(B) des grains d'or (G x 50) et un cristal de pyrite inclus dans les lits riches en magnétite. ... 46

Photo 16: photos en lumière réfléchie montrant en :(A) des cristaux automorphes de
pyrrhotite contenant de la magnétite (G x 20); (B) cristal automorphe zoné de magnétite
transformé en hématite et renferme un cristal de quartz automorphe (G x 10). 47

Photo 17: photos en lumière réfléchie montrant en: (A) un cristal subautomorphe de
pyrrhotite et des cristaux de chalcopyrite disséminés dans la matrice (G x 20); (B) cristal de
chalcopyrite totalement transformé en covellite lamellaire (G x 10). 47

Photo 18 : photos en lumière réfléchie montrant en: (A) un cristal d'arsénopyrite (G x 20) en inclusion dans une magnétite xénomorphe; (B) un cristal d'arsénopyrite (G x 20) en inclusion avec la magnétite dans un cristal de pyrrhotite; (C) un grain d'or avec ses stries caractéristiques inclut dans la magnétite (G x 20). 48

Photo 19: (A) montrant de grands cristaux de quartz (première génération) avec une inclusion d'or de la première génération et le remplissage de microfissures par la seconde génération de quartz et de minéraux opaques indéterminés; (B) grains d'or de la première génération (Gx50) ;(C) cristal d'hématite associées avec les cristaux de quartz de la deuxième génération. 49

Photo 20 : photos en lumière réfléchie montrant en: (A) cristal hématite associé avec les petits cristaux de quartz (Gx50); (B) le même cristal d'hématite en Nicole croisé où les réflexions internes rougeâtres à brunâtres caractéristiques de l'hématite sont clairement visibles(Gx50). 50

Photo 21: photo en lumière réfléchie montrant un grain libre d'or inclus dans les microfissures à remplissage de quartz et minéraux opaques indéterminés (G x 50) 50

ABREVIATIONS DES MINERAUX UTILISES DANS LE TEXTE:

qtz -)quartz

kf-) feldspath potassique

pl-) plagioclase opx-) orthopyroxène

bt-) biotite

cpx-)clinpyroxène amph -)amphibole grt-) grenat

sill-) sillimanite graph -)graphite fo -)forrestérite spn-) spinelle

hbl -)hornblende ept -)épidote

ab -)albite

chl-) chlorite

tlc-) talc

srp-)serpentine tr -)trémolite

AUTRES ABREVIATIONS:

BIF : Banded Iron Formations

BRGM : Bureau de Recherches Géologiques et Minières (France) WAC : West Africain Craton