UNIVERSITE ~*
UNIVERSITE C.A. DIOP DE DAKAR
DE NANCY 1
THESE
Présentée à
la Faculté des Sciences et Techniques de L'Université C.A.Diop de Dakar
pour obtenir le grade de Docteur ès Sciences Naturelles
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Papa Moussa NDIAYE
EVOLUTION AU PROTEROZOIQUE INFERIEUR DE LA REGION
EST - SARAYA (CRATON DE L'AFRIQUE DE L'OUEST, SENEGAL-MALI).
TOURMALINISATIONS, ALTERATIONS HYDROTHERMALES ET
MINERALISATIONS ASSOCIEES
Soutenue publiquement le 2 décembre 1994 devant la Commission d'Examen
MM
DIA
Ousseynou
Université C.A.Diop de Dakar
Président
ROCCI
Georges
Université de Nancy 1
Rapporteur
GUILLOU Jean-Jacques
Université de Nantes
Rapporteur
DIA
Abdoulaye
Université C.A.Diop de Dakar
Rapporteur
SEDDOH
Fofoli Komlavi Université du Bénin (Lomé)
Examinateur
CAMIL
Jean
Université d'Abidjan
Examinateur
DIALLO
Dinna Pathé Université C.A.Diop de Dakar
Examinateur

1
1'ABLE DES MATIJEJRJE§
- Avant propos
6
- Résumé
8
IPREMIERE PARTIE - INTRODUCTION GENERALE
1- Objectifs et plan du mémoire
11
11- u cadre géographique
11
III- U contexte géologique
15
III-1-u craton Ouest africain
15
1II-2-u Birimien
16
1II-3- Les formations birimiennes de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba.
20
ID-3-1- u supergroupe de Mako
20
ID-3-2- u supergroupe de Dialé-Daléma
20
DEUXIEME PARTIE - CARACTERISATION DES GRANDS ENSEMBLES
LITHOLOGIQUES
CHAPITRE 1- L'ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire
27
1- Introduction
27
11- Lithologie et pétrographie
28
II-1- Les roches à dominante sédimentaire
28
II-1-1- Les quartzites
28
II-1-2- us cipolins
32
II-1-3- us grès
35
II-l-4- Les conglomérats
39
II-2- us roches à dominante volcanosédimentaire
.47
II-2-1- Les tufs épiclastiques homogènes
.47
II-2-2- Les tufs rubanés recristallisés
50
ID- us déformations
51
III-1- us données de la littérature
51
ffi-2- Les structures souples
54
ill-2-1- Les observations de terrain
54
ill-2-2- Les observations microscopiques
55
ffi-3- us structures cassantes
58
.,

2
IV- Caractères géochimiques sommaires des roches à dominante
volcanosédimentaire
59
IV-1- Degré de mobilité des éléments
59
IV-2- Distribution des éléments
59
IV-2-1- us éléments majeurs
59
IV-2-2- us éléments en trace
60
IV-2-3- us terres rares
61
IV-3- Affinité magmatique des roches à dominante volcanosédimentaire
61
V- Contexte géodynamique des roches à dominante volcanosédimentaire
61
CHAPITRE 2 - Les ensembles magmatiques..........•.•.•...•....•.....•.....••....•....•..•.....•....•81
1- Le complexe volcanique et hypovolcanique
82
1-1- Caractères lithologiques
83
1-2- Caractères pétrographique
83
1-2-1- us roches volcaniques
83
1-2-2- us roches hypovolcaniques
87
1-3- Etude géochimique
95
1-3-1- Degré de mobilité des éléments
95
1-3-2- Caractérisation
103
1-3-3- Détermination du contexte géodynamique
111
1-3-4- Essai de Pétrogénèse du volcanisme andésitique
118
II- Les roches plutoniques
133
II-1- Pétrographie et géochimie
133
II-1-1- Pétrographie
133
II-1-2- Caractères géochimiques
139
ll-1-3- Les données géochronologiques
158
II- 2- Pétrogénèse et évolution des granitoïdes
159
II- 2-1-Identification du processus pétrogénétique
159
II- 2-2- u matériel source
160
II- 2-3- u liquide primaire
163
CONCLUSION SUR LA DEUXIEME PARTIE
177
TROISIEME PARTIE - LA TOURMALINISATION.
1- Introduction
183
ll- La tourmaline dans les roches volcanosédimentaires et sédimentaires
184
II-1-us tufs à ciment de tourmaline
184
II-1-1-Les tufs tendres
185

3
11-1-2- Les tufs compacts
<~.,
190
11-2- Les conglomérats à ciment de tourmaline
192
11-2-1- Le conglomérat de la piste Karakaène-Moussala
193
11-2-2- La brèche tourmalinisée de la Falémé
194
11-3- Les tourmalinites rubanées de Gamaye
194
11-4- Le niveau de tourrnalinite interstratifié dans les micaschistes de Wassangara.194
11-5- La tourmaline disséminée dans les micaschistes de Wassangara
195
111- La tourmaline dans les roches magmatiques
196
111-1- La tourmaline disséminée dans les granites
196
111-2- La tourmaline dans les aplites et les pegrnatites
195
111-2-1- L'aplite a nodule de tourmaline de la granodiorite de Boboti
195
111-2-2- Pegmatites à tourmaline des micaschistes de Wassangara
196
111-3- Les fIlons de quartz à tourmaline
196
111-4- La tourmaline en veinule et en sphérules disséminées dans les albitites
197
IV- Etude chimique des tourmalines
197
IV-1- Procédures analytiques
197
IV-2- Rappels cristallographiques
198
IV-3- Résultats des analyses
:
198
IV-3-1- Remarques générales
200
IV-3-2- Variation chimique et caracrérisation des sept familles de
tourmaline
200
IV-3-3- Discussion- Genèse des tourmalines
206
IV-1-4- Conclusion
212
QUATRIEME PARTIE· LES ALTERATIONS HYDROTHERMALES.
1- Localisation spatiale des altérations
225
11- I..a chloritisation
227
11-1- Les chlorites secondaires issues des minéraux ferromagnésiens des laves
227
11-2- La chlorite en association avec la calcite dans les albitites mélanocrates
227
11-3- La chlorite provenant de la destabilisation des amphiboles
dans les microdiorites
229
11-4- La chlorite dans les veinules d'albïtite et dans les microfractures
229
II-5- Conclusion
231
III- La muscovitisation
231
III-1- Caractérisations texturales et minéralogiques
231
III-1-1- Les micas blancs associés aux chlorites
231
III-1-2- Les micas blancs des plagioclases destabilisés
232
III-2- Nommenclature
232

4
IV- L'albitisation
236
V- La silicification
236
VI- La carbonatation
236
VII- La biotitisation
237
VIII- Synthèse
240
IX- Conclusion
240
CINQUIEME PARTIE - LES MINERALISATIONS ET LES FILONS
DE PALEOSURFACE
CHAPITRE 1- Généralités sur l'or de l'Afrique de l'Ouest.
257
1- Introduction
257
11- Les travaux récents du Bureau de Recherches Géologiques et Minières
258
CHAPITRE 2 - Vecteurs de l'or primaire: étude des pyrites aurifères
261
1 - Introduction
261
II - Condition d'analyses
262
ID - Etude des pyrites aurifères
262
III-1- Pyrite à or visible
262
lll-I-I- Dans les veines de quartz des albitites de Bantanko
263
lll-I-2- Dans les filons de quartz de Garabouréa
266
111-2- Pyrite à or non exprimé
268
lll-2-1- Dans les quartzites de Kafori
268
lll-2-2- Dans les cherts tufacés de Bantanko
269
lll-2-3- Dans les tufs épiclastiques grossiers
270
ill-2-4- Dans l'albitite pyritisée du Sud de Moussala-Mahina Mine
271
111-3- Autres cas de pyrites aurifères non confirmés
272
lll-3-1- Dans les quartzites associées aux albitites
272
lll-3-2- Dans les tufs albititiques de la rivière Boboti
272
III-3-3- Dans les filons de quartz associés aux tufs de
Moussala Mahina-mine
272
IV-Conclusions
272
CHAPITRE 3 - L'or alluvionnaire et colluvionnaire ....................................•......274
1- Aperçu sur l'historique des travaux de prospection d'or alluvionnaire au Sénégal
oriental
274
1-1 - Techniques traditionnelles d'exploitation
274

5
1-2 - Les travaux officiels de prospection
276
11- Méthodologie
278
111- Situation géologique, cadre gîtologique
278
111-1- Le secteur de Boféto-Sansamba
278
TII-l-l-u secteur de Bofeto
279
TII-2-2- Le secteur de Sansamba
280
TII-2-3- Le secteur de Karakaène
283
TII-2-l- Le secteur de Garabouréa
284
111-2- Le secteur de Kérékunda
285
TIl-2-1- Morphologie des particules
285
TIl-2-2- Chimisme de l'or
286
IV- Conclusion - u problème de la présence de chlore
286
CHAPITRE 4 - Source et héritage de l'or dans la région étudiée.............•.•.....311
1- Introduction
311
1-1- Aperçu sur les modalités des héritages par voie détritique au cours des temps
géologiques
311
1-2- us green-stones belts comme source de l'or
.3l1
1-3- L'or concentré dans les gisements primaires
.311
TI- Distribution de l'or dans les minéraux et dans les roches d'après la liuérature...312
ITI- Distribution de l'or dans les roches de la région étudiée
.315
TII-l- Méthodologie
315
111-2- Résultats
315
IV- Distribution de l'or en dehors de la région étudiée: le Supergroupe de
V- Comparaison de la distribution de l'or dans les fonnations étudiées aux données de la
liuérature
320
CHAPITRE 5- Les filons de paléosurface et l'uranium..•••••.•.......•.•..•...........•...323
SYNTHESES ET CONCLUSIONS GENERALES
333
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
.351
LISTES DES HGURES
367
LIS'fE DES TABLEAUX
370
LIS'fE DES PLANCHES PHOTOGRAPIllQUES
.372
ANNEXES

6
Le tavail pésenté dans ce mémoire est le résultat d'une entreprise personnelle mais aussi
l'aboutissement de diverses formes de collaborations. Il m'est agréable de remercier toutes les
personnes qui ont, de loin ou de près, contribué à sa réalisation par leur participation ou leur
suggestion.
Mes remerciements vont tout d'abord aux autorités sénégalaises et françaises car sans
leur aide ce travail n'aurait vu le jour.
Je remercie très chaleureusement Monsieur A. Cournut de la Compagnie Générale des
Matières Nucléaires (COGEMA) qui, en 1984 et en accord avec Monsieur JJ. Guillou avait
impulsé mes travaux de terrain en acceptant de mettre à ma disposition d'importants moyens
sans lesquels mes premières missions de cartographie ne seraient possibles. Je tiens à exprimer
ma profonde gratitude à Monsieur Guillou qui m'a fait partager son expérience scientifique. Il
n'a cessé tout au long de ce travail de me guider et de m'encourager.
Ce travail s'inscrit dans le cadre de la Convention de Coopération entre l'Université de
Nancy 1 (Laboratoire de Pétrologie) et l'Université Cheikh Anta Diop de Dakar (Département
de Géologie-Institut des Sciences de la Terre). Je remercie vivement Messieurs les Professeurs
G. Rocci et O. Dia et Monsieur A. Dia qui ont géré cette convention et qui n'ont ménagé aucun
effort pour que je puisse bénéficier de l'importante aide matérielle qui a rendu possible
l'essentiel de mes travaux analytiques.
Mon travail ne serait arrivé à terme si je n'avais pas bénéficié des moyens considérables
mis également à ma disposition dans le cadre l'Accord de Coopération entre l'Université de
Trente et l'Université Cheikh Anta Diop de Dakar. Je me dois de témoigner ma reconnaissance
à Messieurs O. Dia, A. Dia et A. Fuganti pour avoir initié cette coopération.
Je n'oublierai pas l'acceuil que m'ont réservé Monsieur le Professeur J.P.Perthuisot et
Monsieur JJ. Guillou à la Faculté des Sciences de l'Université de Nantes où j'ai bénéficié de
l'appareillage très performant du Service Commun d'Analyse.
C'est avec un immense plaisir que j'adresse ma profonde gratitude à Monsieur le
Professeur G. Rocci. C'est aussi un grand honneur pour moi de lui exposer ce travail, car son
autorité scientifique en fait un arbitre incontesté. Il m'a fait profiter de son érudition, de sa
grande expérience et m'a prodigué ses conseils à l'occasion de discussions suscitées par la
lecture de mon manuscrit.
Je remercie Monsieur le Professeur o. Dia Directeur de l'Ecole Polytechnique de Thiés
d'avoir accepté de présider ce Jury. Tout au long de ce travail, j'ai bénéficié de ses conseils et
de son encouragement.

7
Je suis profondément reconnaissant à Monsieur A. Dia Directeur de L'Institut des
Sciences de Terre, Chef de l'Equipe Sénégal Oriental qui a corrigé avec dilligence ce mémoire.
Je le remercie également pour son aide matériel et moral.
Ma profonde gratitude va également au Département de Géologie et à son Chef Monsieur
A. Ly pour l'aide matériel et les encouragements.
Je remercie Messieurs les Professeurs FX. Seddoh et J. Cami! d'avoir accepté de juger
ce mémoire.
Mes remerciements vont aussi à l'Equipe Clermontoise, particulièrement à Monieur Y.
Vialette pour avoir accepté de réaliser les datations (Rb/Sr) sur les granitoïdes et à Messieurs
C. Moreau et J.P. Bassot pour leurs conseils très fructueux.
Merci à tous mes camarades de la jeune Equipe du Sénégal Oriental. J'ai si largement
profité des réunions scientifiques que nous avons régulièrement organisées sous la Direction de
Monsieur A. Dia, qu'il peuvent à juste titre revendiquer une partie de ce travail. Je citerai D.P.
Diallo, E. Dioh, P.M. Ngom, S. Wade, et M. Sylla.
Que l'ensemble du Personnel du laboratoire de Matières Premières de L'Université de
Trente trouve ici mes sincères remerciements. Mon amical souvenir va à Vigna, Bazzanella,
Dicorrado, Chiara...
Je n'oublierai pas le dévouement avec lequel m'a servi mon personnel lors de mes
différentes missions de terrain. Je remercie particulièrement L. Django et L. Cissokho.
A toutes les autres personnes que je n'ai pas citées et qui ont participé à la réalisation de
ce mémoire j'adresse mes vifs remerciements.
Je ne saurais oublier l'aide et le soutien apportés par mes parents et mafemme à qui je
dédie ce travail.

Le supergroupe de Dialé-Daléma dans la région étudiée (Domaine Est-Saraya) est formé d'un ensemble
sédimentaire et vo1canosédimentaire (quartzites, cipolins, grès, conglomérats, tufs épiclasLÏques) dans lequel s'est
mis en place un important complexe magmatique qui comprend des roches plutoniques (granodiorites et granites),
hypovolcaniques (microdiorite, microgranodiorites, albiLÏtes) et volcaniques laviques (IIachyandésites,
rhyodaciles) el pyroclasliques.
Les roches à dominante volcanosédimentaire présentent des affinités lholéitiques ou calcoalcalines. Elles
proviendraient au moins en partie de la destrucLÏon des accumulalions volcanodétritiques d'arrière-arc du
supcrgroupe de Mako, mises en évidence par Dia, 1988 et Diallo, 1994.
Les roches volcaniques, hypovolcaniques et pluLOniques seraient issues de magmas cogénétiques. Les
volcanites et hypovolcanites sont d'affinité calcoalcaline, et présentent des caractérisLÏques de laves orogéniques.
Les laves andésiliques montrent des ressemblances avec les andésites des marges continentales. Les magmas qui
les ont générés semblent avoir subi l'influence d'une croûte continentale, ce qui se marque par l'absence de termes
basaltiques et par une contaminaLÏon (importance de Rb, Sr el Ba).
Les plutonites présentent les caractéristiques des granitoïdes des zones de collision et comme les roches
volcaniques et hypovolcaniques, elles ont une signature de lignée calcoalcaline. Leur composition en terres rares
les rapproche des granitoïdes archéens de Finlande. Elles ont, globalement, les caractéristiques des granitoïdes de
type J, avec notamment un rapport initial de strontium bas, de l'ordre de 0,7026 ± 0,0005, qui leur confère une
origine mantellique. Les données géochronologiques (Rb/Sr) obtenues sur les plutonites indiquent un âge de mise
en place aux alentours de 2008 ± 16 Ma. Cet âge est postérieur à ceux obtenus par Bassot et Caen-Vachette (1984),
Dia (1987) et Boher (1991) sur des granitoïdes du supergroupe de Mako (2.150 Ma), ce qui confirme l'antériorité
de ces derniers.
.
Ce complexe volcanoplutonique calcoalcalin pourrait être généré par la subduction d'une croûte océanique
avec une poussée dirigée vers le SE. Le supergroupe de Mako situé plus à l'Ouest serait-il le témoin non subducté
de cette croûte?
D'importantes concentrations stratoïdes de tourmaline ont été identifiées dans la région étudiée. La mise en
place du bore est largement antérieure à celle du plutonisme intrusif. Par contre un volcanisme orogénique précoce,
subaérien et contemporain du dépôt des roches volcanosédimentaires, aurait eu un rôle thermique intéressant en
déplaçant un stock boré hypogène vers la surface par des activités hydrothermales de type phréatique. Une telle
localisation paléogéographique de ce volcanisme s'accorderait bien avec la mise en évidence de trace d'évaporite
(minéraux chlorés), le bore se fixant précocement dans un milieu lagunaire littoral (paralique) sursalé, dans le
ciment des accumulations volcano-délritiques.
Les phénomènes d'altération qui peuvent accompagner l'or ont affecté l'ensemble régional, en particulier les
roches volcaniques. Ils se marquent pour l'essentiel par: 1)- une chloritisation des minéraux ferromagnésiens, sans
doute des pyroxènes à l'origine. Cette altération est parfois accompagnée d'un développement de phengite, de
carbonate (calcite, ankérite), parfois d'albite ou de quartz.. 2)- une albilisaLÏon des plagioclases, accompagnée par la
forrnaLÏon de phengite et de carbonate (calcite). 3)- ces phénomènes vont de pair avec une circulaLÏon de fluides
dans les microfissures, ce qui provoque une biotitisation, un dépôt de silice el de carbonates (surtout calcite), elle
développement des associaLÏons suivantes: albite ou quartz ± mica blanc; et calcite ± quartz ± micas blancs.
L'or présent dans les formaLÏons décrites suit toute l'évolution géologique régionale, apparaissant avec les
rochesmafiques et ultramafiques (supergroupe de Mako), à une époque géologique où ce métal semble
particulièrement abondant Il va être remobilisé à partir de cette situaLÏon originelle, en quittant son support
magmatique par le biais de différents phénomènes hydrolherrnaux successifs. A partir de circuits convectifs
classiques relayés par des phénomènes plus superficiels, il est ainsi redislIibué dans les sédiments
volcanodétritiques peu évolués et dans certains quartzites, puis plus tard, revenu en profondeur par enfouissement,
il sera remobilisé dans les systèmes de type shear-zones.
Aprés les mouvements éburnéens, cet or sera peut-être rémobilisé dans la paléosurface post-birimienne,
comme l'est le fer des gisements de la Falémé, et surtout l'uranium des anomalies du massif de Saraya. En effet,
comme dans le cas du Canada, ces phénomènes paIéopédologiques protérozoïques ont certainement un rôle capital
dans la reconcentraLÏon de l'uranium, dont la prospection à l'échelle de tout l'Ouest africain doit être reprise sur
cette nouvelle donne.
Enfin, cette paléosurface, exhumée au Quaternaire (et jusqu'ici considérée comme la "surface du
Quaternaire moyen"), sera de nouveau soumise aux differents processus superficiels. De ce fait elle va cette fois
intéresser la géochimie del'or. C'est le départ de tous les processus d'enrichissement à partir des nombreux types
de gisements primaires que nous avons étudiés, sinon mis en évidence. A partir de cette nouvelle mobilisation
pédologique, l'or va,se redistribuer de proche en proche jusqu'aux grands placers éluviaux. et alluviaux en
exploitaLÏon.
"

9
PREMIERE PARTIE INTRODUCTION
GENERALE
- Objectifs et plan du mémoire
- Cadre géographique
- Contexte géologique

Il
1- Objectifs et plan du mémoire
Dans le cadre d'une thèse de doctorat troisième cycle soutenue en 1986 nous avions étudié
le supergroupe de Dialé-Daléma dans la région de Missira-Wassangara-Frandi. Nous nous
proposons dans ce présent mémoire d'étendre ce travail dans la région sud communément
appelé domaine Est-Saraya. Le premier objectif visé est d'apporter nôtre contribution à la
connaissance de la géologie dans l'ensemble de la province birimienne en particulier sur la
lithologie et sur la reconstitution de la paléogéographie du magmatisme calcoalcalin. Le
deuxième objectif est d'essayer de comprendre le cycle de l'or dans l'évolution géologique
régionale.
Le mémoire est subdivisé en cinq partie:
- la première partie est consacrée à des généralités qui situent le cadre géographique et le
contexte géologique de la région étudiée;
- la deuxième partie met l'accent sur" la lithologie et sur les caractères pétrographiques,
géochimques et isotopiques des formations. Les résultats obtenus vont permettre de faire des
propositions en ce qui concerne l'évolution géodynamique de la région étudiée;
- l'étude de la tourmalinisations est abordée dans la troisième partie;
- la quatrième partie est consacrée aux importants phénomènes d'altération qui affectent
l'ensemble des formations en particulier les roches volcaniques. Il s'agit pour l'essentiel des
phénomènes de chloritisation , de muscovitisation, d'albitisation de silicification, de
carbonatation et de biotitisation;
- enfin la cinquième partie aborde les minéralisations aurifères primaires et secondaires
(col1uvionnaires et alluvionnaires).
Des conclusions sont ensuite proposées sur les sources et les héritages possibles de l'or du
supergroupe de Dialé-Daléma et sur les relations de ce métal avec les gisements de fer et
d'uranium.
II· Le cadre géographique
La zone étudiée se trouve pour l'essentiel dans la région adminitrative de Tambacounda
(ex-région du Sénégal oriental).Plus précisément, elle se situe dans l'arrondissement de Saraya
qui fait partie du Département de Kédougou (fig.I-1A et Fig. I-IB).

12
SITIJATION DE LA
REGION ETIJDIEE
NG
125Km.
1 MAURITANIE 1
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Fig.f-J A- Situation géographique de la région étudiée.

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Fig. f-1C- Région de Missira-Wassangara-Frandi (Ndiaye, 1986)
Cette région est située immédiatement au nord de la zone étudiée dans ce présent
mémoire. Dans l'optique d'un travail plus exhaustif, des prélèvements d'échantillons y
ont été effectués, notamment dans le massif de Moussala et les roches tourmalinisées du

secteur de Wassangara-Moussala.
1 : tufs schistosés .. 2 : tufs acides à ciment de tourmaline, roches carbonatées;
4 : micaschistes avec quelques intercalations de quanzites et de grauwackes ;
5 : granodiorite de Moussa/a; 6 : granodiorite de Balangouma; 7 : granite de Saraya;
8 : diorite; 9: microtonalite de Bomadigui; 10 : microleucodiorite de Daorola;
Il : filon de pegmatite et d'aplite; 12 : direction et pendage de la schistosité et de la
foliation.

15
Cette zone qui s'étire selon une direction N-S depuis la région de Frandi-Kolia jusqu'aux
falaises de grès horizontaux des premiers contreforts du Fouta Djalon, est limitée à l'Ouest par
le granite de Saraya et à l'Est par la rivière Falémé. La partie Sud-Ouest se poursuit aux confins
maliens dans la région de Gamaye-Moussala.
Afin de faire des comparaisons, des prélèvements de faciés tourmalinisés (voir troisième
partie de ce mémoire) ont été effectués dans le secteur situé immédiatement au nord de la zone
étudiée. Il s'agit du secteur de Missira-Wassangara-Frandi (fig I-IC) que nous avons étudié
dans le cadre d'une thèse de Doctorat 3ème cycle (Ndiaye, 1986).
L'ensemble de la zone est recouverte d'importantes cuirasses latéritiques qui lui confèrent
un relief particulier comportant des plateaux tabulaires limités de bords abrupts déchiquetés qui
rendent difficiles l'accés par véhicaules motorisés.
Le relief est également accidenté de·collines de fer qui séchelonnent sur plus de 45km
entre Karakaène au nord et le Mont Koudékourou au sud. Ces colline sont visibles même de
loin du fait de leur hauteur (300m pour le Mont Koudékourou qui atteint l'altitude absolue de
450m).
La savane arbustive ou boisée caractérise la région étudiée. Le tapis herbacé très dense en
début de saison sèche disparaît dès le mois de janvier à cause des feux de brousse.
Les principales ethnies sont: les Malinkés, les Dialonkés, les Diakhankés et les Peulhs.
Leurs principales sources de revenues reposent sur l'agriculture, l'orpaillage et très
accessoirement l'élevage des bovins et la pêche.
III- Le contexte géologique général
111-1- Le craton Ouest-africain
En 1964 et 1965, G. Rocci a proposé un schéma structural de l'Afrique (Fig. 1-2A). Ce
continent serait essentiellement composé de cratons qui sont, du Sud au Nord, puis d'Ouest en
Est, le craton du Kalahari, le craton du Congo, le craton ouest-africain, et un supposé craton
nilotique. Ces blocs sont constitués de roches cristallophylliennes et sont séparés par des
ceintures de type zones mobiles.
Le domaine qui nous concerne se situe dans le craton ouest-africain. Ce bloc est limité au
Nord par l'Anti-Atlas, à l'Est par la zone mobile centre-africaine; à l'Ouest, il est séparé des
Mauritanides-Rockellides par une zone mobile panafricaine (fig.I-2B). Sur une immense partie

16
de sa superficie il est masqué par des formations de couverture d'âge protérozoïque supérieur à
paléozoïque. Il s'agit en particulier des bassins de Tindouf au Nord et de Taoudéni au Sud.
A l'intérieur de ce craton, le socle précambrien se présente en trois unités:
- au Nord, la dorsale Réguibat;
- au Sud, la dorsale de Man (encore appelé Kénéma-Man), formée d'un noyau
archéen dans sa partie S-W et d'un domaine protérozoïque à reliques d'Archéen, appelé domaine
Baoulé-Mossi;
- entre ces deux dorsales, des formations plus récentes masquent le socle tectonisé,
sauf dans les boutonnières de Kédougou-Kéniéba et de Kayes où il affleure largement.
Deux phases orogéniques principales caractérisent l'évolution du Précambrien Inférieur du
craton ouest-africain:
- l'orogénèse libérienne, présumée entre 2,9 à 2,6 Ga, qui a affecté les formations
archéennes dans la dorsale de Réguibat et de Léo (Kénéma-Man);
- l'orogénèse éburnéenne qui s'étend de 2,2 à 1,6 Ga. Elle affecte les formations
birimiennes qui affleurent dans le vaste domaine Baoulé-Mossi. Celui-ci est formé de la
Guinée, du sud du Mali, de la Côte d'Ivoire, du Ghana, du Burkina Faso, du Niger et du nord du
Togo. Cet événement s'est aussi étendu aux boutonnières de Kayes et de Kédougou-Kéniéba et
à la partie orientale de la dorsale Réguibat (domaine Yetti eglab)
111-2- Le Birimien
Les formations birimiennes ont été définies pour la première fois dans la région de la
rivière Birim au Ghana par Kitson (1928). Ces formations ont été subdivisées ultérieurement
par lunner (1935) en:
- Birimien inférieur qui est un ensemble à dominante sédimentaire formé de schistes,
méta-argilites, tufs et grauwackes. Cet ensemble est recoupé par des granites. Il présente une
foliatiation synchrone d'un métamorphisme qui atteind des degrés de haute température et
moyenne pression (Junner,1935) ;
-Birimien supérieur, qui est formé de volcanites et de pyroclastites.
Ce premier découpage stratigraphique n'a pas été étendu au Sénégal, où, l.P.Bassot (1963)
avait
proposé
une
succession
qui
commence
par
des
roches
volcaniques
et
volcanosédimentaires et qui se termine par des formations à dominante sédimentaire. C'est cette
dernière conception qui a été admise en Côte-d'Ivoire par B.Tagini (1971).

17
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Fig. /-2A - Structure d'ensemble de l'Afrique (G. Rocci, 1965).
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Fig.1-2B - Esquisse géologique du craton de l'Afrique de l'Ouest (in Amah Sala 1991)

18
Par la suite Kesse (1985) et le B.R.G.M. (1986, 1989), proposèrent une redéfinition du
Birimien, le premier à partir d'une synthèse de différents travaux (Junner (1935) ; Dabowski
(1972) ; Cornélius (1974) ; Asihène et Banning (1975) ; Senger (1978); Kesse (1985, 1986) ; in
Milési et al.(1989)}, le second sur la base d'arguments qui sont pour l'essentiel structuraux et
radiogéniques. La nouvelle succession lithostratigraphique adoptée pour l'ensemble du craton
ouest-africain est la suivante:
- un ensemble BI essentiellement flyschoïde, qui serait affecté par trois phases de
déformation. Une première phase (Dl) tangentielle, et deux phases (Dl et D2) transcurrentes.
Cet ensemble débute par des volcanites et plutonites basiques tholéiitiques qui ont été
reconnues en Côte d'Ivoire dans la région d'Ity-Toulepleu et de Ziemougoula. Elle se poursuit
par une séquence argileuse et silto-gréseuse avec des intercalations de quartzites, arkoses,
grauwackes et conglomérats. Cette séquence est surmontée par des grès et conglomérats à
tourmaline, ainsi que par des carbonates.
- un ensemble lithostratigraphique B2,
à dominante volcanique. Des
roches
volcanosédimentaires s'y associent. Il s'y intercale des formations fluviodéltaiques d'aspect
analogue au Tarkawaien du Ghana. Cet ensemble serait seulement affecté par 2 phases de
déformation transcurrentes (Dl et D2).
Toujours selon Milési.et al.(1989), le cycle métallogénique éburnéen, riche en or et en
métaux de base, s'étendrait sur une période de 150 Ma avec:
1)- une première période à l'époque du dépôt du BI; des minéralisations stratiformes à
Mn, Fe, Au, Zn-Ag se mettent en place vers 2150 Ma au sommet de la pile lithologique. Cette
période s'achève par les minéralisations aurifères des conglomérats tarkwaiens.
2)- La seconde période métallogénique tardi-orogénique apparaît avec les derniers stades
cassants des tectoniques Dl et D2. Elle est marquée par des minéralisations mésothermales :
colonnes à arsénopyrite aurifère disséminée, puis filons de quartz à or natif et paragénèse à Cu-
Pb-Zn-Ag-Bi, datés à environ 2001 Ma.
Cette nouvelle conception du Birimien appelle un certain nombre de commentaires:
1)- Le Birimien tel qu'il a été défini au Ghana par Kitson (1928), n'est pas directement
corrélable avec les formations considérées birimiennes dans le reste de l'Afrique de l'Ouest
(Cahen, Snelling et al., 1984 "in Lemoine, 1988").
2)- Les roches volcaniques et plutoniques de nature tholéiitique observées en Côte
d'Ivoire à la base du Birimien inférieur et qui sont surmontées par les formations flyschoïdes,
font penser à la succession proposée par Bassot,(1963) et B.Tagini,(1971).

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Vachette, 1984; Pons et al., 1992) (légèrement modifié). ] à 7 : Protérozoique
inférieur. 8: Protérozoïque supérieur.]: roches volcaniques basiques; 2: roches
volcaniques andésitiques, niveau.x cherteux et graphiteux
" 3: roches de type jlysch:
grès à argilites avec des niveaux graphiteux et conglomératiques; 4: roches
voicanoclastiquesfelsiques et niveaux cherteux;
5: calcaires et roches
volcaniquesfelsiques,' 6:formationsjluvio-deltaïques: conglomérat et argilite ;7:
Granites (la partie supérieur du batholite de Saraya est plu.s riche en muscovite que

la partie inférieure; 8: Protérozoique supérieur à Paléozoïque. Bo: Boboti; Mo:
Moussala; Ga: Gamaye; DS: Dar Salam.


20
3)- Dans plusieurs provinces birimiennes de l'Afrique de l'Ouest aucune phase de
déformation tangentielle n'a été observée.
111-3- Les formations birimiennes de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba
La boutonnière de Kédougou-Kéniéba couvre une superficie de 15000km2 qui se répartit
entre le Sénégal oriental et l'ouest du Mali. D'après les travaux de Bassot (1963) et de
Dommanget et al.(l986), on y distingue d'Ouest en Est (Fig 1-3 ) :
111-3-1- Le super-groupe de Mako
On le considère généralement comme l'ensemble le plus ancien. Il est caractérisé par un
important volcanisme sous-marin à dominante tholéiitique. Une intrusion de grande ampleur
qui le recoupe, le batholite intrusif de Kakadian a été daté à 2199 + ou - 68Ma (Bassot et Caen-
Vachette, 1984). L'étude de cette entité a été reprise successivement par la mission Sénégalo-
Soviétique en 1971-1973, par les Universités de Dakar et de Nancy à partir del982 et plus
récemment par les géologues du B.R.G.M. Ces travaux peuvent se résumer de la manière
suivante:
- la mission Sénégalo-Soviétique (1973) a proposé de subdiviser le super-groupe de
Mako en 3 termes: 1°)_ le groupe de Kossanto, le plus ancien et qui comprend pour l'essentiel
des roches sédimentaires et volcanosédimentaires, caractérisées plus précisément par des
alternances de grés quartzo-feldpathiques gris et de grés tufacés gris verdâtres. On y observe
également des intercalations de schistes chloriteux, de diabases, d'andésites et de gabbro; 2°)_
le groupe de Bérola, qui est également dominé par les mêmes termes sédimentaires à volcano-
sédimentaires que le groupe précédent et qui renferme les mêmes intercalations de roches
volcano-sédimentaires ; 3°)_ le groupe de Ouassa où prédominent des roches surtout
volcanique. Celles-ci sont représentées d'abord par des roches basiques, basaltes amphibolitisés,
andésites et gabbro-diabases, et par des laves acides, liparites et porphyres quartziques. Il
renferme en outre des roches sédimentaires, grés et schistes tufacés.
- de plus Debat et al.(1984) ont mis en évidence une série magmatique basique
atectonique dans la partie méridionnale du super- groupe de Mako
- Ngom (1985) a reconnu dans la région de Sabodala deux ensembles magmatiques
distincts. Un ensemble l, considéré comme le plus ancien, qui est formé pour l'essentiel de
coulées de laves basiques en coussins, de brêches et de si11s basiques, le tout associé à des
méta sédiments ; un ensemble II, supérieur, moins métamorphique, constitué de roches
volcaniques intermédiaires à acides, andésites, rhyo-dacites, rhyolites, associées à des plutonites
allant des grabbros aux granodiorites.
- Dioh (1986) distingue dans la région de Sonfara, Laminia, Madina-Foulbé, deux
ensembles: un premier à roches basiques, basaltes parfois en coussins, gabbros et dolérites qui

21
présentent des caractères de MORB ; un second fonné de granitoïdes non métamorphiques de
nature calco-alcaline.
- Dia (1988) souligne que les roches volcaniques de Mako sont des tholéiites
immatures d'un arc se fonnant sur une croûte océanique. La genèse et l'évolution du magma se
seraient faites dans un contexte distensif et dans un environnement d'arc insulaire, suivi d'un
simple collage. Des datations géochronologiques (Sm/Nd, Pb/Pb) ont pennis de retenir un
événement magmatique majeur entre 2100 et 2200Ma et de proposer une création de croûte
juvénile.
- Bertrand et al. (1989) proposent une accétion de segments de croûte de plus en
plus jeunes.
- Abouchami et al., (1990) proposent que les fonnations birimiennes se soient mises
en place dans un environnement de plateaux océaniques. Elle suggère que les tholéites de Mako
sont comparables aux basaltes actuels.
- Boher (1991) estime que la croûte birimienne a été créée vers 2,1 G.a dans un
environnement purement océanique sans influence du continent archéen. Il y aurait ensuite
collision du continent birimien avec le nucléus archéen de Man, phénomène qui induirait le
volcanisme calco alcalin postérieur aux basaltes.
- Sylla (1991) étudie le gisement d'or de Sabodala et propose un modèle de shear
zone.
- Diallo (1994) souligne que les caractères pétrographiques et géochimiques des
complexes volcaniques et plutoniques basiques et ultrabasiques du supergroupe de Mako sont
compatibles avec une mise en place dans un environnement d'arc insulaire. Les roches
volcanodétritiques associées se seraient fonnées dans des bassins d'arrière arc.
111-3-2- Le Supergroupe de Dialé-Daléma
Il représente un ensemble sédimentaire et volcano-sédimentaire où se distinguent: 1°)_ un
groupe inférieur de 2000m de puissance, fonné de sédiments détritiques épicontinentaux à
intercalations carbonatées. A la fin de ce dépôt s'est mis en place le complexe vo1cano-
plutonique calco-alcalin de la Daléma (Bassot (1987); 2°)_ un groupe supérieur de 8000 m à
10000 m de puissance où alternent des sédiments détritiques fins, avec des traces de volcanisme
peu marqué.
Ces formations sédimentaires et volcano-sédimentaires ont été intrudées par des
granitoïdes divers qui ont fait l'objet de datations absolues (Bassot et Caen- Vachette 1984)
Les travaux dans le supergroupe de Dialé-Daléma ont été poursuivis par la Mission
Sénégalo-Soviétique, les Universités de Dakar et de Nancy, par les géologues de la CO.GE.MA.
et du B.R.G.M. Plus précisement, on peut citer:

22
- les travaux de la mission Sénégalo-soviétique (1973) qui ont pennis de subdiviser
le supergroupe occidental de Dialé en une partie inférieure à dominante arkosique et une partie
supérieure à dominante grauwackeuse. En fait quatre tennes successifs auraient été distingués
avec de bas en haut: les groupes de Moussala, de Konkhoto, de Balakonko et de Kassaguéri.
Les travaux plus récents ne semblent pas avoir retrouvé ces subdivisions.
- J.Walter et J.Chantraine (B.R.G.M.,1976) ont distingué dans le supergroupe
oriental de la Daléma deux domaines séparés par une granodiorite à orthopyroxène (qui
correspond au granite de Boboti de J.P.Bassot) : un domaine ouest schisto-grauwackeux et un
domaine est, dans lequel se sont mis en place plusieurs types de volcanisme.
- D.P.Diallo (1983) souligne que le supergroupe occidental de Dialé, dans sa partie
S-W du domaine Bassari, est peu épaisse, épicontinentale, réguliérement plissée et
épi métamorphique. Au Nord, le Dialé est en contact anonnal avec le supergroupe de Mako qui
présente dans cette région une sédimentation également détritique, mais de caractère plus
homogène.
- Valéro et al., de la CO.GE.MA. (1985), notent que le batholite de Saraya qui
sépare les supergroupe de Dialé et de Daléma, résulte de la coalescence de plusieurs plutons. Le
granite de Saraya s.s. à muscovite dominante, n'en est qu'un composant. L'étude structurale
révèle que les foliations y dessinent une structure en dôme dissymétrique avec un déversement
vers le Sud-Est.
Les structures planaires du granite se trouvent dans la prolongation de la schistosité de
l'encaissant. Les structures linéaires sont parallèles à l'allongement du massif et plongent
faiblement vers le Nord.
- P.M.Ndiaye (1986 et 1989) souligne qu'en dehors d'une possible phase de
plissement mise en évidence plus au Sud, les formations de Diallé-Daléma ont été plissées
isoclinalement et schistosées au cours d'une phase de défonnation qui s'est accompagnée d'un
métamorphisme régional de faible degrè (schiste vert). Les structures observées indiquent un
faible déversement vers le Sud-Est et une composante décrochante importante (linéation
d'allongement horizontale, plongement des axes de plis dans les marbres). L'âge donné au
granite de Saraya, 1973 ± 33Ma (Bassot et Caen-Vachette, 1984), pennet de situer vers cette
époque l'événement tectono-métamorphique qui affecte les fonnations de Dialé et Daléma. Vers
1Ma des mouvements cassants tardifs E-W affectent la surface post-birimienne qui correspond
à un pédiment développé sous un climat aride. Ces deux points se déduisent de l'existence de
filons de surface à quartz fibreux et pseudomorphoses sulfatées (Guillou et Ndiaye, 1988). Ces
filons connus dans le Phanérozoique européen et maghrébien, étaient inédits au Protérozoique
et dans le Socle africain. Par ailleurs des tufs acides à ciment de tounnaline (qui correspondent

23
aux "grés" à tounnaline découverts par le B.R.G.M. sur la rive droite de la Falémé) ont été
signalés dans les fonnations de la Daléma. L'or n'a pas une origine hydrothennale directe, il a
subi un recyclage supergène bref mais net.
- Ledru et al., 1991, attribuent les fonnations clastiques de Dialé-Daléma à la base
du birimien et les interprètent comme des dépôts de bassins intracratoniques. Selon ces auteurs
les roches de ce birimien inférieur ont été affectées par une première phase tectonique bien
avant la mise en place des séries volcaniques. Une seconde phase de défonnation a ensuite
affecté à la fois les séries sédimentaires et les séries volcaniques; elle serait contemporaine de la
mise en place des granitoïdes.
- Pons et al., 1992 ont envisagé la fonnation et la mise en place du batholithe de
Saraya de la manière suivante: (1) création d'une ride granitique orientée N-S et controlée par
une fracture crustale résultant d'une phase distensive précoce qui pourrait faciliter la ségrégation
des magmas, leur collectage et diriger leur ascension; (2) intrusion et subdivision de la ride en
plusieurs diapirs qui montent simultanément et séparemment dans un contexe régionale
transcurrent caractérisé par des décrochements N-S sénestre et un racourcissement transverse
NW-SE; (3) mise en place régie par l'interférence entre la défonnation régionale et le
"gonflement" des plutons; cene expansion latérale des plutons conduit à leur coalescence et à la
fonnation d'un corps de grande dimension et apparemment homogène.

DEUXIEME PARTIE:
CARACTERISATION DES GRANDS
ENSEMBLES LITHOLOGIQUES
Chapitre 1- L'ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire
Chapitre 2- L'ensemble magmatique
Conclusion

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La région étudiée fait partie du supergroupe de Dialé-Daléma décrit ci-dessus. Elle est
communément appelée domaine Est-Saraya. La figure 1-4 (Ndiaye, 1994) donne une esquisse
géologique de cette zone étudiée. Il s'agit d'une synthèse des travaux de terrains effectués
pendant une dizaine d'années.
Deux grands ensembles se dégagent:
- ensemble métasédimentaire et métavolcanosédimentaire (quartzites, cipolins, grès,
conglomérats et tufs épiclastiques) constitue la base du birimien dans la région étudiée;
- un deuxième ensemble magmatique qui s'est mis en place dans le premier et qui
comprend: une association complexe de roches volcaniques (trachyandésites, rhyodacites,
volcanoclastites) de roches hypovolcaniques (microdiorites, microgranodiorites, albitites ) et de
roches plutoniques (granodiorites et granites).
CHAPITRE 1 - L'ENSEMBLE SEDIMENTAIRE ET VOLCANO-SEDIMENTAIRE
1- Introduction
Les roches à dominante volcanosédimentaire et celles à dominante sédimentaire
constituent un même ensemble. Nous les avons dissocier dans cette étude lithologique pour
seulement une question de présentation .Ces roches représentent la base des formations
birimiennes présentes dans la région étudiée et l'encaissant du complexe volcanique
hypolcanique et plutonique précédemment étudié.
La plupart des affleurements sont masqués par la couverture latéritique et/ou les alluvions
récents, mais on les observe surtout dans le lit majeur des grands cours d'eau (Daléma,
Kandawaly, Boboti, Kolia Kabé ainsi que tout au long de la Falémé).
Selon Milési et al., (1989) le matériel source de ces ensembles sédimentaires proviendrait
de roches de composition granitique d'âge protérozo'ique inférieur compris entre 2096 et 2156
Ma (Boher, 1991, Calvez 1989). Cependant souligne le BRGM, des zircon de roches
sédimentaires des formations flyscho'ides de même âge et de même nature, prélevé a Siguiri en
Guinée et datés par la méthode 207Pbp06Pb ont donné un âge de 2938 ± 40 Ma (Calvez 1989).
Ces zircon d'âge archéen ont été découverts associés à des zircons d'âge protérozo'ique.

28
11- Etude lithologique et pétrographique
11-1- Les roches à dominante sédimentaire
Les roches sédimentaires représentent 65% de la superficie du secteur étudié. Elles sont
associés aux formations volcanoclastitques avec lesquelles elles constituent la base de la croute
lithosphérique du secteur étudié dans lequel s'est mis en place le complexe volcanique
hypovolcanique et plutonique.
Les roches qui constituent les forations sédimentaires s'apparente à une séquence
flyschoïde avec des sédiments détritiques (quartzites, grès et conglomérats) à intercalations
carbonatées.
Les meilleurs affleurements de ces roches se trouvent dans la rivière Daléma et dans le
secteur de Kolia-Mahina Mine.
Ces formations sédimentaires sont peu déformées dans l'ensemble. Elle ont subi un
plissement isoclinal légèrement déversé vers le SE qui se marque par une schistoisité régionale
(S 1) reprise lcalement par une tectonique tectonique décrochante qui aurait joué en ductile et en
cassante.
Les roches sédimentaires sont représentés dans la zone étudiée par des quartzites, des
grès, des conglomérats avec souvent des passées de roches carbonatées.
Les
formations
sédimentaires
sont recoupées
par· des roches
volcaniques,
hypovolcaniques et plutoniques. On les observe souvent en enclaves dans les laves. Elles
constituent en outre l'essentiel des éléments. lithiques contenues dans des pyroclastites associées
à ces laves.
1-1-1- Les quartzites
Les quartzites affleurent à différents endroits (secteurs de Kafori, Karakaène, Garabouréa,
Satadougou Bafé) et présentent suivant les affleurements des variations de structures et
d'assemblages secondaires probablement liées à l'environnent géologique. La figure 11-1 donne
la localisation des différents affleurements.
1-1-1-1- Localisation et description des affleurements
Dans le secteur de Kafori - L'affleurement type de ce quartzite est situé sur la piste
Vélingara-Kafori .Il forme un relief de quelques mètres d'épaisseurs et d'une cinquantaine de
mètres de large. Les roches sont caractérisées par une schistosité très nette N175 à pendage
vertical, qui suit la stratification. Cette dernière se marque par une alternance de lits gris-clairs
riches en pyrite et de lits blancs plus pauvres.

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Fig. II-I - Localisation des affleurements de quartzites.
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30
En certains endroits on peut observer des plis et une linéation (d'allongement ?) qui
plonge de 17° au N145.
Dans le secteur de Karakaène - Un' quartzite a été obervé au flanc de la colline
ferrugineuse située à 14Km de Moussala/Mahina mine. La colline fait environ 150 m d'altitude
et sa partie sommitale est associée à du minerai. Nous avons montré (Guillou et al., 1992), que
ce relief était un inselberg d'âge précambrien, enfoui et protégé par les grès post-birimiens, puis
dégagé par l'érosion récente.
Le quartzite a un aspect beige et renferme de nombreuses cavités où l'on distingue des
taches bleues qui correspondent à des cristallisations d'oxyde. On y observe également du
quartz secondaire automorphe. La roche en certains endroits a un aspect rougeâtre dû à
l'oxydation superficielle.
Dans le secteur de Garabouréa - Les affleurements de quartzite ne sont pas
spectaculaires. On les observe sur la piste entre Garabouréa et Boboti sous forme de petits
ressauts ne dépassant pas 1 m de hauteur. Ils sont localement en contact avec un dyke où on
peut les retrouver sous forme d'enclaves d'une dizaine de mètres de diamètres. La roche a un
aspect gris-rosâtre. Elle est très riche en cristaux de pyrite disséminés qui, lorsqu'ils sont altérés
donnent des taches rougeâtres.
Dans le secteur de Satadougou-Bafé - Un quartzite affleure dans la Falémé à la hauteur
de Tintiba, localité de la rive droite Il est redressé à la verticale et se caractérise par une
schistosité N15-60oW confondue avec la stratification.
Le quartzite est d'aspect gris-rosâtre. Une altération de surface y fait apparaître une mince
pellicule noire. On note de nombreux cristaux de pyrite disséminés. Cet ensemble est recoupé
de microfractures remplies de pyrite limonitisée ou d'hématite.
1-1-1-2- Description microscopique
Le quartzite de Kafori
Les niveau blanchâtres évoquent le matériel d'un filon de quartz déformé. En lame
mince, on y observe des cristaux de quartz bien orientés.de 500 à 700u. Jointifs et fissurés, ils
montrent une extinction ondulante. On observe également des recristallisations en bandes
sécantes de l'ordre de 2mm de large qui recoupe l'orientation initiale à environ 30°. La plupart
des cristaux de quartz ont la particularité de renfern1er des inclusions de carbonates de 0,01 mm
de diamètre. Ces inclusions peuvent être automorphes allongées à extinction droite ou
xénomorphe. On y observe aussi des cristaux disséminés de pyrites cubiques.

31
Les niveau plus sombres renfennent des cristaux de quartz de taille nettement plus
réduite que dans les niveaux précédents et la roche ressemble à un jaspe à pyrite. On observe de
très fins cristaux de ce sulfure, jointifs, associés à quelques grands plagioclases automorphes.
On y observe accessoirement du zircon et des hydroxydes de fer, qui sont secondaires. La pyrite
est nettement mieux représentée que dans les niveaux blanchâtres. Elle est automorphe ou
subautomorphe et semble suivre des lits microplissés.
La roche est recoupée par plusieurs types de veinules à quartz et plagioclase. On peut
distinguer:
- des veinules qui renfennent beaucoup de quartz et peu de plagioclase;
- des veinules qui renfennent autant de quartz que de plagioclase et où on observe en
outre de la chlorite, de la pyrite et des hydroxydes de fer. Ces trois derniers sont intimement
associés;
- des veinules contenant pour l'essentiel des cristaux de plagioclase de rares quartz et
accessoirement de la pyrite;
- des veinules
remplies par de gros cristaux de plagioclase provenant d'une
recristallisation d'autres cristaux de plagioclase de plus petite taille.
Dans certaines lames on peut noter un granoclassement qui s'exprime sous la fonne
d'alternances à grain fin et à grain moyen.
Les cristaux de quartz du quartzite sont orientés de la même façon que les veinules.
Le quartzite associé à la colline de fer de Karakaène
On remarque au microscope qu'il s'agit d'un quartzite ferrugineux.(éch. 963A). Les grains
de quartz qui fonnent l'essentiel de la roche sont corrodés par de la magnétite. On observe de
nombreuses recristalliations de quartz en fonne d'anneaux concentriques dont le coeur est
occupé par de la magnétite.
Le quartzite de Garabouréa
L'échantillon 1032 est formé essentiellement de quartz fin jaspéroïde, faciés dû à la
défonnation. De rares plagioclases généralement transfonnés en cacite l'accompagne. On
observe également des sections de pyrite hexagonales ou subautomorphes disséminées.
Certaines pyrites sont transformées en hématite. On observe par ailleurs de la chlorite dans
certaines fractures.
Le quartzite carbonaté de Satadougou Bafé
L'échantillon 1011 prélevé dans la Faiémé, renferme pour l'essentiel des cristaux jointifs
de quartz, de plagioclase (albite-oligoclase) et de calcite. Il contient également des minéraux de

32
métamorphisme: de la biotite brune xénomorphe ou subautomorphe. On observe en outre des
minéraux automorphes allongés, incolores et qui polarisent dans les bleus. Ces minéraux
pourraient être des muscovites.(?).
La lame contien,t également un gros cristal poecilitique' qui englobe le quartz et le
plagioclase.et qui s'est destabilisé en chlorite.
Entre ces cristaux s'insinue de la calcite qui peut occuper 40% du volume de la roche.
1-1-2- Les cipolins
1-1-2-1- Localisation et description des affleurements
Les différents affleurements de cipolins sont indiqués sur la figure II-2
Sur la piste de Mallina Mine-Karakaène, les cipolins affleurent sur une vingtaine de
mètres au pied d'une colline, à 6 kilomètres de Moussala/Mahina-Mine. Ils sont redressés à la
verticale. Au Nord-Ouest les roches arrivent au contact d'un banc de tourmalinite dure qui se
poursuit par des grès situés au sommet d'une colline. Quelques blocs de cette tourmalinite, du
faciés "dur à stockwerk de quartz", s'intercalent dans le cipolin. Il s'en distinguent facilement
par leur aspect sombre. Le cipolin est plissé et schistosé N IS-vertical.
Le cipolin a un aspect rosâtre dans ses parties saines, couleur qui passe au rougeâtre au
cours de l'altération. On y reconnaît des plaquettes d'hématite dans les grès auxquels elles sont
associées. Un rubannent bien marqué est formé d'alternance de lits d'environ lOmm et des lits
plus sombres de quelques 3mm.
Dans le marigot Daléma, à 1200m de sa confuence avec la Falémé affleure un cipolin.
Celui-ci est en contact avec un tuf tourmalinisé qui forme une bande de 6m de large; Ce contact
est N30-S0oW. Le tuf tourmalinisé e retrouve dans la masse rocheuse des cipolins en forme de
boudin de qulelques SOcm de largeur et lm de longeur selon une orientation variable (NISO-
60oSW, NS-600E). Au niveau de son contact avec le cipolin, ces tuf tourmalinisés sont très
riches en pyri~
A une cinquantaine de mètres vers l'Est, les cipolins sont associés à un quartzite. Cet
ensemble schistosé est repris localement par une fracturation intense (cf. fig.) NOS-7SW qui
segmente les boudins.
La roche a un aspect gris-sombre qui devient marron foncé en surface du fait de
l'altération des carbonates. Elles est traversée par des veinules à calcite (Nl60-60W) de couleur
blanche accomagnée chalcopyrite disséminée.
Au niveau de Kouroudiako, les cipolins affleurent et présentent une stratification bien
marquée, confondue avec la schistosité N15-80W. Le cipolin a un aspect rose du fait de

33
l'altération et renferme de nombreuses cavités où cristallise la calcite. Ces cavités ont tendance
à se ferruginiser et deviennent dans ce cas rougeâtres.
Dans le marigot Khamba qui est un affluent de la Daléma, les affleurements de cipolin se
trouvent dans le lit mineur presque entièrement recouverts par des alluvions. Ils sont associés à
des quartzites plissotés. A une quarantaine de mètres affleurent des schistes tufacés et une roche
très dure qui ressemble à une cornéenne.
La roche carbonatée est un beau marbre blanc à aspect verdâtre du fait d'une imprégnation
par des veinules constituées essentiellement d'amphibole. Ces cristaux d'amphibole peuvent se
présenter en forme de gerbe.
Les roches sont par ailleurs très altérées ce qui donne une mince pellicule à leur
périphérie.
I.1-2.2.Description microscopique
Le cipolin schistosé de la piste Mahina-Mine-Karakaène
L'échantillon 729A montre au microscope un rubannement très net créé par des
alternances de bandes de cipolins quartzeux clairs et de bandes riches en oxyde de fer.
Les bandes carbonatées renferment:
- de la calcite qui occupe 60% du volume de la roche;
- du quartz et du plagioclase qui représentent 35% des minéraux; Le quartz possède une
extinction roulante;
- de rares baguettes de muscovite qui ont en moyenne une largeur de 0,02 mm et dont la
longueur peut atteindre 0,2mm;
- des minéraux accessoires surtout représentés par des opaques;
- on y observe en outre des veinules discontinues à calcite et quartz subhexagonal corrodé
par la calcite.
Le cipolin associé au tuf à tourmaline de la Daléma
Au microscope on oberve une alternance de niveaux riches en calcite et pyrite cubique et
de lits riches en quartz, plagioclase et calcite. Dans ces derniers, les cristaux sont très étirés.
La roche est recoupée par des fractures remplies de séricite et limitée par des cristaux de
calcite et de quartz.

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Fig.1J-2 - Localisation des affleurements de cipolins.

35
le cipolin de Kouroudiako
Ce cipolin apparaît au microscope somme un marbre pur sans quartz. Il est formée
essentiellement de cristaux de calcite dont certains. ont été silicifiés ou remplacés par des
oxydes de fer. On note également de nombreuses microfractures remplies d'oxyde de fer.
Le cipolin de Khamba
Au microscope on note que ce cipolin à grain fin a subi l'effet thermique dû à l'ascension
de la granodiorite de Bambadji, ce qui a fait apparaître des minéraux de métamorphisme.
La calcite se présente en grains qui ont entre 0,07 et 0,1 mm à clivages bien marqués.
Parmi ces cristaux, certains sont automorphes et hexagonaux. Tous sont jointifs et il n'existe pas
de phase détritique terrigène ou volcanogène associée telle que des grains de quartz.
Il existe des minéraux de métamorphisme altérés, aciculaires qui possèdent des clivages et
polarisant en gris. 11 pourrait s'agir de scapolites (?).
On n'observe pas de minéraux opaques.
La roche est affectée par des veinules à remplissage de quartz en cristaux fins rares;
d'amphiboles (de type actinote) de grande taille pouvant atteindre 1,2 mm, à clivage irrégulier
dans le sens transversal. Ces amphiboles sont en forme de lattes veinules discontinues de
tourmaline.laissant des espaces occupés par de la calcite et de rares cristaux de quartz.
1-1-3- Les grés
1-1-3-1- Localisation des affleurements et description
Les principaux affleurements de grés sont indiqués dans la fig.I1-3.
Dans le secteur de Moussala-Mahina Mine
Les grés affleurent assez bien dans la Falémé à la hauteur du village de
Moussala/Mahina-Mine. Ils sont associés à des schistes tufacés et des brèches tourmalinisées.
L'ensemble est mylonitisé dans la direction N25°. Ces grés constituent des bancs dont la largeur
peut atteindre 4m. On y observe un filon couche de quartz à pyrite et chalcopyrite. Des veinules
de quartz stéril N140°, de 2 à 3 cm de large s'y localisent exclusivement. Enfin, les brèches
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Fig. II-3 - Localisation des affleurements de grès tufacés.

37
Sur la piste Bambadji-Mahina Mine
Les roches sont situées à la confluence de la piste avec le marigot "Loro" et plus
précisément à lkm de la piste Karakaène-Saraya. L'affleurement n'est pas très apparents et il est
presque camouflé par les alluvions sableuses. Il s'agit d'un grés schistosé N25- Vertical d'aspect
beige devenant rougeâtre à cause d'une importante ferruginisation.
Sur la piste Kolia-Moussala/Mahina Mine
Les roches sont situées au pied d'une colline ferrifère orientée N140 associée à d'autres
collines formées de quartzites et schistes ou de grés et de filon de quartz ou de tuf tourmalinisé.
A proximité de la colline de fer de Karakaène
Les grès sont situés au pied d'une colline ferrifère. Ils affleurent sur la piste Karakaène-
Mahina Mine, à 5 kilomètres de Karakaène. TI s'agit de petit affleurements de largeur métrique
associés à un quartzite à opale situé. Le sommet de la colline est occupé par le minerai de fer.
La roche est hétérogène avec des parties d'aspect blanc et d'autres parties d'aspect gris-
clairs légèrement ferruginisées. On y note en outre de nombreuses vacuoles remplies d'oxyde de
fer.
A Bantanko
Les grès affleurent à la hauteur du marigot Bandiassé où ils sont associés à d'autres
roches, chert, tuf, et albitite. L'affleurement s'étend sur une dizaine de mètres de large. Il s'agit
d'un grès schistosé N15, moyennement-grossier, recoupé par des veinules de calcite E-W.
I-1-3-2-Description microscopique
Le grès du secteur de Moussala/Mahina-Mine
- l'échantillon 943 est un grès très déformé. On y observe des grains de quartz non
jointifs à extinction roulante, des plagioclases
également déformés parfois inclus dans le
quartz; des cristaux de microcline dont certains sont polycristallins ou ont recristallisé.
Beaucoup de cristaux de quartz sont fissurés. La matrice est quartzofeldspathique et peut
renfermer de la chlorite.

38
-Très différent du faciès précédent., l'échantillon 944 est un grés qui passe à un tuf; il est
très différent du faciés précédent. Dans un ciment constitué' pour l'essentiel de séricite et de
quelques grains de quartz, on observe:
- du quartz en cristaux subarrondis non jointifs parfois cataclasés et à extinction
roulante. Certains grains sont polycristallins;
- des cristaux de plagioclase dont la plupart ont de grande taille atteignant
facilement 0,6 mm;
- de rares cristaux de microcline xénomorphes, difficiles à reconnaître;
- des minéraux accessoires représentés par des opaques et du sphène.
- L'échantillon 947 a été prélevé sur un ensemble boudiné (photo 1, pl. 1-5) ). Dans
certains endroits de la lame, on note que les cristaux de quartz et de plagioclase qui constituent
l'essentiel de la roche sont jointifs. Dans les autres parties de la roche, le ciment, qui est
essentiellent ferrugineux est très important. Les cristaux de quartz ont une extinction roulante et
certains sont polycristallins. On observe par ailleurs en certains endroits de fortes
concentrations locales de plagioclase avec un important ciment ferrugineux. Accessoirement on
note de la calcite secondaire qui provient de la destabilisation de certains plagioclases, du
microcline, du sphène et des opaques.
Le grès de la piste Bambadji-Mahina Mine
L'échantillon 949a est formé essentiellement de grains de quartz et de plagioclase jointifs
ou cimenté par des oxydes de fer. La roche est déformée et caractérisée par :
- des grains de quartz à extinction ondulante, xénomorphes, allongés et souvent corrodé
par le ciment ferrifère;
- les plagioclases présentent des macles polysynthétiques tordues et, dans certains cas, ils
sont destabilisés en séricite;
- On note dans le ciment ferrifère de la chlorite en voie d'oxydation.
Le grès de la piste de Kolia-Moussala/Mahina-Mine
Au microscope la roche montre des grains de quartz non jointifs réunis par un ciment
formé de minuscules cristaux de quartz et de minéraux phylliteux.
Les grains de quartz sont cataclasés à extinction roulante et certains sont polycristallins.
Contrairement aux grés précédemment étudiés, celui-ci ne renferme pas de plagioclase visible.
Le ciment qui réunit les grains de quartz est essentiellement formés de séricite, de chlorite et de
quartz.

39
Le grès de la colline de fer de Karakaène
L'échantillon 964a se rapproche d'un quartzite pur formé pour l'essentiel de quartz en
cristaux jointifs de taille différente (0,2mm en ,moyenne); certains grains renferment des
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craquelures parfois perpendiculaires ressemblant à des clivages orthogonaux. Nous n'avons pas
observé de cristaux de plagioclase.
Le grès de Bantanko
L'échantillon 1D49b est formé essentiellement de :
- quartz en grains mono ou polycristallins;
- plagioclase kinké ou cataclasé, parfois étiré perpendiculairement aux macles
polysynthétiques. Certains de ces plagioclases sont auto- ou subautomorphes, la plupart sont
affectés de fissures
- des minéraux accessoires telsque le sphène, la pyrite en cristaux automorphes, des
hydroxydes de fer secondaires et des minéraux incolores, allongés, possédant un seul clivage à
extinction subdroite et polarisant en jaune (muscovite ?);
Tous ces minéraux sont réunis par un ciment formé essentiellement de calcite et pouvant
occuper de 40 à 50% du volume de la roche.
1-1-4- Les conglomérats
1-1-4-1- Localisation des affleurements et description
Les conglomérats ont été observés et décrits en plusieurs endroits (fig 11-4)
Dans le secteur de Moussala-Mahina Mine
Deux types de conglomérats polygéniques ont été rencontrés autour du village de
Moussala/Mahina Mine
- un conglomérat très dur (Ech. 1016) dont la taille des éléments est comprise entre
quelques millimètres à 5 cm
- un conglomérat tendre composé d'éléments dont les dimensions peuvent atteindre
IOcm.(Ech 1012)
Le conglomérat dur
Il se présente sous la forme de petites lentilles disséminés de taille métrique. Les éléments
ont des dimension pouvant atteindre 2cm. Ces éléments sont de couleur blanche, rose ou
rougeâtre, anguleux ou étirés. Ils sont réunis par un ciment sombre dû à la tourmalinisation.

40
L'aspect rougeâtre des parties superficielles des échantillons est dû à l'altération des éléments
carbonatés. On reconnaît dans le ciment des fragments de quartz.
Le conglomérat tendre
Un conglomérat orienté NlSoE. affleure sur la piste Mahina Mine à Karakaène, à environ
700m de la Falémé. L'affleurement est annoncé sur la piste par des blocs dispersés, puis forme
une colline que l'on peut suivre jusqu'à la Falémé.
A une centaine de mètres de la piste, ce conglomérat est associé à un faciés très grossier
de tuf à ciment de tourmaline. Ce dernier qui est bleu clair, ressemble à un grès, a été observé
seulement dans cette localité. Le contact entre ces deux roches est visible au sommet de la
colline. Il est orienté NlOoE et plonge de 60° vers l'Est, le conglomérat étant situé sous le tuf.
Sur l'affleurement, on observe également des veines de quartz qui sont orientées
respectivement N1200E-6SoW et NSooE-SOoW. Ces filons traversent le conglomérat, recoupant
à la fois les éléments et la matrice.
Ce conglomérat polygénique est formé de galets et d'éléments subarrondis et anguleux.
Leur taille atteint quelques 17cm. Ils sont représentés par des fragments de grès et de quartzites
francs, de tufs à ciment de tourmaline et de tufs rubanés à lits entiérement tourmalinisés. A eux
seuls, les tufs à ciment de tourmaline peuvent représenter 60% des éléments. La roche a un
aspect sombre, dû à l'abondance de la tourmaline qui constitue le ciment réunissant les
éléments. Quelques taches claires correspondent aux galets gréseux. Oil observe en outre des
taches rouges dûs à des oxydes métalliques.
On y reconnaît :
- des tufs tourmalinisés très fins, sombres. Toujours en fragments anguleux, ils forment
les plus gros éléments, mais ils sont aussi représentés par des grains millimétriques à
centimétriques;
- des tufs acides à ciment de tourmaline, de granulométrie grossière;
- des grès fins et des grès grossiers, de couleur claire, en éléments arrondis de taille
variable. Cette roche rappelle les grès de la Falémé à la hauteur de Mahina Mine;
- des quartzites grisâtres en fragments de petite taille;
- des grains de quartz détritique de taille millimétrique.
On observe aussi de petites cavités de dissolution.
Sur la piste Bambadji-Mahina Mine.
Un conglomérat est situé à l'Ouest des affleurements d'albitite de la piste Bambadji à
Mahina-Mine et s'étend sur une centaine de mètres. Il est associé à un quartzite plissé qui
semble être au coeur d'une structure anticlinale; le conglomérat serait immédiatement au
dessus.

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42
On observe dans cette dernière roche un granoclassement très net. Sa couleur générale est
claire, ce qui est dû à l'abondance des éléments carbonatés. Sa surface est généralement altérée
et ferruginisée, ce qui confère à la roche un aspect rouge.
Dans la partie saine, le ciment est sombre et devrait renfenner de la tourmaline.
Les éléments vont d'une taille millimétrique à métrique. Cet étalement remarquable de la
granulométrie s'accompagne d'une variation de la composition en fonction de la taille des blocs:
ceux de petite taille sont pour l'essentiel des fragments de roches carbonatées tandis que les
éléments grossiers sont des grès.
Quelle que soit leur taille, les éléments sont soit anguleux, arrondis, subarrondis ou
subovales. Certains sont tectoniquement étirés.
A Kouroudiako
Un conglomérat affleure à la hauteur de l'ancien village de Kouroudiako situé près de la
Daléma, en s'associant à des schistes tufacés et des grès. Le contact entre ces roches n'a pas été
observé. Les affleurements de conglomérat ont une puissance métrique et s'étendent sur une
dizaine de mètres. La stucture la plus apparente qui les affectent, est une schistosité N15-65°W.
Les éléments y sont variés: grauwackes, tufs tounnalinés, grés à fractures précoces
remplies de quartz et de calcaire. Leurs dimensions varient entre 0,5 mm et une dizaine de
centimètres. Dans les parties hautes du conglomérat on oberve les éléments les plus grossiers.
Plus bas, leur taille ne dépasse pas la dizaine de millimètres. Ils sont tous aplatis dans la
direction N15°. Les éléments de tuf tourmalinisé sont cataclasés.
La détennination du ciment est rendue difficile par l'altération. On y reconnaît par ailleurs
de la tourmaline et des oxydes de fer provenant de l'altération des carbonates, ce qui confèrent à
la roche un aspect rougeâtre.
A proximité des albitites de la piste Bambadji-Mahina Mine
Le conglomérat associé aux albitites de la piste de Bambadji à Mahina-Mine serait
l'équivalent latéral de celui de Kouroudiako. Il se situe dans le même prolongement directionnel
de ce dernier. L'affleurement, de puissance mètrique, est insolite à l'intérieur des nombreuses
boules orientées Est-Ouest d'albitite écrasée à veinules de quartz pyriteux.
La roche est recouverte par une frange rougeâtre d'altération de 2 à 3 centimètres d'
épaisseur. Les éléments sont pour l'essentiel aplatis et ont des tailles de 1millimètre à 5
centimètres. Il s'agit de quartzite, de tuf tourmalinisé, de schistes noirs et d'une roche beige qui
ressemble à un quartzite carbonaté ou à une albitite. Cette dernière est affectée par des fractures
précoces et renferment des plaquettes d'hématite. Tous ces éléments sont réunis par un ciment à
quartz, plagioclase et tourmaline.

43
A Kané Moussa
Un conglomérat affleure sur la piste de Linguéa à Fataï, plus précisément à 1 kilomètre au
N-W de Kané Moussa. Seule roche affleurant, ce conglomérat s'étend sur une vingtaine de
mètres. Il a subi une intence désagrégation qui fait apparaître de nombreuses pierres volantes
aux allentours de l'affleurement. On y observe une schistosité N15-50W.
Les roches sont recouvertes d'une pellicule d'altération d'une vingtaine de millimètres à
une dizaine de centimètres. Elles sont formées pour l'essentiel d'éléments de calcaire étirés dans
la direction N 15°, de quartzite et de tufite. Le tout est réuni par un ciment siliceux et carbonaté.
Certains éléments sont recoupés de veinules de calcite.
A Fataï
Un conglomérat affleure dans la Falémé où il est associés à un schiste tufacé. Sa
structuration majeure est une schistosité mylonitique N-S dû au grand accident transcurrent
sénégalo-Malien.
La roche est claire, ressemblant au conglomérat de Kané Moussa. Elle est recouverte en
périphérie d'une frange d'altération de 4 millimètres d'épaisseur. On y reconnaît des éléments
étirés de 1 à 15 mm de long qui sont pour l'essentiel des calcaires et en moindre importance des
"tufs quartzeux" et des tourmalinites.
A Kolia
Un affleurement de conglomérat a été observé 200m au S-W du village de Kolia et
également dans la Falémé. A cet dernier endroit la roche ressemble au tuf de Frandi bréchifié
(Ndiaye, 1986). Elle est affectée par des failles N90-verticale ou N 125-80N.
Ce conglomérat est associé à des cipolins plissés à scapolite, des schistes structurés N20-
50W et recoupés par un filon de roche basique de 50 cm de large d'orientation N80 et de
pendage vers le Nord de 60°. Ce filon est lui même affecté par des diaclases N80-60N et NlO-
70E.
L'examen macroscopique montre que la roche est d'aspect clair, rosâtre avec une pellicule
d'altération de 5 millimètres. Les éléments sont fusiformes de 1 à 25 millimètres de long. Ce
sont surtout des tufs homogènes à matrice carbonatée. On rencontre de rares tourmalinites. Le
tout est réuni par un ciment nettement moins clair, de nature quartzeuse et carbonatée.

44
1-1-4-2- Description microscopique
Les conglomérats du secteur de MoussalalMahina-Mine
Le conglomérat dur
L'échantillon 1016 est composé par les éléments suivants:
- tourmalinite homogène subarrondie pouvant être recoupée par des veinules de calcite ou
de quartz;
- débris de quartz;
- quartz polycristallin associé à des cristaux de pyrite;
- plagioclases;
- calcite; .
- éléments de grande taille à: quartz et plagioclase jointifs ou réunis par un ciment formé
de fin cristaux quartz;
- calcaire à quartz et pyrite très étirés parfois recoupé par des veinules de calcite;
- tourmalinites rubannées;
- calcaire pur;
- grès à quartz étiré et à ciment carbonaté;
- tuf homogène;
Tous ces éléments sont réunis par un ciment constitué pour l'essentiel de tourmaline.
Le conglomérat tendre
Le ciment est essentiellement formé de quartz en esquille et de tourmaline. Il réunit les
éléments suivants:
- tourmalinite à 80% de tourmaline et 20% d'opaques;
- grès fonné essentiellement de quartz anguleux;
- fragments anguleux de cristaux de quartz;
- minéraux opaques en section hexagonale, partiellement altérés ou dissous;
- éléments grossiers rubanés.
Certains de ces éléments sont de trop .grande taille pour figurer en entier avec leur ciment
dans une lame mince de taille classique. Ils ont donc été étudiés séparement. Le matérielle plus
original est constitué d'une tounnalinite litée où alternent,
_1°) des lits sombres à tourmaline (90%) et quartz (10%) ;
- 2°) des lits clairs fonnés essentiellement de quartz cimenté par de la tourmaline.
Dans un autre élément du même type pétrographique, quelques baguettes de tourmaline se
développent dans les lits clairs.

4S
Le conglomérat de la piste de Bambadji Mahina Mine
Au microscope, l'échantillon 1097 montre des éléments anguleux; ce sont pour l'
essentiel:
- quartzite fin dont les bordures sont tapissées par de la tourmaline en forme de baguette;
- tuf cristallisé à quartz, plagioclase et amphibole;
- tuf à ciment brun foncé qui renferme du quartz, de la pyrite et du plagioclase;
- grès à plagioclase, quartz et calcite;
- grès riche en plagioclase(60% du volume de la roche) et renfermant de la calcite;
- tourmalinite très riche en minéraux opaques;
- tourmalinite contenant de la calcite;
- cipolin fin.
Tous ces éléments sont réunis par un ciment formé de tourmaline bien cristallisée en
forme de baguette, de calcite, de quartz et de plagioclase.
Le conglomérat de Kouroudiako
L'échantillon 982 renferme les éléments suivants:
- tourmalinite en fragment brun-clair généralement bien étiré subarrondie. Certains
éléments renferment de la tourmaline cryptp-cristalline, d'autres des baguettes bien formées de
ce minéral
- chert, où l'on peut reconnaître au fort grossissement des baguettes de tourmaline, des
cristaux de plagioclase et des minéraux opaques;
- quartzite fedspathique formé de 80% de quartz, de plagioclases et d'oxydes;
- un élément étiré de 8 mm de taille qui ressemble à un énorme minéral à extinction
droite. En fait il est constitué essentiellement de cristaux de tourmaline qui ont la même
orientation;
Le ciment est formé pour l'essentiel d'un feutrage de tourmaline en baguettes pouvant
avoir 0,04 mm de taille, de quartz et de plagioclase.
Le conglomérat associé aux albitites de la piste Bambadji-Mahina Mine
L'échantillon 1194A montre des éléments bien orientés (on note d'ailleurs cette
disposition quand on regarde la lame mince à l'oeil nu); On reconnaît parmi ces éléments:
- cipolin étiré à bords irréguliers et qui renferme quelques cristaux de quartz;
- tuf à 70% de tourmaline. Ce minéral se présente en baguettes qui se distinguent très
nettement au fort grossissement. Cet élément renferme en outre du quartz, du plagioclase et de
la calcite;

46
- tourmalinites à 95% de tounnaline qui sont assez fréquentes dans la lame mince en
fragments de même taille et de même orientation que certains cristaux de calcite à inclusions de
tourmaline de la matrice;
- élément rubané où alternent des lits de quartz, plagioclase et calcite et des lits à quartz et
plagioclase;
- éléménts de marbre de petite taille;
Ces éléments sont réunis par une matrice à quartz, plagioclase, calcite et baguettes de
tourmaline de O,04mm.
Le conglomérat de Kané Moussa
L'échantillon 100lA montre des éléments parfaitement bien orientés. Certains présentent
des queux effilées. La plupart sont cataclasés. Dans un ciment à calcite, quartz, plagioclase,
quartzite jaspéroïde et cubes de pyrite, on reconnaît les éléments suivants:
- un chert recoupé par des fissures remplies de calcite; on y observe pour l'essentiel du
quartz et de rares plagioclases. En périphérie de ce chert se trouve de la calcite recristallisée;
- une roche basique où la mésostase occupe 70%. TI Y baigne des minéraux opaques, de la
calcite et du plagioclase. Cette roche renferme une fente de tension comblée par de la calcite et
du quartz;
- un grand cristal de tourmaline;
- un cipolin quartzeux qui renferme essentiellement de la calcite en cristaux de grande
taille situés en bordure de cet élément, qui est recoupé par des veinules de calcite;
- un quartzite fin jaspéroïde.
Le conglomérat de Fataï
L'échantillon 1003A renferme un ciment formé de quartz, de plagioclase et de calcite où
on peut reconnaître les éléments suivants:
- des tufs fins à quartz et calcite;
- une tourmalinite à tourmaline cryptocristalline.
Le conglomérat de Kolia
L'échantillon 1020 a été prélevé dans la Falémé. On reconnaît dans un ciment formé de
beaucoup de plagioclase, de cacite et de minéraux opaques, les éléments ci-aprés: 1) tuf à
quartz, plagioclase, calcite et minéraux opaques en éléments affectés par des fissures; 2) tufites
cryptocristalline.

47
11-2- Les roches à dominante volcanosédimentaire
Les roches à dominante volcanoédimentaire sont essentiellement représentées par des tufs
homogènes et hétérogènes. Leur caractéristique fondamentale est de renfermer des fragments
de minéraux (quartz) le plus souvent de forme esquilleuse. Ce sont des tufs rubanés qui
affleurent dans les parties septentrionales et centrales et des tufs non rubanés que l'on observe
dans le secteur méridional.
D'autres types de tufs caractérisés par un ciment où prédomine la tourmaline affleure
également dans le secteur étudié; ils seront décrits dans la troisième partie de ce mémoire
consacrée aux phénomènes de tourmalinisation.
Les tufs homogènes jouent un rôle primordiale dans les reconstitutions géodynamiques.
En effet certains tufs homogènes de composition rhyodacitique renferment des feldspaths
potassiques altérés reconnus à cause de figures de myrmékite qu'ils renferment, semblent
évoquer un héritage par une source antébirimienne ou birimienne précoce.
11-2-1- Les tufs épiclastiques homogènes des marigots Boboti et Kolia Kabé
11-2-1-1- Localisation et description des affieurements
La figure 11-5 illustre les principaux affleurement de tufs épiclastiques observés dans la
région étudiée.
Ces roches affleurent pour l'essentiel au Sud du secteur étudié notamment dans le Boboti
et dans le kolia Kabé. Elles ont un aspect rose très caractéristique qui les rend facilement
reconnaissables.
Dans le marigot Boboti, la structuration la plus visible est une schistosité NlO° à N50° qui
pend de 65 à 80° vers l'Est. Dans les roches de granulométrie plus grossière, il est possible
d'observer une linéation d'azimut N-S et de pendage verticale.
Dans le Kolia Kabé deux structurations ont été observées: une première structure
correspond à une stratification ( SO) marquée par une alternance de lits fins et de lits plus
grossiers; une deuxième stucture correspond à une schistosité orientée N30° avec un pendage
de 50 à 80° vers l'Est.
A l'Est de Madina Bafé dans le marigot Kolia Kabé (à la hauteur de l'ancien village de
Wintédéméré ) se situe la zone de contact oriental de la granodiorite de Boboti. Les tufs
épiclastiques sont affectés par un métamorphisme de faible degré avec essentiellement des
muscovites qui semblent être post schisteuses. A ce niveau on observe des dykes de
microdiorite orientés N50°. Mais les biotites y sont étirées dans la direction NlO°.

48
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Fig. II-S - Localisation des affleurements de tufs épiclastiques ®

49
Cette microdiorite crée dans les tufs un métamorphisme de contact de faible extension.
On note par ailleurs que le dyke est en contact avec une aplite rose. Les conditions
d'affleurement font qu'il n'est pas aisé de dire s'il s'agit d'une différenciation ou bien de deux
intrusions distinctes.
11-2-1-2- Description microscopique
La roche est homogène sans éléments lithiques visibles. On y observe
- des cristaux de quartz subarrondis ou esquilleux;
- des cristaux de plagioclase subautomorphes ;
- des feldspaths potassiques altérés reconnaissables grace à des reliques de
figure de myrmékite;
- des paillettes d'assez grande taille de muscovite.
Ces minéraux sont réunis par une matrice dans laquelle on reconnaît de la biotite et des
minéraux accessoires tels que la tourmaline et des opaques. Les fragments lithiques sont très
rares.
11-2-1-3- Conclusion
Ces tufs épiclastiques qui viennent d'être étudiés, ont été décrites dans la littérature depuis
les travaux de Walter et Chantraine (1973) comme des grauwackes. Il faut rappeler que le terme
de grauwacke est réservé aux roches sédimentaires détritiques de la classe des arénites (roches
dont la taille des grains est comprise entre 1/16mm à 2mm) de teinte sombre, à ciment assez
abondant (20% environ), riches en chlorite et minéraux argileux, contenant des grains de quartz
et feldpaths, quelques micas et des débrits de roches à grain fins (roches magmatiques basiques
et schistes).
Les nombreuses obervations microscoiques effectuées n'ont pas révélé la présence de
fragments de roches; par contre les fragments de minéraux (feldpaths et micas) sont bien
représentés de même que la matrice à dominante phylliteuse (biotite, muscovite) liée au au flux
thermique qui accompagne la montée de la granodiorite de Boboti.
Ces roches proviendraient de l'érosion d'un birimien précoce qui aurait fourni le matériel
à quartz et feldpath sans éléments lithitiques. La possibilité d'une fonnation à partir de tufs
acides est également très plausible.
Il ressort de cette analyse que le terme de grauwacke et impropre pour ces types de roche
c'est pourquoi nous proposons de les appeler tufs épiclatiques.

50
11-2-2- Les Tufs rubanés recristallisés
Plusieurs affleurements de tufs rubanés ont été observés dans la zone étudiée. Les
principaux affleurements se trouvent dans les cours d'eau aux environs des villages de Fataï,
Madina, Kolia et Moussala/Mahina-Mine.
11-2-2-1- Localisation des affleurements et description
Des affleurements de tufs rubanés ont été observés autour des localités de Fataï, Madina
et Kolia.
A Fataï - Les roches affleurent précisément sur la Falémé. Elles représentent lés
équivalentes des tufs schistosés de Madina et de l'embourchure de la Daléma.
Ces tufs sont associés à des brèches et des grès. A ce niveau la stratification (NlO-700W)
est distincte de la schistosité apparente qui est NlO-SOoW.
Les roches présentent des lits sombres riches en minéraux ferromagnésiens et en épidotes
et des lits clairs quartzofeldspathiques. Des cristaux de calcite sont visibles à l'oeil nu dans les
microfissures qui affectent les roches. Ces fractures sont essentiellement orientées N11So avec
un endage vertical ou 80oW.
A Madina - Les roches affleurent tout au long de la Falémé j'usqu'à 3 Km au nord du
village de Madina. A ce niveau elles sont en contact avec une albitite leucocrate. Le contact se
fait dans la direction de la schistosité N2so-S0oW.
Ces tufs présentent une schistosité N2So-vertical. Cette schistosité est reprise localement
par des plis à axe N140°
Les échantillons sont généralement sombres, très riches en minéraux ferromagnésiens
(amphibole) avec des intercalations métriques d'une roche claire quartzofe1dspathique.
A Kolia - Les tufs affleurent précisément au Sud de Kolia. Les roches saines ont un aspect
gris-clair, les roches altérées sont roses. Elles montrent un rubanement qui est parallèle à une
schistosité NNE-verticale. Ces roches ont la particularité d'être traversées par deux types de
filon de quartz: 1) des filons de taille centimétrique, boudinés, contenus dans les plans de
schistosité parallèlement au litage 2)des filons de SO cm en moyenne d'épaisseur, discordants et
d'orientation E-W.

51
11-2-2-2- Description microscopique
Le tuf de Fataï - Au microscope, on observe un très net rubannement. Les lits ont des
tailles et des compositions différentes. On note :
- des lits riches en quartz à extinction roulante, à plagioclases dont certains
présentent des macles polysynthétiques et muscovites bien orientées;
- des lits riches en biotite et en chlorite défonnées qui marquent bien la schistosité.
On observe dans ces lits sombres d'autres minéraux phylliteux de type biotitique qui sont
sécant sur la schistosité. Cette disposition pourrait être interprétée comme une schistosité S2. il
faut signaler que les roches sont très riches en cristaux de calcite surtout dans les lits
quartzofeldspathiques. Ces cristaux de calcite proviennent d'une destabilisation du plagioclase.
Le tuf de Madina - Le rubannement e'st très net. On distingue:
- des lits riches en amphibole de type actinote-trémolite associée à quelques rares
minéraux blancs;
- des lits moyennement riches en amphiboles et où on observe des cristaux de
feldspath et de quartz;
- des lits riches en quartz et pauvres en amphibole. Ces lits sont associés à des
veinules de quartz, de calcite et des minéraux opaques en fonne de baguette (graphite ?).
111- Les déformations
Les résultats sommaires présentés ici est un complément de l'étude structurale de la
terminaison septentrionale du granite de Saraya (ce secteur se trouve immédiatement au Nord
de la région étudiée dans ce présent mémoire) effectuée par Ndiaye 1986, Ndiaye et al., 1989.
De tels résultats s'intégrent dans la compréhension de la structuration du domaine
protérozoïque dans le craton Ouest africain et sont donc comparées aux récentes données de la
littérature pour l'essentiel proposés par Milési et al. 1989; Ledru et al. 1989 et 1991).
ID-l- Les données de la littérature
Plusieurs auteurs ont reconnu en de nombreux endroits du craton de l'Afrique de l'Ouest
un caractère polycyclique de l'orogénèse éburnéenne (Bard, 1974; Vidal et Guibert, 1992;
Milési et al., 1986, Ledru et al., 1989 et 1992). Ces derniers ont proposé pour la boutonnière de
Kédougou-kéniéba le schéma structural illustré par la figure 11-6 et ont défini à l'échelle du
craton trois phases majeures successives de défonnation :
- la première phase (Dl) tangentielle qui intervient entre le dépôt d'un birimien inférieur
(B 1) sédimentaire et d'un birimien supérieur (B2) à dominante volcanique. L'intensité de cette
tectonique collisionnelle varie suivant les régio~s. Cette phase est pour l'essentiel responsable

52
de l'organisation structurale du contact entre fOffi1ations protérozoïques et archéennes du socle
archéen de Kénéma-Man.
Dans la zone protérozoïque proprement (éloignée du socle archéen) la tectonique Dl est
moins intense et de caractère coaxial. Dans la boutonnière de Kédougou-Kéniéba, selon Ledru
et al., 1989 et 1992, la déformation Dl n'affecte que les formations à dominante sédimentaire
(B 1); elle est d'extension régionale et est marquée par une foliation (So-S 1) synchrone d'un
métamorphisme schiste-vert.
- La deuxième phase (D2) transcurrente est responsable de la formation de plis P2
d'extension régionale et d'une première génération de décrochement N-S à NE-SW le plus
souvent senestre (Lemoine, 1982 , 1988; Vidal et Guibert 1984; Bassot et Dommanget, 1986;
Ledru et al., 1988, 1989; Liégeois et al. 1989) et chevauchant en certains endroits (Gold coast
Rangeau Ghana). Cette déformation est accompagnée d'une schistosité subverticale S2 qui
replisse la schistosité SI dans le Birimien inférieur. Cette phase tectonique est synchrone de la
mise en place de plusieurs intrusions sur l'ensemble des terrains protérozoïques (granitoïdes de
Gamaye, de Boboti et de Saraya par exemple, selon Ledru et al., 1989, 1992, Pons et al., 1992).
- La troisième phase tectonique (D3) est également transcurrente. Elle a été d'abord
définie au Burkina Faso (Feybesse et al., 1989) puis reconnue en Guinée, au Sud du Mali, en
Côte d'Ivoire et aux confins du Ghana et de la Côte d'Ivoire (Ledru et al., 1988). Au Burkina-
Faso la phase D3 est marquée par un plissement accompagné d'un foliation S3 de direction N50
à N800E (Ouedraogo et Prost, 1986; Ouedraogo, 1987). Au Ghana et au Sud-Est de la Côte
d'Ivoir la phase D3 se marque par des cisaillements dextres reprenant des accidents D2. Au
Nord-Ouest de la Côte d'Ivoire la déformation D3 se marque par des zones de cisaillements
dextres N50oE. Au Sud du Mali, l'accident de Sassandra aurait fonctionné durant la phas~
transcurrente D2 puis durant la phase tardive D3 (Feybesse et al., 1989). En Guinée la phase D3
est marquée par des plis P3 d'axe WNW-ESE qui affecte un vaste anticlinorium N-S formé
durant la phase D2 (Feybesse et al. 1989); Milési et al. 1989). Cette phase D3 est définie
également par des décrochements dextres E-W à WNW-ESE.

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Fig. I/-6 - Structural map of the Kedougou-inlier, Senegal and Mali (Ledru and al.,
1991). 1 : transcurrentfault; 2 : reverse fault ; 3 : trace ofstratification in B2 (a :
normal position, b : reverse position); 4 : trace ofschistosity 1 in BI; 5 : trace of
schistosity;
6 : planarfabric in the granites; 7 stretching lineation; 8 : linearfabric in
the granites; MIZ: Main Transcurrenl Zone; SMF : Senegalese-Malianfault.

54
Ces trois phases de défonnation n'ont pas été observées dans plusieurs localités de la
province birimienne du craton de l'Afrique de l'Ouest. Par exemple :
- Ndiaye et al. (1989), ont défini dans les fonnations birimiennes de la boutonnière
de Kédougou-Kéniéba une phase majeure de plissement isoclinale accompagné d'une
schistosité. Cette schistosité peut être reprise localement par une crénulation.
- Salah (1991), note que les formations birimiennes du Liptako ont subi une seule
phase de déformation régionale accompagnée d'une schistosité SI ou SO-S 1. Cette schistosité
est reprise localement dans les zones de cisaillement par une deuxième surface L'autour
souligne qu'il s'agit d'une superposition de schistosité liée à une déformation progressive et
exclut l'hypothèse de deux phases distincte de déformation.
II-2- Les structures souples observées
11-2-1- Les observations de terrain
La structure la plus apparente sur le terrain est une schistosité subverticale bien marquée
par le clivage de la roche et/ou par l'orientation de certains minéraux. Cette schistosité a une
orientation majeure NNE-SSW qui se distingue très nettement dans l'ensemble sédimentaire et
volcanosédimentaire. La stratification n'est pas apparente partout. On l'observe surtout sur les
terrains à lithologie variée. Le plus souvent elle est parallèle à la schistosité mais dans certains
cas on observe un écart angulaire entre les deux structures.
La schistosité peut changer localement d'orientation. Elle peut être par exemple NNE-
SSW, E-Wou N-S; mais le pendage reste toujours fort à très fort. Ce changement de direction
de la schistosité peut être liée soit au fonctionnement d'une faille soit à la mise en place de
certaines intrusions.
La schistosité peut être marquée par "un boudinage (photo 1 pI.I-5) qui correspond à un
étirement et une fragmentation de grès volcanogènes au sein d'une matrice constituée de
matériel tufacé moins compétent. Les boudins sont disjoints et on note un remplissage de
matériaux incompétents.
Dans plusieurs localités la schistosité est reprise par un plissement, le plus souvent, lié au
fonctionnement d'une faille comme c'est le cas à Madina (faille de direction NNW-SSE) ou pm-
un microplissement serré accompagné d'une schistosité de crénulation. Dans ce cas les roches
sont finement litées avec une alternance de lits plus étroits, plus sombres et enrichis en phyllites
et minéraux opaques (?). Les microlits clairs correspondent souvent à des charnières de plis.

55
11-2-2- Les observations microscopiques
Le type de schistosité qui apparaît dans les roches étudiées varient en fonction de la
lithologie, l'intensité de la défonnation, le métamorphisme, la localisation à proximité ou non
des intrusions granitiques ou du grand accident décrochant sénégalo-malien.
Les tufs épiclastiques présentent une schistosité peu marquée lorsqu'ils ne sont pas très
métamorphisé; cette scistosité est même frustre par endroit. Lorsque ces roches ont subi une
défonnation intense, elles montrent une schistosité très nette bien indiquée par l'orientation des
cristaux de quartz, de plagioclase et surtout des minéraux phylliteux (biotite et muscovite).
Un tuf rubané prélevé dans le secteur de Fataï dans l'axe de l'accident sénégalo-malien
montre au microscope deux schistosités. La première schistosité est confondue avec le litage
primaire et s'exprime par l'apparition de fines paillettes de séricite et une biotite 1 de couleur
vert-brunâtre bien orientée. La schistosité S2 est matérialisée par une cristallisation d'une biotite
2 qui recoupe la première schistosité suivant un angle de 30°. Les biotites se sont surtout
développées dans les niveaux plus compétents ph 1 et 2 , pl. 1-6).
A proximité de l'intrusion granodioritique de Boboti les tufs épiclatiques sont très
défonnés et parfois crénulés. On observe un développement de cristaux de biotite 2 et de
muscovite 2 de façon séquente sur la première schistosité bien marquée par des biotites, des
muscovites et quelques cristaux de plagioclase. Ces biotites 2 et muscovites 2 à l'échelle de la
lame mince ne s'organisent pas de façon homogène. Cette disposition contrairement au cas
précédent ne semble pas correspondre à une S2 (ph 3 et 4 pl. 1-6)) .
Un autre cas intéressant à évoquer est celui relatif aux grès volcanogènes de Mahina-
Mine. Ces roches ne sont pas intensément défonnées, mais la plupart, montrent une
cristallisation dynamique sous pression bien illustrée par les grains de quartz. L'échantillon 943
montrent des grains de quartz à extinction ondulante, allongés et qui semblent être
polycristallins. En fait il s'agit d'une répartition hétérogène du taux de déformation. La
schistosité est également bien marquée par des oxydes de fer qui représentent l'empreinte d'une
importante circulation de fluide à la suite d'un processus de pression-dissolution. Ce mécanisme
de la dissolution-cristallisation (fig. 11-7) met en oeuvre trois étapes: dissolution orientée, le
transport dans un fluide et le dépôt d'un minéral à pârtir des éléments dissous (Ramsay, 1990).
Les bandes noirs observées dans certains grains de quartz (qui font penser à un minéral
polycristallin) sont dûes à une dissolution selective qui a conduit à une concentration résiduelle
de minéraux insolubles. Les produits mis en solution sous l'effet des contraintes sont ensuite
transportés soit par diffusion au sein d'un fluide immobile, soit dans un fluide en déplacement
au sein d'une fracture, soit encore par combinaison de ces deux modes. Les éléments libérés par
la dissolution ont contribué au dépôt d'autres minéraux de quartz allongés dans le sens de la
contrainte.

56
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b
Cristallisation
sur le même
=122J=
mméral
~ - - - .
c
sur un aulre
1
mméral
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~
8~ frocture
Il[1d'exlen~an
1
hors du système
~
Fig. //-7 - Déformation par dissolution-eristallisation. a : déformation des grains quartz observée dans les
grès volcanogènes de Mahina-Mine. b : Mécanisme de déformation par dissolution-cristallisation:
soumis un déviateur (ol-e3J,le grain cental subit une dissolution en A et un dépot en B par
transport de matière en présence d'Wlfluide (hachure). c
: les trois stades du mécanisme de
déformation par dissolution-eristallisation. (in Nicola.198).


57
---
... 2
* 3
Fig. 11- 8 - Carte de synthèse des linéaments d'une partie de la région étudiée d'après
l'interprétation d'une image satellite (spot).
1 : granite de saraya,o 2: indice d'or; 3 :filon de paléosurjace.

S8
II-3- Les structures cassantes
La détennination des linéaments caractéristiques dans la région étudiée a été possible
grace à l'utilisation d'images photo-satellites (spot), de photos aériennes mais aussi grace aux
relevés de terrain.
La figure I1-8 donne l'essentiel des linéaments obervés sur une image photo satellite.
Nous avons aussi indiqué sur la carte, les limites supposées du granite de Saraya ainsi qu'une
structure subcirculaire observée au nord du secteur balayé par l'image satellite (région de
Balakonko). Les indices d'or et les affleurements de filon de paléosurface ont été également
mentionnés sur cette figure 8.
Quatre directions ou groupe de directions majeures ont été identifiés:
- Les directions NNE-SSW
Ces directions s'observent dans l'ensemble du supergroupe de Dialé-Daléma mais
prédominent à l'intérieur de granite de Saraya que dans dans son encaissant.
- Les directions NE-SW
Elles sont nettement plus réprésentées en dehors du granite de Saraya et prédominent dans
la zone des roches métamorphiques.
- Les directions E-W
Il s'agit de mégalinéaments plurikilométriques qui traversent toute la zone étudiée aussi
bien la zone granitique que le domaine métamorphique.
• Les directions N-S à NNW-SSE
Les directions N-S sont pour l'essentiéllocalisées à l'Est de la zone étudiée tout au long de
la rivière Falémé. Il s'agit de grands accidents d'extension plurikilométrique réparties entre 'le
Sénégal et le Mali.
Les directions NNW-SSW sont répartis de la même manière dans le granite et les roches
encaissantes.

59
11-4- Les structures circulaires
U ne structure circulaire a été notée au nord de la zone analysée aux environs de
Balankoko. Ce type de structure a été également signalé dans d'autres provinces birimiennes
comme au Burkina Faso (Zonou,1987). Il s'agit d'une structure dont la signification reste
énigmatique.
IV-Caractères géochimiques sommaires
Des analyses d'éléments majeurs, d'éléments en traces et de terres rares ont été effectuées
sur une dizaine d'échantillons de roches à dominante vo1canosédimentaire (tableau lA et lB).
Le premier objectif visé est de comparer la signature de ces roches à celles des autres roches de
la boutonnière pour déterminer les sources possibles. Le deuxième objectif est d'essayer de
comparer ces roches à d'autres roches dont le site géodynamique est bien élucidé.
IVal-l- Degré de mobilité des éléments
La perte au feu (PP) est souvent utilisée comme indice d'altération. C'est ainsi que selon
certains auteurs comme Le Maître, 1976; Midelmost, 1982 (in Dia, 1988), la roche est en état
d'altération si la perte au feu est >2%. Mais souvent cet indice s'est révélé inadéquat surtout
quand il s'agit de roches magmatiques ou certaines roches qui en dérivent partiellement ou
totalement (comme les roches volcano-sédimentaires dont il est question ici.) peuvent
renfermer des phases fluides.
La perte au feu dosée est inférieure à 2% dans 4 échantillons et dépasse ce chiffre dans 5
autres.
La valeur des indices chimiques d'altération (CIA= 100 x AI203/(AI203+CaO
+Na20+K20) proposées par Nebit et Young, 1982 (in Dia, 1988) permet également d'estimer
le degré de mobilité des roches. Les valeurs calculées, comprise entre 49 et 74, sont
comparables à celles obtenues par Diallo (1994) pour les roches volcanodétritiques du
Supergroupe de Mako.
IV-1-2- Distribution des éléments
IV-1-2-l- Les éléments majeurs
Les teneurs en Si02 sont nettement plus élevées dans les tufs épiclastiques homogènes
(66% en moyenne) que dans les autres roches (comme les tufs rubannés de la Falémé où elle
sont comprise entre 54 et 69% ).

60
Les teneurs en Al203 sont pour l'essentiel faibles: 15% en moyenne dans les tufs
épic1astiques homogènes et dans les tufs rubanés. La plus faible teneur a été dosée dans un tuf à
tendance basique (Ech. 1050: Si02= 51,25).
Les teneurs en Na20 varient très peu dans les tufs homogènes (3,08 à 5) alors que dans
les tufs hétérogènes elles passent de 2,65 à 6,09. Un tuf riche en plagioclase renferme le plus
fort pourcentage (8,96).
Les teneurs en K20 peuvent descendre jusqu'à 0,07% dans les tufs homogènes. Elles ne
varient presque pas dans les tufs rubanés (2 à 3,94). Le tuf à tendance basique et les tufs riches
en plagioclase renfennent de faibles teneurs en K20 respectivement 0,93 et 0,07.
Les teneurs en CaO ne varient pas dans les tufs homogènes et passent de 0,34 à 4,57 dans
les autres tufs.
Fe203 ne varie pas dans les différents groupes de faciés; les teneurs sont comprises entre
5,25 et 6,63%.
Les teneurs les plus élevées de MgO ont été dosées dans les tufs rubanés (5,91 %). Les
tufs homogènes montrent les valeurs les plus faibles comprises entre 1,5 et 2,62%
Les teneurs en Ti02 et P205 sont faibles dans l'ensemble. Les valeurs sont toujours
inférieures à 1% mais légèrement plus élevées pour Ti02 que pour P2ü5.
IV-1-2-2- les éléments en trace
Rb-Sr-Ba
Dans l'ensemble, les teneurs en Rb, Sr et Ba sont caractéristiques de la lignée calco-
alcaline. Les teneurs en Rb (53 en moyenne) sont du même ordre de grandeur que celles des
arcs continentaux. Les teneurs en strQncium sont inférieures à ceux des marges et
s'apparenteraient également à ceux des arcs insulaires. Les teneurs en Ba très élevées, pouvant
atteindre 1828ppm sont caractéristiques des marges continentales actives.
Ni-Cr-V
Les teneurs en Ni,Cr et V ne sont pas corrélables avec l'acidité des roches. Ces teneurs
sont dans l'ensemble moins élevées que celles des roches volcanodétritiques du supergroupe de
Mako (Diallo,1993) mais plus élevées que les termes grauwackeux des environnements actuels
d'arcs insulaires océaniques ou continentaux.

61
IV-1-2-2- Les terres rares
Les analyses de terres rares de trois échantilllons de tufs épiclastiques homogènes sont
indiqués sur le tableau lA. La somme des terres rares est de l'ordre de 126 ppm. Les spectres
des terres rares nonnalisées aux chondrites (Cl, Evensen et al., 1978) sont caractérisées par un
fractionnement très marqué avec un enrichissemnt en terres rares légères par rapport aux terres
rares lourdes et des rapports LaN/YbN et LaN/SmN respectivement de l'ordre de 13 et 14. Les
spectres sont aussi caractérisés par un très fort enrichissement en Ce (58 en moyenne) par
rapport au Nd. Il n'y a pas d'anomalie en Eu, les rapport Eu/Eu* sont inférieurs à 1.
Le spectre moyen des terres rares de 3 tufs épiclastiques a été comparés à ceux des
andésites orogéniques (fig. II-11). Ce spectre moyen est beaucoup plus proche de celui des
andésites des marges continentales actives que de celui des andésites d'arcs insulaires.
IV-I-3- Affinité magmatique
Dans ce diagramme classique Na20+K20-Fe203-MgO (fig 11-9) de Nockolds et Allen
(1953), les pointés sont répartis entre le champ des roches calcoalcalines et celui des roches
tholéiitiques.
IV-I-3- Cadre géotectonique
Diagramme AI2Ü3-FeT-MgO
Les pointés représentifs des roches volcanosédimentaires sont situés dans le domaine des
laves orogéniques et celui des basaltes d'îles océaniques sur ou près des rides médio-océaniques
(Fig.ll-l0).
Diagrammes proposés par Bathia (1983) et Bathia et Cook (1986)
L'imprécision des colonnes lithostratifraphiques de même que le manque d'information
sédimentologiques rendent difficile les interprétations géotectoniques relatives aux formations
sédimentaires et volcanosédimentaires surtout du Précambrien. Pour pallier cette difficalté
majeure certains auteurs comme Blatt et al., 1983 et Ronov, 1981 "in
Diallo, 1994) ont inité l'utilisation de la géochimie des majeurs, des traces et des terres rares
comme traceurs de l'environnement géodynamique de ces formations.
Dans cette lancée et pour faire la différence entre les roches formées dans les bassins des
marges passives ou actives (de type andin ou califomien) et dans les arcs insulaires océaniques
ou continentaux (de type Japon ou Cascades aux D.S.A), Bathia, 1983 propose l'utilisation

62
decertains paramètres discriminants comme par exemple Fe203/MgO, AI203/Si02,
K20/Na20 et Ti02.
Dans diagramme AI203-Fe203/MgO (fig. II-12a) les pointés sont pour l'essentiel dans ou près
du domaines des arcs continentaux. Par contre le diagramme Ti02-Fe203/MgO montre une
répanition des pointés plus hétérogène qui semblent indiquer une origine mixte. Ces pointés
sont aussi bien dans ou près du domaine des arcs insulaires que celui des marges continentales.
Les éléments ent trace ont été également utilisés comme marqueurs des géodynamiques.
Les plus caractéristiques d'après les trvaux de Bhatia et Cook (1986) sont Th, Sc, Co et Zr.
Ainsi dans le diagramme triangulaire Th-Sc-Zr/lO, les roches volcanosédimentaires de la région
étudiées sont proches des grauxackes des arcs insulaires océaniques
Conclusion
Les roches à dominante volcanosédimentaire sont d'affinité calcoalcaline et tholéiitique.
Elles présentent pour l'essentiel des ressemblances avec les roches d'arcs ou d'arrière-arcs
insulaires. Cependant, une panicipation de roches des environnements de marges continentales
à la mise en place de cenains dépôts est sans doute plausible.
Les analyses pétrographiques ont montré l'existence dans cenaines roches de nombreux
reliques de feldspaths potassiques qui suggère l'implication des produits d'érosion de reliefs
plutoniques et/ou de volcanites acides dans les accumulations volcanosédimentaires.
Ces roches vocanosédimentaires pourraient provenir en partir de la desstruction des
accumulations volcaniques et volcanodétritques d'arc ou d'arrières-arc du supergroupe de mako
mis en évidence par Dia, 1988 et Diallo, 1994.

N°Ech.
803
792
796
973
979
984
995
1009
1050
1068
N°Ech.
803
792
796
Si02
6235
68 82
69 44
54 79
53 59
63 32
69 34
62
51 25
57 65
La
27,11
25 1
32 52
AI203
17 13
14 39
14 75
15 73
14 75
16 16
14 11
15 83
13 67
14 76
Ce
59 08
5228
62 23
Fe203
6 99
4 92
4 59
6 63
643
6 15
525
6 01
3 95
11 6
l'kl
25 11
21 17
25 35
MO
o 04
0,04
o 07
o 11
o 04
0,08
Sm
527
4 31
5,24
MO
2 62
1 5
1 51
5 91
4 69
1 16
1 25
2
458
3 27
Eu
1 27
1 19
1 3
CaO
1 21
1 22
1 06
3 2
4,57
1,2
034
3,34
7,16
0,93
Gd
4,71
3,32
3,8
Na20
308
539
385
377
2,65
6 09
2 66
4 57
584
8,96
Dy
3 37
2 48
2,61
K20
334
07
234
2,37
3,34
2 02
2
3 94
o 93
o 07
Er
1 88
1 35
1 42
Ti02
071
a 53
a 51
a 59
058
a 63
o 54
o 5
o 53
a 72
Yb
1 74
1 25
1 34
P205
025
02
o 2
a 16
a 16
o 29
o 12
o 17
o 16
032
Lu
o 37
o 19
o 22
P.F.
2 71
1 7
1 52
6 58
8 9
2 6
4 16
1 27
11,63
1 54

129,91
112 64
136,03
Total
100 43
99 41
9977
99 8
99 77
99 66
99 77
99 63
9978
99 82
LaN
110,83
102 62
132,95
Ba
662
240
370
299
508
1280
535
1829
296
25
CeN
92 62
81 96
97 55
Be
1 5
1
1
1 29
1 5
1 2
1 1
1,2
1 1
1 29
l'klN
53,00
44 68
53,50
Co
26
31
29
28
21
25
24
12
34
41
SmN
34,22
27 99
34,03
Cr
135
127
126
121
126
39
131
122
103
218
EuN
21 89
20 51
22 41
Cu
9
42
32
<5
9 .
26
30
9
129
83
Gd'J
23 05
16 25
18 60
0'\\
W
Qi
22
14
14
22
21
21
15
29
22
21
DvN
13 26
9 76
10 27
N::>
<5
<5
<5
6
6
10
5
5
6
6
ErN
11,33
8,13
8,55
Ni
67
29
54
69
66
23
48
48
39
149
YtN
10,54
7 57
8,12
FI>
122
27
78
43
84
41
45
77
17
5
LuN
14 57
7 48
8 66
Sc
19 1
12,5
13,6
15 3
15,5
88
9,3
12
15,1
9 8
Sr
211
308
174
84
51
328
158
192
38
84
Eu·
28 64
22 12
26 31
Th
4 49
37
4 31
4 69
4,89
4,68
4,98
4,1
4,99
4,59
EuN/Eu·
o 76
0,93
0,85
V
119
80
94
119
11 6
50
90
97
1 01
147
LaNlYbN
10,52
13 55
16,38
Y
18
14
13
13
15
1 2
11
11
14
1 1
CeNlYbN
8 79
10 82
12 02
Zn
35
56
8
29
13
19
57
9
6
42
GdNlYbN
2 19
2 15
2,29
Zr
136
171
148
114
125
165
146
119
102
151
LaN/SmN
3 24
3 67
3 91
Tab. lA- Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des principales
Tab.-IB- Teneurs en terres rares
roches volcanosédimentaires.
de quelques roches
volcanosédimentaires.

64
Na20+K20
/\\
l'
1
/ ..,
/
\\
AI203
~
Fe203
Fig.1I-9 - Diagramme AFM de Nockolds ec Allen (1953) pour les roches à domir.ance
volcanosédùnencaire.
Fe203
Fig. [{-ID - Posicion des roches à donu"nance volcanosédimemaire dans le diagramme
Al203-Fe2Q3-!4g0 de Pearce cc al. (1977). 1: la~'cs orogéniques: 2: laves de rides cc
de fc:~s oCl!.aroques: ~: laves d'îles océaniques: 4: c/roléiices concinentales; 5:
cholellCes d lies ec de ride océaru"que.
100
o l
• 2
L
3
• 4
.. 5
10
I~
--
5
la Ce Pc Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu
Fig.ll-II - Comparaison des speccres de cerres rares normalisées (par rapport aux
cJuJndrices CI) des roches à dominance volcanosédimencaire à ecu..>: des andésices
orogéniques (D'après Bailey 1981). 1: andésites pauvres en K des arcs insulaires;
2: aueres andésites des arcs insulaires océaniques:
3: andésices des arcs insulaires
concinencau..>: ec des marges COnIinencales minces; 4: andésices des marges
continencales actives de type Andes;
5: laves andésitiques de la région écudiée

o
1.2
/ '
N
~
Th
o
8
Fe203/ M90
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4-- -
0'\\
!JI
Cf)
......... 0.2
8
co o
..!:I
%0,%
« 0.1
o
o
5
10
Fe203/MgO
Sc
Zr/10
Fig.ll-12 a et b. - Position des roches à dominante
Fig.ll-12 c. - Position des roches à dominante
vocanosédimentaire dans le diagramme de
volcanosédimentaire dans le diagramme triangulaire
Bathia (1983). A : domaine des Arcs insulaires
Th-Sc-Zr/lO de Bathia et Cook (1986). A : domaine
océaniques; B : Arcs continentaux; C: Marges
des Arcs insulaires océaniques; B : Arcs continentaux;
continentales actives; D : Marges passives.
C : Marges continentales actives; D : Marges passives.

67
PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Ensemble sédimentaire
et
volcanosédimentaire
- Planche 1-1 : les quartzites
- Planche 1-2 : les calcaires
- Planche 1-3 : les grès
- Planche 1-4 : les tufs épiclastiques
- Planche 1-5 : les défonnations
- Planches 1-6 : les défonnations (suite)

68
Planche 1 - 1
(Roches à dominante sédimentaire: les quartzites)
1. - Quartzite à pyrite de Kafori. Q = quartzite; P = pyrite
2. - Quartzite à biotite orientée (métamorphisme de contact de la granodiorite de
Boboti). B = biotite; Q = quartz
3. - Quartzite de Karakaène montrant des grains de quartz corrodés par des oxydes de fer.
Q =quartz; 0 = opaque


70
Planche 1 - 2
(Roches à dominante sédimentaire: les calcaires)
1. - Calcaire de la Daléma à la hauteur de l'ancien village de Kouroudiako. Il n'y a pas de
minéraux de métamorphisme. C = calcite
2. - Calcaire à Diopside de Khamba dans l'auréole de contact de la granodiorite de Boboti.
C =calcite; D= diopside
3. - Détail de la photo précédente montrant un phénocristal de diopside
4. - Calcaire à amphibole. A = amphibole; C = calcite

~l

72
Planche 1·3
(Roches à dominante sédimentaire-les grès)
1. - Grès feldspathique de Moussala (Mahina-Mine).montrant ici un plagioclase à macle
polysynthétique tordue. P = plagioclase; Q = quartz
2. - Grès de Moussala (Mahina-Mine) : les grains de quartz (Q) ont cristallisé sous
pression. La roche renferme aussi des cristaux de microcline (M)
3. - Microcline dans un grès feldspathique de Moussala (Mahina Mine).
M = microcline; Q = quartz;


74
Planche 1 - 4
(Roches à dominante volcanosédimentaire)
1. - Tufs épic1astiques à quartz, feldspaths réunis par une matrice formée de biotite et
muscovite. B = biotite; M =muscovite; P = plagioclase; Q =quartz
2. - Tufs épiclastique à quartz esquilleux et plagioclase. La matrice fine est très
importante. P = plagioclase; Q = quartz
3. - Détail de la photo N° 1 montrant ici un feldspath potassique à figure de myrmékite
Q = feldspath potassique; M = muscovite; P = plagioclase
4. - Tuf épiclastique rubané à minéraux de métamorphisme déformés et altérés

~I

76
Planche 1 - 5
(Déformation de l'ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire)
1. - Boudinage de roche gréseuse compétente dans des schistes pélitiques
(Moussala/Mahina Mine)
2. - Brèche monogénique associée aux roches précédentes; les éléments (tufs fins) sont
de grosseur variée et leur drection d'orientation correspond à celle de la schistosité
3. - Schistosité (SI) indiqué par l'orientation des oxydes de fer liés à une intense circulation de
fluide pendant la déformation
4. - Pli microscopique matérialisé par des niveaux riches en minéraux opaques (pyrite)
dans le quartzite de Kafori

-'''''..... .
.-- . '."':'.- -
.::
~.\\..., "

-"f
.

78
Planche l - 6
(Déformations de l'ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire)
1. et 2. - Naissance d'une schistosité S2 soulignée par des biotites 2 sécante par rapport à une
première schistosité (S 1 soulignée par des biotites 1 et surtout par des muscovites)
confondue avec la stratification Sa visible sur la photo n02
3. - Apparition de biotite 2 (b2) sécante sur la schistosité SI
4. - Idem photo précédente mais les minéraux de deuxième génération sécants par rapport à la
schistosité SI sont représentés ici par des muscovites (m)

,tR
\\
~II\\
N
CI)
......
---

81
CHAPITRE 3 - LES ENSEMBLES MAGMATIQUES
L'édification de la croûte lithosphérique de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba est
marquée au Protérozoïque Inférieur dans la partie orientale (Dialé-Daléma) par un
événement magmatique caractérisé par la mise en place d'un complexe volcanique et
hypovolcanique et de masses plutoniques composites.
Les ensembles magmatiques qui se sont mis en place dans les formations de Dialé-
Daléma ont été successivement étudiés par l.P.Bassot (1963,1964, 1984, 1987) par
F.Witschard (1965) par Walter et Chantraine (1974) et P.M.Ndiaye (1986 et 1989). Ces
ensembles regroupent d'une part des roches volcaniques et hypovolcaniques et d'autres
part des granitoïdes.
- Les roches volcaniques et hypovolcaniques font partie du complexe
volcanoplutoniques de la Daléma mis en évidence au début des années 60 grace aux
travaux de IP.Bassot (1960) et F.Witschard (1965). Par la suite elles ont fait l'objet d'une
prospection pour or cuivre et fer par la Miferso et parmi ces travaux, on peut citer ceux
de Walter et Chantraine (1974).
Les roches volcaniques et hypovocaniques forment un ensemble très complexe
affleurant essentiellement selon une structure méridienne centrée sur le village de
Bambadji . Cet ensemble qui s'est mis en place dans des formations à dominante
sédimentaire et volcanosédimentaire, est constitué pour l'essentiel de dykes de laves avec
des trachyandésites, des rhyodacites , des volcanoclastites comprenant des tufs
andésitiques à éléments lithiques associés à des microdiorites, des microgranodiorites et
des albitites. Les volcanoclastites reprennent des éléments de roches encaissantes
essentiellement des cipolins, des quartzites et des tufs.
- La répartition des principales roches plutoniques qui se sont mises en place dans le
supergroupe de la Daléma est bien illustrée par la fig. 1-4 :
- 1) à l'ouest le granite de Saraya et les granodiorites de Moussala et de Dar
Salam. Le granite de Saraya forme un immence massif d'environ 2000 km2 de superficie
qui disparaît au Sud sous les grès horizontaux de Ségou-Madina Kouta et au Nord à la
hauteur de la Falémé sous les cipolins de Linguékhoto. La granodiorite de Moussala
forme un petit massif situé immédiatement au Nord Est du granite de Saraya (fig. I-1c) ;
La granodiorite de Dar Salam ressemble beaucoup à l'affleurement à la précédente; elle
se situe au SE du granite de Saraya .
- 2) Au centre, la granodiorite de Boboti qui se met en place dans un axe
volcanique centré sur le village de Bambadji. Elle est représentée par trois massifs
principaux alignés N-S. Ce sont du Nord au Sud: le massif de Balangouma qui se
poursuit en territoire malien jusqu'au village de Didian-Kéniéba, le massif de Bambadji
étroitement associé au volcanisme andésitique; enfin le massif centré sur Madina Bafé et
qui s'ennoie au Sud sous la falaise de grè du Protérozoïque supérieur.

82
- 3) A l'Est enfin, le granite de Gamaye. Il s'agit d'un massif subméridien dont
l'essentiel des affleurements se trouvent sur la rive droite de la Falémé .
.. Ces roches plutoniques ont fait l'objet d'étude géochronologique par la méthode
Rb/Sr sur roches totales (Bassot et Caen-Vachette, 1984). Les âges obtenus sur le granite
de Saraya , les granitoïdes de Boboti et le granites de Garnaye sont respectivement de
1973 ±33Ma, 1989± 28Ma et 2050 ± 27Ma. Selon Bassot (1987), le modèle le plus
plausible pour la mise en place du volcanisme calcoalcalin serait celui proposé pour les
granitoïdes d'Europe occidentale, c'est à dire à la faveur de phases extensives liées à des
décrochements crustaux le long desquels s'installent des bassins mollassiques. C'est ce
même modèle qui a été évoqué par Ledru et al. (1992) en ce qui concerne les plutons de
Saraya de Gamaye et de Boboti.
L'étude ci-dessous est une contribution a la compréhension de la lithologie et de la
pétrographie de cet ensemble magmatique. Une étude géochimique des éléments
majeurs, des éléments en trace, des terres rares et des isotopes, également effectuées vont
permettre d'apporter des précisions sur la pétrogénèse et sur la paléogéographie des
formations.
1- Le complexe volcanique et hypovolcanique
Les roches volcaniques et hypovolcaniques affleurent assez bien dans le secteur Est-
Saraya en particulier autour du village de Barnbadji (dans la rivière Daléma et ses
affluents et sur la piste de Saraya à Mahina mine). D'autres affleurements ont été
identifiés plus au Sud notamment autour de Garabouréa et dans la rivière Boboti. Ces
roches présentent un aspect varié (leucocrate, mésocrate ou mélanocrate) et peuvent
former des collines de quelques métres d'épaisseur mais s'étendant sur plusieurs
centaines de mètres.
1-1- Caractères lithologiques
Les roches volcaniques et hypovolcaniques sont toujours associées sur le terrain.
Elles sont essentiellement centrées autour du village de Barnbadji où elles constituent de
véritables champs de dykes qui recoupent le complexe volcanosédimentaire et
sédimentaire.
Les roches volcaniques sont représentées par: 1) des laves qui s'apparentent à des
trachyandésites et des rhyodacites; 2) des volcanoclastites qui correspondent
essentiellement à des tufs andésitiques à éléments lithiques.
Les roches hypovolcaniques représentent le groupe de roches qui affleurent le mieux
dans la zone étudiée. Il s'agit le plus souvent de dykes de microdiorites et parfois de
microgranodiorites et d'albitites.

83
1-2- Caractères pétrographiques
1-2-1-Les roches volcaniques
Les roches volcaniques rencontrées sont de trois types:
des laves et des
volcanoclastites.
1-2-1-1-Les laves
Les laves de type intermédiaire à acide sont représentées pour l'essentiel représentées
par la série trachyandésite et des rhyodacites.
Les trachyandésites
Localisation des affleurements et description
Les laves de type trachyandésites affleurent dans la Daléma à la hauteur de Bambadji
, au Sud de Linguéa et au Nord de Garabouréa sous forme de dykes N60 à N90.
Ces roches se présentent sous un aspect sombre, très dur ressemblant à un basalte.
Certaines roches sont dépourvues de cristaux visibles à l'oeil nu, d'autres montrent des
phénocristaux de plagioclase. Au Nord de Garabouréa, la roche est traversée par des
filons de quartz plus clairs ou envahie au travers certaines fractures par des plaquettes de
magnétite. Les roches renferment également de nombreuses enclaves de roches
séimentaires et de roches magmatiques
Description microscopique
- L'échantillon (PM 1106) prélevé au Nord de Garabouréa, montre une texture
microlitique formée pour l'essentiel: de plagioclase en microlites orientés suivant une
direction marquant la fluidalité, une mésostase constituée de plagioclases
cryptocristallins et de nombreux minéraux opaques en petit grains disséminés.
- Autour de Bambagdji et Linguéa, Les laves (pM 828 et PM 997) ont une texture
microlitique porphyrique avec des phénocristaux de pyroxènes fortement chloritisés et de
plagioclase. Ces plagioclases sont trapus, parfois en lattes et souvent transformés en
paillettes de séricite plus importantes au centre du cristal qu'à sa périphérie. Dans la
mésostase, on reconnait dans certains cas de nombreuses baguettes de plagioclase
associées à de fins cristaux de chlorite. On note accessoirement des minéraux oapques en
petits grains disséminés dont certains sont issus de l'altération des pyroxènes.

84
Ces roches présentent des hétérogénéités sous fonne d'enclaves: de quartzite pure ou
carbonatés; de rhyolite fonnée de feldspaths altérés, de quartz, de chlorite et de minéraux
opaques; de vo1canites basiques où on reconnaît de nombreuses bulles initialement
occupés par des gaz.
Les rhyodacites
Localisation et description des affleurements
Les faciés dacitiques ont été, pour l'essentiel, observés dans la rivière Daléma. Ils
sont très altérés à l'affleurement. Cette altération leur confère une couleur rosâtrelaissant
apparaître des baguettes noires qui sont d'anciennes amphiboles et de nombreuses tâches
rouge-ôcre d'oxyde de fer.
Description microscopique
Au microscope les dacites montrent une texture fluidale très caractéristique marquée
surtout par la présence :
- de phénocristaux d'amphiboles transformées; ils sont entourés d'une couronne
de minéraux opaques en petits grains qui leur confère un aspect de "boite de fer". Ces
boites de fer renferment des minéraux de destabilisation telsque chlorite, quartz et
muscovite (photo 3, pl.l-7);
- de grands cristaux automorphes de plagioclase également transformés mais à
macles polysynthétiques et parfois de macle de carlsbad encore reconnaissables. L'
altération de ces feldspaths donne des carbonates (calcite);
- une mésostase dans laquelle subsistent des feldspahs en fins cristaux accolés les
uns aux autres.
1-2-1-2- Les volcanoclastites
Les tufs pyroclastiques
localisation des affleurements et description
Les faciés tufacés à élémnents lithiques sont associés aux laves. Ils ont été reconnus
en plusieurs endroits dans la Daléma à la hauteur de Linguèa , dans le marigot Bandiassé
juste au niveau du croisement avec la piste de Dinkokono.
Les roches sont sombres ou claires. Elles renferment des éléments plus ou moins
ovoides, grisâtres, noirâtres ou rougeatres de tailles variable, sous forme de fragments de

85
roches volcaniques acides ou basiques, de quartzite ou plus rarement de pélite. Les
éléments clastiques sont d'orientation quelconque. La matrice est blanchâtre ou brunâtre
suivant son degrè d'altération.
Description microscopique
-L'échantillon P.M856d a été prélevé dans la Daléma à la hauteur de Linguéa:
Les éléments lithiques: ils sont de nature, de forme, d'aspect et de dimensions
variés.
Des fragments de roches volcaniques acides à phénocristaux de feldspaths
transformés surtout au centre en séricite , de biotite chloritisée, de rares cristaux de
quartz, flottant dans une matrice recristallisée en paillettes de séricite.
Des éléments de quartzite où les plages de quartz ménagent des interstices occupées
par de l'épidote.
Des fragments de cipolin à scapolite.
Des éléments de grès tufacés , à ciment phylliteux réunissant des grains de quartz en
mosaïque à extinction roulante.
Les cristaux: ils sont représentés par des feldspaths partiellement remplacés par
la séricite.
La matrice: de nature volcanique, elle est formée de plagioclase souvant associé à
de la séricite. Des veinules de quartz et calcite traversent la roche.
L'échantillon PM 869 (photo 1, pI.l-7) a été prélevé dans la rivière Daléma à la
hauteur de Linguéa. Il renferme des fragments divers: de marbre, de quartzite carbonatée,
de grès tufacés, de tuf et de rares volcanites basiques présentant de nombreuses bulles
d'air. Ces fragments sont réunis par un ciment de nature volcanique présentant du quartz
rhyolitique recristallisé, des phénocristaux de plagioclase séricitisés et de chlorite.
Les tufs légèrement remaniés
Localisation des affleurements et description
Dans la Daléma à la hauteur du croisement avec la piste Bambadji-Moussala, on
observe des épiclastites. Elles sont localisés à une centaine de mètre des laves et des
volcanoclastites précédemment décrites. Plus précisemment, les affleurement se trouvent
juste au niveau de la piste Linguéa-Moussala Mahina Mine. Il s'agit d'un ensemble de
Tufs légèrement remaniés comportant des tufs à lapillis et des tufs fins. Vers l'Est les
affleurements disparaissent progressivement d'abord les tufs à lappilis et ensuite les tufs
fins.

86
Les termes les plus grossiers ont un aspect sombre et renferment des éléments variés.
Ces éléments dont la taille peut atteindre 3cm peuvent être des fragments de roches
microgrenues, de tufs, de calcaires. Ils sont réunis par un ciment volcanique noirâtre. Les
termes les plus fins sont noirs où bruns.
Description microscopique
L'échantillon PM858 est un tuf à lapillis
Les éléments lithiques: ils sont variés
Des fragments allongés de roches formées de plagioclase et de carbonates.
Des frgments de calcairs purs.
Des éléments de roches microgrenues constituées de biotite, de plagioclase et d'
épidote.
Des fragments de tufs où on reconnaît une matrice silico carbonatées réunissant des
fragments de quartzite.
La matrice: elle renferme du quartz hexagonal à golfe de corrosion, des plagioclases
détritiques et des minéraux opaques en petits grains.
L'échantillon P.M 859 représente le faciés fin qui alterne avec le faciés grossier décrit
ci-dessus; il s'agit d'un tuf cendreux. Des minéraux opaques sont largements dominants;
on y observe aussi du quartz en forme d'écharde. La matrice qui réunit ces minéraux est
cryptocristalline , formée de fins cristàux de carbonates, de quartz et de plagioclases.
L'échantillon P.M.867 est également un tuf fin composé
- de quartz en grain subarrondis, arrondis ou anguleux; certains grains sont
jointifs donnant une texture gréseuse.
- de plagioclase automorphe ou subautomorphe
- d'un ciment formé de chlorite, de muscovite et de biotite brune
Mise en place des volcanoclastites
L'étude pétrographique des divers faciés tufacés du complexe de roches
volcanoclastiques, a montré que dans l'ensemble les éléments lithiques sous forme de
fragments de roches ou de minéraux ont souvent des extrémités effilochées. Les
caractères morphologiques ainsi que la nature de la matrice font éliminer l'hypothèse
d'un conglomérat par érosion de roches volcaniques ou sédimentaires.
La localisation ponctuelle des tufs et la nature immature des éléments clastiques
semblent indiquer une mise en place sous forme de coulée bréchique pyroclastique
entrainant après explosion (aérienne) des framents d'encaissant. fi y aurait plusieurs

87
centres d'émission dont notamment celui situé au croisement de la piste Linguéa-
Moussala Mahina Mine avec la rivière Daléma. A ce niveau une partie des produits
pyroclastiques ont subi un léger transport puis un dépôt, d'abord des éléments les plus
grossiers ensuite des éléments plus fins.
1-2-2- Les roches hypovolcaniques
Les roches hypovolcaniques associées aux laves de la Daléma sont variées
(microdiorites, albitites et microgranodiorites, ) et affleurent en plusieurs endroits. Les
meilleurs affleurements ont été rencontrés autour du village de Bambadji notamment
dans la rivière Daléma et sur la piste Saraya-Linguéa.
1-2-2-1- Les microdiorites
Localisation des affleurements et description
Les microdiorites sont les roches les plus communes dans la région étudiée. Les
meilleurs affleurements ont été observés auteur du village de Bambadji, notamment dans
les cours d'eau Badiambako, Goungou Saro, Daléma, Boboti. Un véritable champ de
dykes a été observé sur la piste de Saraya-Bambadji.
Dans le Badiambako
Ces microdiorites (PM 912b) affleurent dans marigot Badiambako à la hauteur de la
piste Karakaéne-Moussala Mahina Mine.
Ces roches ont un aspect rose et sont hétérogènes; en effet, certains faciés semblent
plus riches plus riches en biotites que d'autres. Une seule structure a été observée; il
s'agit d'une fracturation N130-60W
L'aspect rose est dû à l'altération des feldspaths. Ces feldspaths se présentent soit
sous fonne de cristaux très fins qui représentent l'essentiel de la matrice, soit sous fonne
de rares phénocristaux automorphes. Des' cristaux subautomorphes ou automorphes de
biotites et d'amphiboles sont disséminés dans le fond feldspathique.
Dans le Goungou Saro
Le Goungou saro est un petit affluent de la Daléma qui prend sa source à la hauteur
de la piste Bambadji-Sancéla. Des microdiorites (pM1140 et PM1143a) à tendance

88
porphyrique affleurent dans ce marigot, associés à des microgranites , des tufs et des
andésites.
La roche est mésocrate et caractérisée par des porphyres de plagioclase qui font
saillie sur les échantillons. On y reconnaît aussi de amphiboles pouvant former des
baguettes allongées ou des prisme trapus. En certains endroits, on note une
prédominance des minéraux noirs et la roche a un aspect mélanocrate ressemblant à une
andésite.
Dans la Daléma
On observe d'importants affleurements de rnicrodiorites dans la rivière Daléma,
depuis le Sud-Est du village de Bambadji jusqu'à la hauteur du village de Linguéa. Ces
microdiorites présentent un aspect et une composition variés; elles sont étroitement
associées aux andésites,trachy-andésite, dacites et aux tufs précédemment décrits. Leur
orientation est difficile à déterminer, elle est probablement parallèle à l'orientation de la
rivière Daléma.
Les faciés sont variés. Certains présentent un aspect rosâtre sur ses parties les plus
saines; quand ils sont altérés, on observe une croûte noire d'un demi millimètre
d'épaiseur. On reconnait sur ses parties saines des phénocristaux de plagioclase blanc-
laiteux, des tâches très fines, noires, qui sont d'anciens minéraux ferromagnésiens altérés.
La roche est recoupée par quelques microfractures qui ont été remplies par de la
magnétite.
Sur la piste Saraya-Bambadji
Quand on quitte Saraya pour se rendre à Bambadji, on est frappé par le manque
d'affleurement. La piste est recouverte soit par l'arène du granite de Saraya soit par une
cuirasse latéritique. Ce n'est pas le cas à la hauteur de la Daléma, où on observe un
véritable champ de dykes de microdiorites. Ces dykes orientés N70, sont traversés dans
la direction N120 par d'autres dykes leucocrates de 120 cm de large, très durs, présentant
par endroits des concentrations de minéraux ferromagnésiens. On note également des
fractures N 120 remplies de magnétites
Les roches sont leucocrates ou mésocrates. Trois faciés ont été identifiés:
- un faciés porphyrique où on reconnaît des cristaux automorphes de plagioclases
qui font saillie sur l'échantillon;
- un faciés [m verdâtre où on ne reconnaît aucun minéral à l' oeil nu;
- un faciés d'aspect gris bleuté où on observe des phénocristaux de plagioclase et
d'amphibole.

89
Dans le Boboti
Ces roches fOffilent de petits affleurements très nombreux avec des faciés divers. Les
relations avec la granodiorite sont difficiles à établir puisqu'ils ont la même orientation.
Au contact des grauwackes qui représentent leur encaissent, ces roches créent un
métamorphisme de contact de faible extension.
les roches sont leucocrates en général, à grain fin, la taille est de l'ordre du demi
millimètre. Certains faciés présentent des passées verdâtres dûes à l'importance des
amphiboles; ceci confère à ces roches un aspect mésocrate . On reconnaît à l'oeil nu des
plages de plagioclase et des agrégats d'amphibole orientés
Description microscopique
Microdiorite du Badiambako
La texture est microgrenue. On y observe:
- des cristaux de biotite subautomorphes ou automorphes. Certains sont de grande
tailles, d'autres de petite taille. Ils sont en général cataclasés.
- des cristaux d'amphibole rare s,totalement chloritisés.
- des cristaux de plagioclase automorphe parfois zonés. Certains sont inclus dans
la biotite;
- une matrice dans laquelle baignent ces cristaux et qui est formés pour l'essentiel
de quartz, de plagioclase et de minéraux opaques. On y observe de façon accessoire des
cristaux d' apatite inclus dans le quartz.
Microdiorite du Goungou Saro
La texture de la roche est microgrenue.On y observe:
- des phénocristaux d'amphiboles de forme rectangulaire ou losangique. Ces
amphiboles sont souvent maclées et partiellement chloritisées;
- des cristaux automorphes de plagioclase(oligoclase) altérés surtout le long des
clivages;
- une matrice enrobant les cristaux et qui est formée pour l'essentiel de petits
cristaux de plagioclase et d'amphibole
Microdiorites de la Daléma
-L'échantillon PM867A a été prélevé dans la Daléma à la hauteur de Linguéa . Au
microscope, on observe une texture microgrenue formée de plagioclases automorphes

90
piquetés de séricite. Ces plagioclases baignent dans une matrice formée essentiellement
de cristaux très fins de plagioclases. Certains de ceux-ci sont transformés en calcite qui
forme de grande plage ou bien disséminée dans la roche.
-l'échantillon PM 868C présente aussi une texture microgrenue montrant des
phénocristaux de plagioclases hexagonaux, rectangulaires ou losangiques dont certains
sont cataclasés. Ils peuvent aussi former des agrégats de 3 ou 4 cristaux engrenés les uns
aux autres. On y observe en outre de la chlorite provenant d'une ancienne amphibole
altérée. Tous ces minéraux baignent dans une matrice très finement grenue formée de
quartz et de plagioclase. Des filon nets remplis de quartz traversent la roche.
- L'échantillon PM926 présente de nombreux agrégats d'amphibole de
recristallisation, des plagioclases automorphes de grande taille, très transformés et des
amphiboles chloritisées. Ces minéraux sont enrobés par une mésostase formée de fins
cristaux d'amphibole et de plagioclase.
Microdiorite de la piste Saraya-Bambadji
- L'échantillon PM 1054a est une microdiorite porphyrique.On y observe:
*des phénocristaux de plagioclase sains ou légérement altérés
*des amphiboles, qui, dans la plupart des cas ont recristallisé, donnant de
nombreux agrégats;
*ces plagioclases et amphiboles baignent dans une matrice formée de petits
cristaux d'amphiboles et de plagioclase
*des veinules d'amphiboles recoupent la roche.
- L'échantillon PM 1055 présente une texture microgrenue qui renferme:
*des phénocristaux d'amphibole altérée en chlorite
*des phénocristaux de plagioclase très altérés en épidote et séricite;
*une matrice qui englobe les phénocristaux et qui est formée de plagioclase et
d'amphibole;
*de rares enclaves de diorite à texture grenue formée de plagioclase automorphe,
d'amphibole et d'épidote.
- L'échantillon PM855 est très différent des précédents et ressemble à une
microgranodiorite du fait de la présence de microcline et de quartz assez bien
représentésLa texture est microgrenue; on y observe des plagioclases automorphes. bien
orientés et de nombreux grains d'épidote disséminés.

91
Microdiorites du Boboti
-L'échantillon PM823 présente une texture microgrenue. On observe:
des amphiboles très abondantes allongées, souvent altére en chlorite, sphène et opaque;
des plagioclases automorphes. La roche renferme des enclaves de diorite à texture grenue
formées d'amphibole et de plagioclase trapus. Les amphiboles sont altérées et
transformées en chlonte, sphène et opaques.
-L'échantillon PM824 est microgrenu, formé pour l'essentiel d'un fond
quartzofeldspathique avec des baguettes d'amphibole.la roche est traversée par des
microfractures remplies d'aiguilles d'amphiboles.
-L'échantillon PM825 est finement grenu. La roche est écrasée ce qui entraine une
fine recristallisation des minéraux de quartz et de plagioclase. On observe en outre de
nombreux agrégats d'amphiboles plus grenues. On peut signaler également la présence
de minéraux accessoires représentés par des opaques et de l'allanite. Dans les agrégats de
ferromagnésiens certains cristaux ressemblent à des pyroxènes.
I~2-2-2- Les albitites
Nous avons distingué des plagioclasites leucocrates et des plagioclasites mésocrates à
mélanocrates.
Les albitites leucocrates
Localisation des affleurements et descriptions
Entre Mahina Mine (au Nord) et Boboti (au Sud) affleure une roche leucocrate
formant de petits massifs intrusifs orientés grosso modo Est-Ouest. Avec une puissance
moyenne de 15m, les affleurements peuvent s'étendre sur plusieurs centaines de mètres.
Il faut signaler que sur le terrain nous avons eu beaucoup de difficultés à caractériser
pétrographiquement ces roches. En effect elles présentent un grain très fin et sont
toujours imbriquées avec un quartzite qui présente les mêmes caractéristiques
macroscopiques. Dans les coupes effectuées, nous nous sommes systématiquement basés
sur la résistance au coup du marteau pOUf distinguer les affleurements de plagioclasite
des affleurements de quartzite. Ces derniers sont plus durs et résistent mieux au coup du
marteau.

92
Au niveau du contact entre les plagioclasites leucocrates et les quartzites, on note une
importante cristallisation de pyrite. Par ailleurs on observe souvent dans ces roches des
enclaves de tufs acides à ciment secondaire de tourmaline...
De nombreuses fractures Nl20-verticale ont été observées; certaines sont remplies
par de petits filons de tourmaline.De plus on observe des accumulations de 2 millimètres
de diamètre formées essentiellement de tourmaline.
Deux générations de filon de quartz traversent les plagioclasites leucocrates : des
filons de 50 cm d'épaisseur, orientés N50, stériles et des filons orientés Est-Ouest,
pouvant être minéralisés en pyrite et en or.
Il faut souligner enfin que les roches sont localement mylonitisées dans la direction
NUS àN120.
Les roches ont un aspect blanc. Elles sont formées pour l'essentiel de plagioclase se
présentant en grain très fin. Seuls les parties superficielles et les fractures sont colorées
en vert du fait de l'altération. On note quelques rares tâches noires très fines de biotite et
de concentration de tourmaline.
Description microscopique
la texture est microgrenue. On y observe:
- une biotite altérée formant de rares cristaux qui peuvent aussi se mettre dans les
microfractures où elle est associée à du quartz;
- des cristaux de plagioclase qui occupent 90% du volume de la roche. Dans les
zones mylonitisées les cristaux de plagioclases sont orientés dans la même direction des
microfractures que l'on observe sur les quartz des filons. les plagioclases sont dans la
plupart des cas transformés en séricite;
- des cristaux de quartz de petite taille en position interstitielle;
Cette texture est souvent traversée par des veinules de quartz de taille centimétrique
orientés Est-Ouest. Ces filons sont pour l'essentiel formés de quartz xénomorphe à
extinction
roulante,
montrant
de
nombreuses
microfractures
orientés
perpendiculairement à l'orientation du filon. On y observe en outre des critaux
automorphes de pyrites pouvant inclure de l'or (d'après l'étude métallographique). Par
ailleurs on note parallèlement aux épontes des lamelles de muscovites secondaires.

93
Les albitites mésocrates et mélanocrates
Localisation des affleurements et description
Ces roches affleurent surtout dans le secteur de Garabouréa-Boboti. Quand on quitte
Garabouréa pour se rendre à Boboti les premiers affleurements apparaissent après IKm
de piste. La majorité des roches ressemble à des basaltes et présente de nombreuses
cavités dûes à l'altération. Les roches sont orientées grosso-modo Est-Ouest comme
d'ailleurs la plupart des structures observées dans le Sud du domaine Est-Saraya.
On observe des couloirs tectoniques d'une dizaine de mètres de large dans lesquels,
les roches ont été intensément bréchifiées. Certains galets des brèches présentent des
cassures remplies par du quartz associé à de la chalcopyrite.
Au niveau de certains affleurements, on obseve que l'aiguille de la boussole est
considérablement déviée; ceci attestant peut être la présence de magnétite.
Il faut signaler par ailleurs l'existence de fractures N140-verticale, N75-verticale,
N105-75N, N80-70N.
Les faciés mésocratres sont vert-clairs ou rosâtres. On peut y observer à l'oeil nu: des
phénocristaux de plagioclases de forme hexagonale en général, de nombreux cristaux de
pyrite dont l'altération donne des tâches rouges; des cristaux d'amphibole orientés N85.
Des veinules de quartz de 2 mm de large peuvent recouper ces roches. On observe par
ailleurs un remplissage de certaines fractures par de la tourmaline.
Les faciés mélanocrates quant a eux, sont des roches noires qui ressemblent à des
basaltes. Seulles parties superficielles peuvent devenir vertes du fait de l'altération. Cette
altération est également responsable de l'existence de nombreuses cavités que peuvent
présenter certains échantillons.
On y reconnaît à l'oeil nu beaucoup de cristaux de pyrite, d'anciens ferromagnésiens
automorphes, altérés.
Description microscopique
Les fadés mésocrates
Ces roches (PM1037, PM1040b, PM1073) ont une texture microgrenue qui, dans la
plupart des cas est porphyrique. On observe:
- des phénocristaux de plagioclase de forme rectangulaire. Certains sont piquetés
de séricite ou de calcite;
- d'anciens minéraux transformés en plagioclase, muscovite et minéraux opaques
qui forment une couronne périphérique;
- d'anciens minéraux transformés en muscovite,calcite plagioclase et minéraux
opaques;

9-t
- des plages de calcite provenant de la destabilisation des plagioclases;
- beaucoup de minéraux opaques en grains disséminés.
- une matrice cryptocristalline formée de plagioclase et de minéraux opaques.
Les fadés mélanocrates
La texture de ces fadés (PM1092, PM1036. PM 1ü84) est microgrenue formée:
- de plagioclase automorphes de grande taille, le plus souvent cataclasé;
- de plagioclases de dimension moyenne, complétement transformés en
muscovite;
- de cristaux cubiques de pyrite;
- de boites de fer formées d'une couronne périphérique ferrifère qui englobe des
cristaux de plagioclase et/ou de muscovite;
- d'amphiboles automorphes transformées en chlorite
1-2-2-3- les microgranodiorites
Localisation des affleurements et description
Quelques rares affleurements de microgranite ont été identifiés dans le secteur étudié
notamment dans la Daléma et dans le goungou Saro. Dans la Daléma les affleurements
de microgranite se présentent comme ceux des microdiorites précédemment décrites et
auxquels ils sont asociés. En effet, ils forment des dykes discontinus (une partie du dyke
étant érodée) dont l'orientation est difficile à établir.
Dans le Goungou saro un seul affleurement de microgranite orienté Nord-Sud a été
observé. Il est associé à d'autres petits affleurements de roches siliceuses très riches en
pyrite renfermant des veinules de quartz et de microdiorite.
Sur la plan macroscopique on peut faire les remarques suivantes.
- Dans la Daléma, deux échantillons de microgranite ont été prélevés (pM923 et PM
933). Ces roches sont blanches lorsqu'elles sont saines et rosâtres lorsqu'elle sont
altérées. On y reconnaît à l'oeil nu des cristaux automorphes (hexagonaux ou
rectangulaires), de feldspaths qui deviennent roses à l'altération, de petits grains de
quartz et de façon accessoire : de petits cristaux automorphes de pyrite, d'anciens
minéraux ferromagnésiens partiellement ou totalement altérés correspondant sur les
échantillons à des tâches rougeâtres. Ces minéraux baignent dans une matrice blanchâtre
à rosâtre finement grenue.
- Dans le Goungou saro, le microgranite observé, a un aspect blanc. La texture est
microgrenue non orientée. On y distingue à l'oeil nu des cristaux hexagonaux de
plagioclase, du quartz subautomorphe ou xénomorphe et des minéraux cubiques altérés
en oxyde de fer. La matrice est pour l'essentiel formée de feldspath.

95
Description microscopique
Les échantillons prélevés dans la Daléma montrent au microscope une texture grenue
avec:
-des phénocristaux de plagioclase souvent altérés en séricite. l'altération est plus
marquée au coeur des plagioclases qu' à leur périphérie. Certains plagioclases sont
cataclasés et dans les microfissures on observe des lamelles de biotite;
-des phénocristaux de feldspath potassique qui ne présentent plus de mâcle du fait
de l'altération;
-des cristaux de quartz moins abondants que les phénocristaux de feldspath, en
grain subautomorphe ou xénomorphe disséminée;
-une matrice formée pour l'essentiel de plagioclase et de quartz dans laquelle sont
enrobés les phénocristaux
1-3- Etude géochimique
Les tableaux 2, 3 et 4 donnent les analyses chimiques des éléments majeurs, des
éléments et des éléments en trace des roches volcaniques et hypovolcaniques étudiées.
1-3-1- Degrès de mobilité des éléments chimiques
Il est intéressant avant de caractériser chimiquement des roches, d'aborder l'effet de
l'altération sur la mobilité des éléments.
Classiquement la perte au feu est le paramètre le plus utilisé pour déterminer le degrè
de mobilité des éléments. Ainsi Le Maître (1976) et Midlemost proposent pour les roches
altérées une P.F.(=H20+C02) > 2. Ce critère n'est pas toujours valable surtout quand il
s'agit de roches magmatiques fraîches qui renferment le plus des phases fluides.
Globalement, les pertes au feu dosées dans les roches volcaniques et hypovolcaniques
sont inférieures à 2%, mais dans certains cas elles peuvent dépasser 3,7%.
Le phénomène de spilitisation se traduit par une augmentation des teneurs en Na20
suivie d'une chute de CaO (Stillman, 1979; Rocci 1980; Stephens, 1982; Van Staal,
1987). Il correspond à une substitution du type (Ca,Na)-(Na,Si). Dans les roches
volcaniques et hypovolcaniques, les teneurs en Na20 sont dans l'ensemble homogène au
sein d'un même groupe de faciès et ne présentent pas de grands écarts contairement à ce
qui était prévisible compte tenu du degré d'albitisation.

Trachyandésites
Rhyodacites
N° écho
997
928
1106
1141
920
931
870
931
1141-91
1198
1189
997-91
872
863b
SI02
60,3
61,3
59,3
58,8
59,07
58,6
59,59
58,6
57,09
64,09
58,79
60,52
63,21
65,25
AL203
16 1
14 5
14 6
14 3
15 63
15 66
15 60
15 66
14 21
15 38
14 31
16 1
16,95
15,91
Fe203
7 18
6
5 68
7 83
5 30
4,04
7,16
4 04
7 58
5 05
6 23
7,5
2 50
3,15
MnO
0
0
0
0
o 03
o 02
o 04
o 04
o 05
-
-
o 02
o 05
o 01
MgO
1 98
5,46
5,34
5,70
4,72
5,77
2,09
5,77
6,53
2,7
4,69
1,72
1,31
1,45
Ga)
4,20
4,57
2,53
5,74
5,07
6,05
2,41
6,05
5,55
3,77
3,04
4,09
2,04
1,68
Na20
353
4 40
5 12
3 98
5 45
6,25
5 51
626
3 65
4,82
5,33
4 08
9,26
7,99
K20
3,27
1 95
3 49
224
1 36
0,75
2 56
o 75
2 47
2,04
3,02
2 95
0,46
0,65
Ti02
o 95
059
o 65
o 65
0,63
o 69
0,75
o 69
o 64
o 51
0,55
o 96
0,80
045
P205
0,33
o 17
0,22
0,17
0,20
0,22
0,40
0,22
0,22
0,17
0,27
0,4
0,41
0,30.
P.F.
1,93
1,23
3,08
0,70
2,27
1,68
3,79
1,68
1,29
1 ,16
3,47
1,86
2,89
2,47
Total
9977
100 17
100 01
100 11
99,73
99 73
99 9
99 74
99 28
99 69
99 7
100 2
99 88
99,31
Ba
1106
716
503
617
346
328
789
328
451
848
710
961
11 7
228
Be
1,5
1,29
2
1,29
1,2
1,29
1,5
1,5
1 ,1
1,5
\\0
Co
19
23
22
31
14
17
22
17
72
43
47
33
28
30
0\\
Cr
29
230
220
210
211
328
47
328
348
109
307
1 7
54
28
Cu
7 9
<05
<0 5
<0 5
6
12
21
12
7
5
5
9
6
6
c:a
17,3
19 5
13
21,8
31
33
22
33
17
23
21
18
18
20
Nb
9
8
1 3
8
6
7
<5
7
<5
<5
<5
<5
<5
<5
Ni
20
123
106
161
121
143
54
143
255
47
169
11
32
27
Fb
121
65
120
75
50
21
54
21
91
62
69
84
9
21
Sc
11 14
12 7
12,0
17 6
16 7
17,79
11,3
17 79
20,1
11 ,8
12 5
13,68
9,1
7,5
Sr
62 5
623
233
512
462
430
182
430
511
487
177
590
11 9
209
Th
6,2
3,7
4,4
3,9
<5
9
5
9
6
6
6
9
6
8
V
112
142
111
142
154
125
89
125
142
104
104
98
88
51
Y
18
0
31
24
15
17
1 5
17
14
11
13
22
17
1 6
Zn
29 5
25 9
11 7
26 7
9
15
8
15
19
15
1 0
31
8
9
Zr
204
145
176
127
133
124
163
124
118
132
145
196
173
175
Tab.2 -Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
volcaniques (trachyandésites et rhyodacites).

N° Ech.
855
854
867
921
922
1029
1054
1143a
912b
1174
857
832
829
826
823
821
8102
6687
61 92
6925
5924
6247
54 17
5875
58 19
654
5584
608
5984
625
61 94
6229
61 21
AL203
1598
1439
1368
16 25
15 71
1367
15 61
1848
15 6
13 98
1426
14 11
1588
13 53
1435
1483
Fe203 t
1 08
2,75
5,30
6,17
2,38
10,63
4,05
4,05
3,87
7,95
2,72
5,19
4,55
4,29
2,45
7,69
MnO
o 01
001
tr
tr
0,02
002
o 01
tr
006
o 01
0,03
0,03
.
.
0,08
MQO
1 95
4,26
1,77
402
4,6
7,69
4,34
4,39
1,86
7 75
6,23
5,97
2,62
6
6,15
3,04
Câ)
352
740
075
402
365
333
728
458
1 55
6 12
633
5 83
2 9
5,07
442
4,41
Na20
835
789
490
784
867
6 16
650
7 24
6 02
4 16
695
6,48
6,69
7,35
7,7
3,52
K20
0,32
0,05
2,04
0,30
0,17
0,54
1,10
0,24
2,87
1,79
0,34
0,77
3,39
0,2
0,12
3,72
TI02
050
052
o 51
058
056
065
063
o 72
o 41
064
0,73
0,5
0,54
0,65
0,52
0,88
P205
o 15
0,26
0,22
0,20
0,20
0,17
0,22
0,26
0,18
0,19
0,26
0,25
0,27
0,3
0,32
0,28
P.F.
o 71
057
1,31
1 18
1,37
278
1 20
1 59
223
1 1
1 15
0,7
o 7
0,99
1 ,11
0,73
Total
9943
10002
9974
9980
9978
9981
99,70
9975
10089
9959
9978
99,67
100,07
100,32
99,5
100,39
Ba
93
57
1088
181
205
84
513
403
988
333
253
593
1038
42
44
584
8e
1,5
107
1 1
1,2
1 7
1 ,1
1,6
2
1
1,29
1,6
1,7
1 ,1
1,29
2,29
Co
24
25
37
16
7
25
11
1 5
11
56
22
48
38
27
29
46
Cr
102
199
113
255
248
444
371
230
29
414
341
439
105
135
403
94
\\C
Cu
5
6
10
<5
5
6
8
6
3,6
<5
8
12
1 7
8
12
33
-...1
Ga
20
12
14
28
31
29
31
33
178
10
18
19
21
19
17
23
Nb
<5
<5
<5
6
6
5
7
13
14
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
NI
24
77
35
103
118
175
75
90
16
179
74
88
49
53
85
55
Fb
7
<5
53
10
8
16
16
1 1
65
44
9
15
40
<5
5
188
Sc
93
18 1
12,8
16,2
11 ,1
18,6
19,7
12,6
3,34
22 1
18,6
22,29
14,6
19,2
17,5
14,8
Sr
256
217
189
277
138
129
529
249
362
398
373
407
124
88
110
320
Th
7
7
<5
6
9
<5
6
1 1
8,3
<5
6
6
<5
5
<5
15
V
43
147
92
131
98
123
175
107
69
172
110
134
92
116
111
103
Y
11
16
14
16
10
12
15
17
41
15
14
13
9
15
16
18
Zn
12
10
1 7
5
6
25
18
14
12
21
14
22
1 1
23
9
69
Zr
200
153
143
127
148
103
147
215
166
104
150
129
131
169
153
201
Tab.3 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des principales
roches hypovolcaniques (microdiorites).

Albitites leucocrates
Albitites méso à mélanocrates
N° Ech.
923
933
1159
N° Ech.
965
977
1043a
1043a 1
1188
1092
1034
1037
1040b
1185a
8102
73 64
73 71
75 93
8102
70,7
71,4
70,6
70,42
68,31
59,6
60,8
63,2
59,85
65,5
AL203
15,75
15,83
14,31
AL203
16,9
15,2
16,3
17,04
15,98
15,0
15,5
16,3
16,85
15,53
Fe203 t
040
032
0,19
Fe203 t
0,32
2,30
0,27
0,30
0,53
8,81
6,25
6,17
6,98
6,16
MnO
tr
t r
.
MnO
MaO
°
°58
°
°
t r
.
t r
t r
t r
t r
.
rvlgO
°
04
°04
°04
Ga)
0,40
°
°47
°36
075
3,16
3,52
2,23
1,54
1,33
Ga)
029
°39
°
0,21
0,81
0,68
1,67
3,19
3,33
0,91
1,70
0,56
2
Na20
8,60
8,46
8,46
Na20
9,90
9,26
9,77
8,89
9,66
8,74
8,68
9,87
9,49
9,35
K20
0,14
0,19
0,04
K20
0,71
0,17
0,50
0,48
0,08
0,36
0,30
0,15
0,05
.
Ti02
0,17
0,16
0,05
Ti02
°
o
11
1O
°11
0,07
°44
073
0,72
0,60
0,61
0,43
P205
006
0,06
°03
P205
P.F.
°
1,08
°
1,70
1 °
°04
0,2
0,25
0,25
0,21
°30
0,2
P.F.
079
0,69
°
,16
1,56
2,23
54
0,31
0,93
0,85
2,46
0,8
Total
99 88
99,85
99 79
Total
1007
100,34
99,99
99,84
99,85
100,15
99,65
101,26
99,84
99,86
Ba
105
123
24
Ba
282
145
214
187
1 7
97
130
1 1 1
104
1 5
\\0
Be
1 2
1 7
1 2
Be
<0 5
08
1,6
0,8
00
Co
<5
<5
72
Co
3
41
1
<5
59
51
65
8
1 5
58
Cr
<5
7
<5
Cr
3
14
13
6
88
210
310
11O
87
105
OJ
5
<5
<5
OJ
<0,5
4,4
4,0
<5
<5
1,8
4,3
7,4
<5
<5
G1
25
24
14
G1
9,5
15,9
10,9
20
16
22 6
48,3
20,8
30
15
Nb
8
9
<5
Nb
5
6
5
<5
<5
7
1 2
14
7
<5
Ni
5
8
5
Ni
<0,5
4,4
4,0
<5
17
93
4,3
7,4
58
62
R:>
5
8
<5
R:>
18
<2
1 3
11
<5
7
7
<2
5
<5
SC
2
2,4
1,5
SC
1,32
0,59
1,56
1,79
4,4
12,5
14,4
8,23
8,3
4
Sr
1 11
123
65
Sr
134
87
274
170
77
240
248
147
114
53
Th
14
13
<5
Th
<0,5
<0,5
6,2
<5
<5
5,3
5,3
5,0
6
5
V
7
6
<5
V
12
14
1 1
7
25
143
104
132
87
54
y
5
6
7
Y
Zn
°
6,9
°
5,7
°
<5
9
5,1
5
13
°
1 4
13
13
6
Zn
5
<5
11
10,2
13,5
14,3
<5
9
Zr
156
157
72
Zr
48
46
50
29
143
167
177
173
181
140
'lb. 4- Analyses chimiques
Tab.5 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des principales
(éléments majeurs et éléments en traces)
roches hypovolcaniques (albitites leucocrates, méso à mélanocrates).
des principales roches hypovolcaniques
,(microgranodiorites).

99
Le diagramme NaO-CaO proposé par Stillman et \\Villiams (1979) permet de
discriminer les basaltes spilitisés des basaltes normaux. Les roches volcaniques et
hypovolcaniques étudiées se localisent pour l'essentiel dans le domaine des roches
spillitisées (fig. 11-14A). Les valeurs de CaO ne dépassent pas 7,5% et sont assez
homogènes pour une teneur donnée en Si02. Elles se corrèlent parfaitement bien avec
l'indice de différenciation mg* (fig.II-13) malgré les écarts constatés autour de la droite
moyenne.
Le degré de mobilité de MgO peut être appréhendé dans le système (CaO-MgO)
d'après Mottl (1983). Dans les roches très altérées, on note une élévation de MgO lorsque
les teneurs en Cao diminuent. Dans le diagramme CaO-MgO (fig.II-14) on observe une
élévation des teneurs en CaO lorsque MgO croit.
Les teneur en P205, Ti02 et MnO varient très peu dans les roches volcaniques et
hypovolcaniques. Elles ne paraissent -pas être affectées par les processus post
magmatiques.
Considérés comme très peu mobiles, les éléments de transition sont fréqemment
utilisés pour discuter les processus pétrogénétiques (Winchester et Floyd (1976); Pearce
(1982). Sur la (fig.II-15) on observe une corrélation positive Cr-mg* et Ni-mg*qui
montrent que les concentrations de ces éléments sont pour l'essentie1liées aux processus
magmatiques et que les phénomènes postmagmatiques n'ont pas eu d'effet significatif sur
les teneurs initiales.
Les HFSE (Zr, Y, Nb) sont également réputés peu mobiles et restent en général
stable au cours de la rétromorphose dans le faciès schiste vert (Smith et Smith, 1976;
Coish, 1977; Morison, 1978; Ludden et a1., 1981; Meschde, 1985). Dans les roches
volcaniques et hypovolcaniques les valeurs des rapports Ti/Zr, Ti/Y, Zr/Y et Nb/Y sont
comparables à celles des chondrites proposées par Wanche et al., (1974) ; Sun et Nesbitt
(1977) c'est à dire respectivement (105; 200; 2,5 et 0,3).
Les alcalins et les alcalinoterreux (Rb, Sr, Ba et K) sont par contre réputés mobiles
dans les roches hydrothermalisées, métamorphisés dans le faciés zéolite ou soumis à des
phénomènes tectonothermiques (Hart, 1971; Mitchell et Aumento, 1977; Winchester t
Max 1984). Au cours de ces transformations ils sont enrichis dans les roches (Crow et
Condie 1987). Ces éléments montrent une légère dispersion dans les diagrammes
interélémentaires (fig. 11-15.). Cependant les teneurs de ces éléments dans les roches
volcaniques et hypovolcaniques ne sont pas excessives ce qui semble écarter un fort
enrichissement au cours des processus de transformation postrnagmatique.

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différenciation mg* dans les roches volcaniques et hypovolcaniques.

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Fig. //-14A - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques dans le diagramme
CaO-Na20. La droite de séparation entre champ des roches spi/itisées (Na-spilites) et
les roches normales est d'après Stillman et Williams,
1979 (in Dia, 1988). La plupart
des pointés se trouvent dans le domaine des roches altérées.

(pour la légende voir fig. //-13)
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CaO-MgO. (pour la légende voir fig. //-13)

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Fig. II-15 - Variation des éléments en trace enfonction de l'indice de différenciation
(mg *) dans les roches volcaniques et hypovolcaniques.
(pour la légende voir fig. II-13)


103
1-3-2- Caractérisation
1-3-2-1- Données des éléments majeurs
Variation des éléments majeurs en fonction de Si02
La figure 11-16 pennet d'appréhender la variation des éléments majeurs en fonction
de Si02.
- Les pourcentage de Si02 varie entre 54%
(microdiorite) et 75%
(microgranodiorite);
- Al203 varie faiblement bien que les valeurs soit comprises entre 12 et 18%. Les
microdiorites hydrothennalisées présentent les plus faibles valeurs et les plus fortes
valeures sont présentées par les microdiorites et les plagioclasites;
- les teneurs en Na20 sont d'abord stationnaires dans les microdiorites avec des
valeurs très faibles aux environs de 0,5% pour des pourcentages de Si02 comprises entre
53 et 75%. Elles varient fortement entre 0,5 et 3,5 pour des teneurs en Si02 simplement
comprises entre 55 et 65%;
- K20 varie largement dans les volcanites ; les teneurs sont comprises entre 0 et 4%.
Ces teneurs sont stable pouvant se mettre sur une courbe linéairepour un groupe de
roches hypovolcaniques (la majorité). Dans les autres groupes on note une élévation avec
l'augmentaion de Si02 à partir de 60% de Si02 on a une chute des teneurs en K20 jusqu'
à Si02= 70% environ.
Les teneurs en Fe203, MgO, CaO, Ti02 et P205 montrent une assez bonne
corrélation positive. Elle diminuent progressivement avec l'augmentaion des
pourcentages de Si02.
Les valeurs de Ti02 et de P205 sont en général faibles, elles sont en général faible
respectivement comprise entre 0-1,2 et 0-0,5%.
Le diagramme MnO/Si02 n' a pas été représenté. La plupart des valeurs sont nulles
ou inférieures à 0,1 %.
Diagramme de Na20+K20/Si02
Ce diagramme de Cox et al. (1979) pennet de classer les roches ignées nonnales
(c'est à dire non potassiques). La ligne de séparation entre domaine alcalin et domaine
subalcalin est dûe à Miyashiro (1978).
Dans un tel diagramme (fig. 11-17), les volcanites et hypovolcanites sont très
dispersées et la majeure partie se trouve dans le domaine alcalin. Par ailleurs on note que
toutes les roches ont exclusivement des compositions chimiques intermédiaires à acides
Les roches volcanites sont pour l'essentiel des trachyandésites; un échantillon a

10~
cependant une composition de trachyte et un autre de dacite. Les hypovolcanites sont
nettement plus dispersées que les laves. Elles ont une composition de trachyandésite (il
s'agit des microdiorites) ou de rhyolite (ce sont les plagioclasites leucocrates ou
mésocrates). Quatre échantillon de roches hypovolcaniques ont une tendance trachytique.
Diagramme Ti02/(FeT/MgO)
Il permet de remarquer que l'essentiel des roches volcaniques et hypovolcaniques
tombent dans le domaine calcoalcalin; deux échantillons de roches volcaniques et trois
échantillons de roches hypovolcaniques sont dans le champ des roches alcalines (fig.II-
18).
Diagramme Fe203-MgO-Na20+K20
Il confirme le caractère calcoalcalin (fig.II-19) de l'ensemble volcanique et
hypovolcanique et exclut toute origine tholéiitique. On note un enrichissement en fer
assez net. et un rapport Fe/Mg variable (les différents points représentatifs des roches
anlysées étant plus ou moins dispersés).
1-3-2-2- Données des éléments en trace
Les alcalins et les alcalino-terreux
Les résultats des dosages de Rb, Sr et Ba des laves andésitiques et des roches
hypovolcaniques de la Daléma sont indiqués dans les tableaux 2, 3 et 4. Pour l'essentiel
les teneurs en ces éléments sont caractéristiques des lignées calcoalcalines. La figure ll-
20 indique la variation de ces éléments en fonction des teneurs en Si02.
- Le Rubidium augmente dans les laves andésitiques pour une même teneur en
Si02; Au niveau des roches hypovolcaniques, les valeurs restent stationnaires
indépendamment de l'augmentation de l'acidité.
- Le Strontium dé croit depuis les laves andésitiques jusqu'aux roches
hypovolcaniques; mais il augmente au sein même des laves pour des teneurs en Si02
identiques.
- Le Baryum croit régulièrement dans les laves et certaines roches
subvolcaniques vers les termes acides. Il reste stationnaire dans la majorité des roches
hypovolcanique malgrè l'augmentation de l'acidité.
Les tableaux 7 et 8 permettent de comparer les teneurs surtout en éléments alcalins et
alcalinoterreux des andésites de la Daléma et celles des arcs volcaniques et des marges
continentales actives.

105
On peut noter tout d'abord que les teneurs en Si02 et K20 des andésites de la
Daléma sont les mêmes que celles des marges continentales
Les teneurs en Ba sont nettement plus élevées que celles des arcs insulaires et
seraient plus proches de celles des marges actives.
Par ailleurs les rapports Rb/Sr et Ba/Sr sont également comparables à ceux des
marges continentales.
On peur ainsi conclure que les laves de la Daléma sont manifestement plus proches
des ansésites des marges continentales que de celles des arc insulaires.
Les éléments de transition
Les teneurs en éléments de transition des laves et des roches hypovolcaniq ues sont
transcrites dans les tableaux 2, 3, 4.et 7.
Les données sur les trachyandésites ont été comparées à celles des andésites des
marges continentales et des arcs insulaires. On peut faire les remarques suivantes:
- Les teneurs en Ni dans les trachyandésites sont de l'ordre de 122ppm, celles du
chrome sont élevées atteignant une moyenne de 215ppm. Ces valeurs sont nettement
supérieures aux moyennes des andésites des marges (Andes: 38,6ppm) et des arcs
insulaires (S-W pacifiques).
- La moyenne des teneurs en Vanadium 122ppm est plus proche de celle des
andésites des marges continentales (Andes: 125ppm) que de celle des andésites d'arcs
insulaires (S-W Pacifique: 154ppm ).
Dans l'ensembles des roches volcaniques et hypovolcaniques le rapport Ni/Co
dépasse l'unité et atteint 8,6ppm. Le rapport VICo est également élevé (2,29 en
moyenne). Ces caractéristiques sont propres à la plupart des séries calcoalcalines
(S.R.Taylor et al., 1969b).
La figure 11-21 montre la variation des teneurs en Ni, Cr, et V en fonction de la
composition des roches.
On note grossomodo que Ni et V diminuent lorsque l'acidité des roches augmente
(diminution des teneurs en MgO). Beaucoup de roches hypovolcaniques ont des teneurs
en Ni voisines de O. En ce qui concerne le chrome les points sont très dispersés.
Les teneurs en Co décroissent vers les termes plus différenciés.
Le Zn ne varie pratiquement pas et reste homogène.

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Fig. II-16 - Variation des éléments majeurs enfonction de Si02 dans les roches
volcaniques et hypovolcaniques.l: roches volcaniques; 2: roches hypovolcaniques

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Fig. Il-17- Position des roches volcaniques et hypovolcaniques dans le diagramme de
Nommenclature Na20+K20-Si02 de Cox et al., 1976.
cercles pleins: roches volcaniques; cercles vides: roches hypovolcaniques.

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Fig.II-18 - Diagramme n02-Fetl MgO de Miyashiro (1974) pour les rllches volcaniques
et hypovolcaniques. L'essentiel des roches se trouvent dans le domame calcoalcalm.
(pour la légende voir fig·II-13).
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Fig. //-19 - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques.dans le diagramme
AFM de Nockolds et Allen (1953). La plupart des pointés tombent dans le champ
calcoalcalin.

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Fig. //-21 - Variation des éléments de transition dans les roches volcaniques et
hypovolcaniques.

111
1-3-2-3- Données des terres rares
Un dosage des terres rares (tab. 5 et 6) a été effectué sur plusieurs échantillons de
roches volcaniques (trachyandésites) et des roches hypovolcaniques (microdiorites,
microgranodiorites et albitites).
Les teneurs en terres rares varient aussi bien d'un groupe à l'autre qu'à l'intérieur d'un
même groupe.
Les spectres de terres rares (fig.I1-22) ont été normalisés aux chondrites Cl (Evensen
et al., 1978).
- Le trachyandésites renferment les plus fortes teneurs en terres rares qui atteignent
facilement 23ppm. Les spectres sont très fractionnés avec des rapports (LaN/YbN de
l'ordre de 22. Il n'y a pas d'anomalie marquée en Eu, les rapports EuNlEu* se situent aux
alentours de 0,9. Les rapports LaN/SmN sont compris entre 2 et 3.
- Les microdiorites sont caractérisées grosso modo par une faible anomalie en Eu,
EuNlEu* est de 0,8 en moyenne. Les spectres sont fractionnés, les roches montrent un
enrichissement assez marqué en terres rares légères par rapport aux terres rares lourdes
avec des rapports LaN/YbN de l'ordre de 13. Les rapports CeN/YbN, GdN/YbN et
LaN/SmN sont respectivement de Il,3 et 3.
-Le microgranodiorite est moins riche en terres rares que les faciés précédents, les
teneurs sont en moyenne 141. Ces roches sont enrichies en terres rares légères et
fortement dérimées en terres rares lourdes. Les rapports LaN/YbN et LaN/SmN sont
repectivement égaux à 27,3 et 5. Leur anomalie en Eu est toujours négative, EuNlEu*
variant de 0,52 à 0,73.
- Les albitites renferment les plus faibles teneurs en terres rares (142 en moyenne).
Les spectres sont fractionnés de la même manière que ceux des microdiorites
(LaN/YbN=13), mais à un degré moindre par rapport aux trachyandésites et
microgranodiorites où les rapports LaN/YbN sont respectivement de l'ordre 32 et 22.
Deux échantillons présentent une légère concentration de plagioclases (Eu*lEuN= 1,1 et
1,4.)
1-3-3- Détermination du contexe géodynamique
1-3-3-1- Utilisation des éléments majeurs
Depuis une quinzaine d'années des diagrammes géochimiques utilisés généralement
pour caractériser le cadre géotectonique des formations actuelles, se sont révélés très
adaptés; mais il convient particulièrement d'être prudent lorsqu'il s'agit de les appliquer à
une planète Terre plus jeune de 2 milliards d'années et dont la dynamique est
certainement différente.

112
Le diagramme Al203-Fet-MgO (fig. 11-23) a été proposé par Pearce et al.(1977)
pour des roches contenant 51 à 56% de Si02. Remarquons cependant que ces valeurs
peuvent être descendues jusqu'à 50 et remontées à 60%. Quoiqu'il en soit, ces auteurs ont
distingué un certain nombre de domaines:
- Continental (C): il s'agit uniquement des grands empilements basaltiques du type
traps. Les basaltes formés dans les rifts intracontinentaux auront, quant à eux, des
caractères océaniques ;
- Spreading center Island (SCI): il s'agit des îles océaniques situées sur
ou à
proximité d'une ride médioocéanique;
- Orogenis (OR): volcanisme tholéiitique et calco-alcalin des arcs insulaires et des
marges continentales actives
Nous avons reportés dans ce diagramme les roches volcaniques et hypovolcaniques
qui répondent aux conditions déjà signalées; pour l'essentiel ces roches tombent dans le
champ des laves dites orogéniques.
1-3-3-1- Utilisation des éléments en trace et des terres rares
Les pétrologistes subdivisent habituellement les andésites modernes de même que les
andésites orogéniques en deux groupes :en Andésites d'arcs insulaires et andésites des
marges continentales actives. Baily (1982) a distingué 3 types d'environnements
géodynamiques pour les andésites:
1)- les arcs insulaires océaniques (Mariannes) et les arcs insulaires partiellement
formés dans une croute continentale mince (Kuriles, Aléoutiennes). On les distinguées
sur la base de la teneur en K: Andésites pauvres en K et les autres;
2)- les arcs insulaires continentaux où l'on distingue les arcs insulaires qui
apparaissent dans des croûtes continentales et ceux des marges continentales minces
(Cascades, Ouest des Etats-Unis);
3)- marges continentales de type andin (Chili, Pérou).
Les tableaux 7 et 8 permettent de comparer les laves andésitiques de la Daléma à
celles des marges continentales et des arcs insulaires.
Les trois types d'environnement identifiés par Baily (1982) se distinguent bien par
certains paramètres dont les plus sensibles sont les spectres de terres rares et le
diagramme La/Yb-Sc/Ni. Les spectres de terres rares des Andésites de Dialé-Daléma de
la zone étudiée (fig.II-24 ) sont presque identiques à ceux des andésites de type marge
continentale (Andes). Le diagramme La/Yb-Sc/Ni (fig.II-25a et fig. II-25b ). conduit
également à la même conclusion; en effet le domaine des andésites de type marges
continentales (Andes) se superposent parfaitement à celui des andésites de Dialé-
Daléma.

Albitite méso à mélanocrate
Microaranodiorite
Microdiorite
Trachyandésite
N°éch
1141-91
1185a
1040b
1188
933
923
1159
921
1174
931
1181
1198
997 -91
1189
1106
928
La
2456
7 1
3851
2486
5373
4631
12 97
5723
1876
2537
3997
249
4578
38 51
328
23 1
ce
4994
1664
3301
70 12
91 74
7962
2643
99 14
4935
61 66
85
4677
106,03
8351
675
47 5
Nd
249
11 99
41 12
2834
3595
2981
1062
41 2
19 96
3335
3783
2265
51 46
3542
322
23,5
Sm
519
248
907
512
6 5
532
203
837
458
6 91
793
449
10 43
67
59
3 9
Eu
1 38
045
288
1 51
1 38
1 15
03
2 12
1 19
1 75
2 14
1 27
266
1 7
1 59
1 17
Qi
436
1 73
633
338
474
4
1 39
6 14
374
5 41
584
3 61
736
4 35
5 1
2,9
Dv
283
1 21
368
202
206
1 79
1 51
375
286
329
392
24
494
275
3 1
2 1
Er
1 4
1 13
1 9
1 12
1 33
1 15
096
232
2
1 88
204
1 25
222
1 31
1 3
1 2
'Yb
1 36
074
1 5
095
083
071
088
1 79
1 43
1 5
077
1 02
207
1 13
1 1
1 1
Lu
022
012
026
015
02
o 16
o 14
023
024
03
029
o 16
o 3
o 17
017
o 14
TREE
116 14
4359
13826
13757
19846
17002
5723
22229
104 11
141 42
18573
108 52
23325
175 55
150 76
10661
LaN
1004088
290270
1574407 101 6353
2196648
189 3295
530253
2339738
766966
103 7204
163 4096
101 7989
1871627
157 4407
134 0965
94 4399
ceN
782881
260856
51 7479
1099232
1438156
1248158
41 4328
1554162
77 3632
966609
133 2497
733187
1662173
1309139
1058160
74,4631
NdN
525538
253060
867877
598143
758759
62 9168
22 4145
869565
42 1275
703883
798438
47 8050
1086112
747573
67,9612
495990
....
SmN
337013
16 1039
58 8961
332468
422078
345455
131818
543506
297403
44 8701
51 4935
29 1558
677273
435065
38 3117
253247
....
B.IN
237849
77559
496381
260255
237849
198208
5 1706
36 5391
20 5102
30 1620
368838
21 8890
45 8463
293002
274043
20 1655
~
QiN
21 3412
84679
309838
165443
232012
195791
68037
300538
183064
264807
285854
17 6701
360255
21 2922
249633
14 1948
DvN
11 1373
47619
144825
79496
81070
70445
59425
14 7580
11 2554
129477
15 4270
94451
19 4412
10 8225
12 1999
82645
ErN
84337
68072
11 4458
67470
80120
69277
57831
13 9759
120482
11 3253
122892
75301
13 3735
78916
78313
72289
"fbN
8 2374
4 4821
9 0854
5 7541
5 0273
4 3004
5 3301
10 8419
8 6614
9 0854
4 6638
6 1781
12 5379
68443
66626
66626
LuN
86648
47263
102403
59078
78771
63017
5 5140
90587
94525
11 8157
11 4218
63017
11 8157
66955
66955
5 5140
Eu·
27 5212
122859
449400
248955
327045
270623
99928
422022
240233
356754
400395
23 4130
51 8764
323994
31 6375
19 7597
EuN/Eu·
08642
06313
1 1045
1 0454
07273
07324
o 5174
08658
08538
08455
09212
09349
08838
09043
08662
1 0205
LaNIYbN
12 1893
64762
173290
17 6631
436948
440258
99483
21 5805
88550
11 4162
350376
164774
14 9278
23,0031
20 1267
14 1746
CeNlYbN
95039
58199
56957
19 1035
286072
29 0241
77734
143348
89319
10 6391
285708
11 8676
13 2572
19 1273
15 8820
11 1762
GdNlYbN
25908
1 8893
34103
28752
4 6151
45528
1 2765
27720
2 1136
29146
6 1292
2 8601
28733
3 1109
37468
21305
LaN/SmN
29794
1 8025
26732
30570
52044
54806
40226
43049
25789
2 3116
3 1734
34915
27635
36188
3 5001
37292
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Tab.6 - Composition en terres rares des roches volcaniques et hypovolcaniques.
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Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu
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Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
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la Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
La Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu
Fig.I1-22 - Variation des terres rares normalisés par rapport aux Chondrites (Cl,
Evensen, 1978) dans les roches volcaniques et hypovolcaniques.

115
AI203
o
Laves

Hypovolcanites
Fe203
Fig. II-23 - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques.dans le diagramme
AI203-Fe203-MgO de Pearce et al. (1977).1: laves orogéniques; 2: laves de rides et
de fonds océaniques;
3: laves d'îles océaniques; tholéiites continentales; 5: tholéiites
d'îles et de ride océanique. La majorité des pointés se trouve dans le domaine dit des
laves orogéniques.


116
1000
o 1
• 2
o 3
• 4
100
A
5
10
La Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Fig. II-24 - Comparaison des terres rares normalisées aux chondrites Cl des laves
andésitiques de la Daléma à celles des andésites orogéniques (Bailey, 1981).
1: andésites pauvres en K des arcs insulaires; 2: autres andésites des arcs insulaires
océaniques; 3: andésites des arcs insulaires continentaux et des marges continentales
minces;
4: andésite des marges continentales actives de type Andes; 5: laves
andésitiques de la région étudiée. On remarque que les laves andésitiques étudiées
sont nettement plus proches des andésites andines.

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SC/NI
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0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
Sc/Ni
Fig. II-25 - Position des laves andésitiques de la Daléma dans le diagramme (Sc!Ni)-
(LalYb) (a). Comparaisons avec les andésites orogéniques (b) (in Bailey, 1981).
1: andésites pauvres en K des arcs insulaires; 2: autres andésites des arcs insulaires
océaniques; 3: andésites des arcs insulaires continentaux et des marges continentales
minces;
4: andésite des marges continentales actives de type Andes; 5: laves
andésitiques de la région étudiée. On remarque que les laves andésitiques sont plus
proches des andésites andines.
- ",

Trachyandésites de la Daléma
Moyenne Andésites des marges Andésites des arcs
Daléma continentales lAndes'
insulairesl5WP)
N° écho
997
928
1106
1141
920
931
870
931
1141-91
1198
1189
5102
603
61 3
593
588
5907
586
59,59
586
5709
6409
58 79
59,59
59,89
59,9
Ni
20
123
106
161
121
143
54
143
255
47
169
122
38,6
34,4
Co
19
23
22
31
14
1 7
22
1 7
72
43
47
29 7
18,6
21,3
Cu
79
<05
<0,5
<05
6
12
21
1 2
7
5
5
71 3
4
51 8
Cr
29
230
220
210
211
328
47
328
348
109
307
215,1
48,4
87,4
V
112
142
111
142
154
125
89
125
142
104
104
122 7
125
154
zn
29,5
25,9
11 7
26,7
9
1 5
8
1 5
19
15
10
15,1
-
.
Mg/NI
°
00
°
00
00
00
o 0
o 0
o 0
o 1
o 0
0,04
o 8
o 11
1
1
NI/Co
1 1
53
48
5 2
86
84
2 5
8 4
3 5
1 1
3 6
4 1
2,7
1 61
V/NI
5,6
1,2
1,0
0,9
1,3
0,9
1,6
0,9
0,6
2,2
0,6
1
3,23
4,48
Fet/Cr
02
0,0
00
00
00
0,0
o 2
0,0
0,0
0,0
o 0
0,8
0,7
0,3
FetlV
0,1
0,0
0,1
0,1
0,0
00
0,1
0,0
0,1
0,0
0,1
0,05
0,3
0,02
Tab.7- Teneurs moyennes en éléments de transition des laves andésitiques de la Daléma
comparées à celles des andésites d'arcs insulaires et des marges continentales
-
-
(les données sont d'Ewart, 1982).
......:l
Daléma
Arcs volc.
Marges cont.
(SWP)
(Andes)
Si02
59,59
59,09
59,89
K20
2,2
1,7
2,47
Fb
68,1
41,2
74,9
Sr
373,5
516
648
Ba
612,9
479
886
Rb/Sr
0,11
0,7
0,11
Ba/Sr
1,64
0,92
1,36
Tab.8- Teneurs moyennes en K20, Rb, Ba, Sr (ppm) des andésites d'arcs insulaires et
des marges continentales comparées à celles des laves andésitiques de la Daléma(
Les données sont d'Ewart, 1982).

118
Par ailleurs Gun, (1974) a signalé que les andésites continentales possèdent des
teneurs en K, Rb, Ba, et Sr plus élevées que celles des andésites d'arcs insulaires. Ceci a
été confirmé par Baily (1981). Le tableau 8 montrent que les laves andésitiques de Dialé-
Daléma sont nettement plus riches en ces éléments que celles d'arcs insulaires et sont très
proches des andésites des marges continentales.
1-3-4- Essai de pétrogénèse du volcanisme andésitique
Le domaine volcanique de la Daléma est caratérisé par une absence totale de basalte
ou de toutes autres roches basiques (Siü2<53%) auxquelles on peut rattacher les
trachyandésites (à l'exception des fragments de roches basiques observés au microscope
dans les tufs à éléments lithiques).
Sur le plan géochimique les trachyandésites sont surtout caractérisées par de fortes
teneurs en Ni et Co. Ceci ne peut s'expliquer que si les roches prennent naissance par
fusion du manteau supérieur ou d'une croute océanique en voie de subduction.
Cette derniére hypothèse s'appuie sur deux mécanismes:
1) - La fusion partielle d'amphibolite (T.H.Grein, A. E. Ringwood,1968) à des
pressions d'environ lOkb (30Km);
2) - La fusion partielle d'éclogite quartzique à des profondeurs de 100Km-150km.
Ce mécanisme produirait des liquides andésitiques à sec ou des liquides dacitiques à
rhyodacitiques en présence d'eau (T.R Green, A.E. Ringwood,1968; T.R Green 1972).
Cette hypothèse a été critiquée notamment par C.R.Stern, 1974 qui pense que ce
mécanisme ne peut produire des liquides ayant des compositions typiquement
andésitiques.
Par ailleurs il faut noter que nos trachyandésites renferment de fortes concentrations
en K, Rb, Sr et Ba, comparables à celles des andésites des marges continentales. Ceci
montre que les roches ont subi un effet de contamination.
K.C.Condie et M.J.Potts, (1969) de même que W.R.Dickinson, (1969,1975) ont
montré que K, Rb, Sr, et Ba sont plus abondants dans les andésites reposant sur une
croute sialique épaisse. Dans ce cas il n'y a pas de corrélation Ba-Rb; donc le Rubidium
est indépendant vis à vis du Ba. Ceci atteste que la répartion de Rb n'est pas
exclusivement dûe à la fusion partielle ou à la cristallisation fractionnée (c. Dupuis, C.
Leffèvre,1974); il en est de même pour le potassium. Ce phénomène est bien illustré par
la dispersion des teneurs en K et Rb.
L'influence de la croute continentale se traduit aussi par des rapports isotopiques du
stroncium généralement plus élevés (D.EJames et al. 1974; D.J.Whitford,1975; Lefevre
et al.1976). C'est ainsi que les roches volcaniques (rhyodacite) de la Daléma étudiées par
M. Boher,1991 ont un rapport isotopique assez élevés de l'ordre de 0,706.

119
Cependant cette source du stroncium n'est vraisemblablement pas la seule des
andésites; elle s'ajoute à d'autres sources plus profondes telle une plaque océanique en
cours de déshydratation lors de la subduction surtout si elle est constituée de basaltes
tholéiitiques altérés (S.E. Church,1973; S.R.Hert et al., 1974) ou si elle a hérité de
stroncium radiogénique provenant de sédiments pélagiques (P.Jakes et J.B.Gill, 1970,
S.E.Church et G.R.Tilton,1973).
Par ailleurs il faut souligner que la croute continentale peut agir sur les magmas
andésitiques autrement que par la contamination qui nous est bien montré par le
diagramme AFM (fig. 11-19 ). Dans celui-ci on remarque que les termes plus acides des
lignées andésitiques d'arcs insulaires sont moins alcalins que leurs homologues des
bordures continentales. Ce fait paraît traduire un degré de différenciation moins accusé
dans les suites d'arc. On peut alors dans ce cas envisager qu'une croute sialique épaisse
aurait pour effet de prolonger la montée des magmas andésitiques, donc le
fractionnement par cristallisation de minéraux à basse pression et, partant de favoriser la
différenciation jusqu'à ce qu'elle atteigne les terme ultimes rhyodacitiques et
rhyolitiques. Ce type d'influence de la croûte expliquerait aussi que les basaltes c'est à
dire les termes les moins différenciés sont plus rares dans les bordures continentales
(c'est le cas de la Daléma où les basaltes sont totalement absents) que dans les arcs
insulaires (Hedge et Lewis, 1971)
On peut conclure que les magmas andésitiques de la Daléma proviendraient de la
fusion d'une croute océanique en voie de subduction. Cependant ces magmas ont subi l'
influence de la croute continentale qui se marque par une contamination et un effet sur la
différenciation.

121
PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Roches volcaniques et hypovolcaniques
- Planche 1-7 : trachy-andésites et volcanoclastitites
- Planche 1-8 : trachy-andésites et volcanoclastitites
- Planche 1-9 : microdiorite et albitite
- Planche 1-10 : albitite

122
Planche 1. - 7
(Textures des roches volcaniques laviques et volcanociastïques)
1. - Texture d'une pyroclastite de la Daléma à éléments volcaniques, hypovolcaniques
et vocanosédimentaires réunis par un ciment de nature andésitique
2. - Détail de la photo précédente montrant un fragment de roche basique qui
renferment des bulles
3. - Texture d'une trachyandésite montrant d'anciens phénocristaux ferromagnésiens
destabilisés (F) en chlorite-calcite-mica±albite et entouré d'une couronne de
grains opaques
4. - Texture d'une trachyandésite de la rivière Daléma montrant un phénocristal
d'ancien ferromagnésien chloritisé qui baigne dans une mésostase formée de
microlites de plagioclase (P) qui marquent la fluidalité magmatique

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124
Planche I. - 8
(Textures des roches volcaniques laviques et volcanoclastiques)
1. - Texture d'une trachyandésite avec des lattes et des microlites de plagioclase
2. - Texture d'une trachyandésitique montrant un phénocristal d'un ancien
ferromagnésien

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126
Planche I. - 9
(Textures des roches hypovolcaniques : microdiorite, albitite)
1. - Texture d'une microdiorite à biotite du marigot Badiambako (entre Karakaène et
Moussala). B = biotite; P = plagioclase
2. - Texture d'une microdiorite à amphibole du marigot Goungou Saro
A = amphibole; P = plagioclase
3. - Texture d'une albitite mélanocrate
4. - .Texture d'une albitite mélanocrate montrant des plagioclases automorphes dont
certains ont recristallisé


128
Planche I. - 10
(Textures des roches hypovolcaniques : albitite)
1. - Albitite leucocrate (A) intrusive dans un tuf à ciment de tourmaline (T)
2. - Vue micoscopique de la photo précédente. Le contact entre l'albitite (partie claire)
et le tuf (partie sombre) est souligné par une veinule de quartz minéralisé en
pyrite
3. - Albitite leucocrate recoupée par une veinule de tourmalinite
4. - Détail de la texture d'une albitite


130
Planche I. - Il
(Texture des roches hypovolcaniques)
1. , 2. et 3. - Texture d'une microgranodiorite du marigot Goungou Saro : Q =quartz;
P = plagioclase; F = feldspath potassique


133
11- LES ROCHES PLUTONIQUES
Les intrusions plutoniques dans le Supergroupe de Dialé-Daléma d'âge Protérozoïque
Inférieur ont été décrites par Bassot (1963) et 1984), Witschard (1965) et Ndiaye (1986
et 1989). Il s'agit essentiellement du batholite de Saraya, des massifs de Boboti et de
Gamaye. Des leucogranites à deux micas et des faciès tonalitiques sont souvent décrites
du batholite de Saraya (Bassot 1963, Bassot et Caen- Vachette 1984).
L'étude pétrographique détaillée permet de mettre en évidence cinq types
pétrographiques d'extension et de structure différentes. Des études géochimiques
nouvelles des majeurs, des traces, des terres rares et des isotopes (Rb/Sr) ont permis
d'apporter des précisions sur l'âge et la pétrogénèse des granitoïdes.
11- 1- Pétrographie et géochimie
D'importants affleurements d'intrusions plutoniques ont été reconnus dans le secteur
étudié (fig. 1-4). Il s'agit à l'OueSt des granites de Saraya et des granodiorites de
Moussala et de Dar Salam; au centre, de la granodiorite de Boboti; au Sud-Est du granite
de Gamaye. Ces granitoïdes seraient cogénétiques, s'étant mis en place pendant la même
phase majeure de déformation orogénique. lis sont structurés NNE-SSW à N-S et ont fait
intrusion dans un même ensemble volcanosédientaire et sédimentaire qu'ils ont repris
sous forme d'enclaves intensément métamorphiques. Il faut souligner que la granodiorite
de Moussala ne fait pas partie de la zone étudiée. Nous l'avons intégrée dans notre travail
pour faire des compaisons.
11-1-1- Pétrographie
11-1-1-1- La granodiorite à pyroxène de Boboti
Localisation des affieurements et description
Cette granodiorite forme un grand massif allongé Nord-Sud à 80 Km de long sur une
vingtaine de Km de large. En fait il est formé de 3 massifs: le massif de Balangouma au
Nord, le massif de Bambadj au centre et le massif de Boboti au sens strict au Sud.
Les affleurements se poursuivent au nord en territoire malien jusqu'au village de
Didian-Kéniéba.
A l'affleurement la granodiorite est surtout caractérisée par sa forme d'altération en
boules. Ainsi le massif de Balangouma situé au Nord apparaît pour l'essentiel sous
forme de gros blocs arrondis (photo 1, pU-12) qui constituent des collines. Les bordures

134
orientales et occidentales de la granodiorite sont dominées par des faciés dioritiques qui
se présentent en blocs réduits et anguleux.
On y observe également de nombreuses enclaves microgrenues (dioritiques ou
gabbroïques) et des septas méta-sédimentaires bien orientées, qui ont été utilisées le plus
souvent pour déterminer la frabrique planaire de la granodiorite.
De nombreux filons aplitiques et plus rarement pegmatitiques recoupent la
granodiorite.
Sur le plan macroscopique la roche a un aspect blanc ou rose. L'aspect rose lui est
conféré par l'abondance du feldspath potassique. A celui-ci sont associé, d'abord des
amphiboles et des biotites qui suivent une orientation très nette dans certains cas et plus
rarement du quartz. Une texture grenue caractérise la granodiorite, mais sur sa bordure
occidentale on peut observer des textures microgrenues fines. Le massif La granodiorite
est très mylonitiée en certain endroits et les feldspaths sont fortement boudinés.
Description microscopique
La texture de la roche est grenue. Elle est formée de plagioclase, de microcline,
d'amphibole, de biotite, de pyroxène, de quartz et de minéraux accessoires.
- Le plagioclase automorphe ou subautomorphe (20-30%) est saussuritisé, piqueté de
muscovite et développe des figures de myrmékite au contact des feldspaths potassiques;
- le microcline est interstitiel, poecilitique et peut dans certains échantillons
recristalliser en quartz et albite;
- la biotite apparaît sous deux formes. Primaire, ce minéral est automorphe toujours
en agrégats et souvent transformé en minéraux opaques. Secondaire, il provient de la
transformation des pyroxènes;
- le pyroxène est automorphe, souvent maclé. TI est destabilisé dans la plupart des cas
en amphibole, biotite et opaque (photo 3 et 4 pl. 1-12);
- l'amphibole est secondaire et se présente en cristaux subautomorphes qUI
renferment presque toujours des reliques de pyroxène;
- le quartz est en position interstitielle, il a une extinction ondulante;
- les minéraux accessoires sont représentés par des sections losangiques de sphène et
par des opaques.

135
II-I-J-l-La granodiorite à biotite et amphibole de Moussala
Localisation des affieurements et description
Cette granodiorite est située immédiatement au Nord du granite de Saraya entre les
villages de Linguékhoto et de Moussala dans la boucle de la Falémé. Il s'agit d'un petit
batholithe allongé NNE-SSW de 4500m de long sur 1500m de large en moyenne. Les
affleurements sont de petite taille ne dépassant pas 5m et à bordure courbe. Ils
renferment de nombreuses enclaves fusiformes.
La granodiorite a été observée au contact du granite de Saraya (photo 3 et 4 pl. 1-1)
en un seul endroit situé entre les marigots Kéniékhoto et Kéniéko-Linguoto. Le contact
entre les deux matériaux est franc et des venues issues du granite recoupent la
granodiorite. Dans la Falémé on observe le contact granodiorite avec des micaschistes
(photo 2, pl. 1-13)
Des filons de pegmatite et d'aplite traversent la granodiorite. A proximité du granite
de Saraya (qui sera décrit plus loin), ils sont lu nombreux et emmettent de digitations qui
donnent à la granodiorite un aspect de brèche magmatitiques qui s'estompe lorsqu'on
s'éloigne de ce granite.Seuls subsistent alors quelques filons rectilignes.
Macroscoiquement la granodiorite a un aspect gris-clair et est déformée. Cette
déformation est bien soulignée par des cristaux de biotite bien orientés de 1 à 2mm de
longueur, qui s'associent à des cristaux millimètriques de quartz et à des plages de
feldspath. Parfois de gros cristaux automorphes de feldspath de 3 à 5 mm de longueur
apparaissent en relief sur les échantillons. Sur la bordure orientale du massif la roche est
mélanocrate, de nature dioritique du fait de la proportion nettement plus importante des
minéraux ferromagnésiens.
Les enclaves existent dans l'ensemble du massif. Elles sont généralement
mélanocrates, de nature dioritique, gabbroïque ou micaschisteuse; leur taille est comprise
entre 3 et 30cm. On observe d'autres d'enclaves claires de nature carbonatée, le plus
souvent altérées et dissoutes; leur taille plus importante, pouvant atteindre le mètre. Ces
enclaves représentent les meilleurs marqueurs de la fluidalité magmatique.
Description microscopique
La texture est grenue, formée de cristaux qui ont une disposition préférentielle bien
marquée;
ce sont: des plagioclases, de la biotite, de l'amphibole, du quartz, du
microcline et des minéraux accessoires.
- Le plagioclase est représenté par des cristaux d'oligoclase et d'andésine souvent
zonés et englobés par les cristaux de biotite;

136
- la biotite est automorphe ou subautomorphe, nettement plus abondante dans les
faciés de bordure et peut renfermer des inclusions de sphène alignées le long des
clivages;
- l'amphibole, généralement automorphe, s'est bien développée dans les roches en
contact avec l'encaissant. Elle est souvent destabilisée en biotite;
- le quartz forme des cristaux xénomorphes, allongés et souvent réunis en plages de 4
à 6 individus;
- le microcline est rare, et même absent dans les faciés de bordure. Il est en position
interstitielle. Il renferme dans beaucoup de cas des inclusions d'amphibole et des
bourgeons de quartz;
- les minéraux accessoires sont représentés par du sphène et des oxydes ferrotitanés.
11-1-1-3- La granodiorite à biotite et amphibole de Dar Salam
Localisation des affieurements et description
C'est un petit massif situé au Sud-Est du Batholite de Saraya entre les village de Dar
Salam (au Nord) et Toubakouta au Sud. Cette granodiorite est caractérisée, comme celles
qui sont décrites précédemment par la présence d'amphiboles et d'enclaves microgrenues
dioritiques.
Description microscopique
La texture est grenue équante. Cette roche est fonnée
- de quartz xénomorphe souvent en association graphique avec les feldspaths;
- de plagioclase automorphe;
- de microcline en sections poecilitiques plus développées à Dar Salam qu'à
Toubakouta;
- de biotite qui et le ferromagnésien le plus abondant;
- de hornblende verte nettement plus représentée au nord du massif;
- de minéraux accessoires représentée pour l'essentiel par du sphène, et du zircon.
Les opaques sont presque absents.

137
II-1-1-4- Le granite de Gamaye
Localisation des affieurements et description
Ce granite fonne un massif orienté N-S de la même manière que la granodiorite à
amphibole de Moussala. L'essentiel des affleurements se situent dans la rive droite de la
Falémé où le granite s'ennoie vers le nord dans des fonnations métamorphiques.
Le granite est surtout caractérisé par des filons d'aplite et de pegmatite de taille
variable qui emettent de nombreuses digitations. Ces filons ressemblent à ceux qui
recoupent la granodiorite à amphibole de Moussala. Ils ont la particularité de renfenner
du spodumène de la colombotantalite.
Au nord les faciès sont mélanocrates à grain fin et à tendance tonalitique. Dans la
partie septentrionale (dans la Falémé) les faciès sont plus grossiers, leucocrates et très
défonnés. On n'y reconnait à l'oeil nu des lamelles de biotite bien orientées.
Description microscopique
Le granite de Gamaye est pétrographiquement différent du granite de Saraya.(voir
plus loin); contrairement à celui-ci il ne renfenne pas de muscovite. TI s'agit d'un granite
à biotite. La texture est grenue et à grain fin ou moyen. On y observe de la biotite, du
microcline, des plagioclases, du quartz et des minéraux accessoires.
-La biotite, défonnée et automoqJhe,est en association ou fonne des files
didcontinues. Elle est destabilisée le plus souvent en sphène et minéraux opaques et plus
rarement en muscovite.
- le plagioclase est automorphe, rare et souvent zoné;
- le microcline subautomorphe qui repousse les cristaux de quartz; certaines sections
de microcline ont recristallisé.
- le quartz est xénomorphe et a une extinction roulante; c'est le dernier minéral à
cristalliser.
- les minéraux accessoires sont représentés par du sphène du zircon, de la tourmaline
et des opaques
11-1-1-5- Le granite à biotite et muscovite de Saraya
Localisation des affieurements et description
C'est un immense massif de plus d'une centaine de km de long sur une largeur
pouvant atteindre une quarantaine de Km. Il est surtout caractérisé par une absence
d'enclave microgrenue; les enclaves qu'il renfenne sont de nature sédimentaire et ont
subi un très net métamorphisme thennique. Le granite est composite associant deux
faciés principaux: 1°) un faciés à biotite. muscovite (avec % muscovite> % Biotite) qui

138
occupe le centre et le nord du massif (Saraya-Linguékhoto) ; 2°) un faciés à biotite ( à
faible % de muscovite) qui occupe presque toute la partie sud du massif( Madina Faroto-
Fodékunda).
Dans la partie septentrionale du massif, on observe une grande variation de la taille
des grain qui va du millimètre (granite à grain fin) à 2 ou 3mm (granite à grain moyen),
et peut atteindre 12mm (granite à grain grossier). Nous avons observé dans un marigot
une alternance régulière de bandes verticales de granite à grain fin (2m de large) et de
granite à grain grossier (5 à 6m de large). Vers la source de ce marigot l'alternance se fait
horizontalement entre un granite à grain fin-moyen (20 à 22mm d'épaisseur) et un granite
grossier (4 à 5cm d'épaisseur).
Description microscopique
Les deux faciès ont une texture grenue. Ils renferment du quartz, des plagioclases, du
microcline, de la biotite, de la muscovite et des minéraux accessoires:
- le quartz (23 à 32%) se présente en agrégat de cristaux xénomorphes à extinction
roulante. Certaines sections sont corodées et étirées. Des contacts rectilignes rappelant
des figures de syneusis ont été parfois notés dans certains agrégats.
- Le plagioclase (13%) renferme des teneurs en anorthite toujours inférieures à 10% ;
il est généralement automorphe ou subautomorphe non zoné. On y observe des
inclusions de muscovite. Des associations de plusieurs de plagioclase ont étè obsevées;
ces cristaux sont applatis et allongés dans le sens de la fluidalité. Certaines albites ont
des macles tordues. On observe en outre ces inclusions de plagioclase dans le microcline.
- Le microcline (47 à 62 %) est le seul feldspath potassique qui ait été observé; il est
perthitique et nettement plus abondante que le plagioclase. Il se présente en cristaux
xénomorphes interstitiels ou poëcilitiques. Au contact des plagioclases, le microcline est
affecté de phénomènes de myrmékitisation avec des bourgeons d'albite pénêtrés de
vermicules de quartz.
- La biotite (l à 2%) est brune, subautomorphe ou automorphe et en forme de
lamelles bien orientées; celles-ci sont intimement associées aux sections de muscovite.
- La muscovite est omniprésente, automorphe, en cristaux isolés ou associés en ilôts
ou formant parfois des files discontinues. Des reliques d'ancienne biotites ont été
obervées dans la luart des lamelles de muscovite.
La muscovite (l %) serait donc issue de la destabilisation des cristaux de biotite. Ce
phénomène est très prononcé dans les parties centrale et septentrionale du massif et très
discret dans la partie méridionale. Ces phyllite ont auvre sont pauvres en titane, riches en
sodium et montrent une substitution phengitique. Leur faible taux de paragonite leur
confère une température de formation comprise entre 250 et 350o.(Ndiaye, 1986). Nous

139
avons conclu que ces muscovites doivent être considérées comme secondaires au sens de
Martin, 1984 et que le granite de Saraya serait à l'origine un granite à biotite.
- Les minéraux accessoires sont représentés par l'apatite, la tourmaline, le zircon et le
sphène. Les minéraux opaques sont systhématiquement absents.
Cette étude microscopique permet d'établir l'ordre de cristallisation suivant: apatite,
biotite (qui donne ultérieurement la muscovite par déferritisation), plagioclase,
microcline, quartz, tourmaline.
II-I-2- Caractères géochimiques
II-I-2-1-Les éléments majeurs
Les analyses représentatives de la composition des éléments majeurs et en trace des
différents massifs massifs granititiques de la Daléma sont indiquées dans les tableaux 9,
10, 11, 12 et 13. Les grands traits de la composition chimique de l'ensemble plutonique
de la Daléma apparaissent nettement dans les diagrammes de nomenclature de Debon et
Lefort 1982( Fig. ) et d'autres diagrammes présentés ci-dessous.
Variation des oxydes en fonction de la teneur en Siü2
On peut voir dans la figure 11-26 la variation des différents éléments majeurs en
fonction des teneurs en Si02.
- Les pourcentages de Si02 varient entre 58% (granodiorite de Boboti) à un peu plus
de 75% (granite de saraya).
- Al203 varie très peu entre les différents massifs; la variation est beaucoup plus
nette au sein de certains massifs comme Moussala et Saraya notamment. Les valeurs les
plus faibles sont présentées par deux échantillons du granite.
- La variation de Na20 est quasi nulle, les teneurs sont moyennes, pouvant descendre
jusqu'à 3% dans la granodiorite de Boboti. La plus forte teneur est enrégistrée dans un
échantillon du massif de Moussala.
- La variation de K20 est nettement plus marquée que dans le cas précédent. Les
teneurs augmentent en fonction de l'élévation de Si02 depuis la granodiorite de Boboti
jusqu'aux termes granitiques en passant par la granodiorite de Dar Salam. Au sein du
granite de Saraya, On remarque une forte augmentation des teneurs en K20 pour une
légère variation de Si02.

l.tO
- CaO, MgO, Fe203t et Ti02 montrent de bonnes corrélations positives et suggèrent
l'existence d'une cristallisation fractionnée. La terne ur de ces différents éléments
diminuent progréssivement avec l'augmentation de l'indice de différenciation qui est
représentée ici par Si02. Ce phénomène progresse toujours dans le même sens c'est à
dire de la granodiorite de Boboti, à la granodiorite de Moussala,à la granodiorite de Dar
Salam, puis au granite de Gamaye et enfin au granite de Saraya. Cette tendance explique
bien la baisse de la fraction ferromagnésienne et celle de la teneur en anorthite des
plagioclases dans les termes granitiques.
- MgO ne varie pratiquement pas au sein du granite de Saraya où il est de l'ordre de
zéro pouvant atteindre 5 dans la granodiorite de Boboti.
- Les teneurs en Ti02 sont très faibles pour l'essentiel dans l'ensemble des massifs;
elle décroit en fonction de la diminution de Si02.
- Les pourcentages de P205 sont généralement faibles, compris entre 0 et 0,2 et
décroissent très nettement en fonction de l'augmentation de Si02, de façon comparable à
la série calco alcaline du SW pacifique (Ewart, 1981).
Diagramme Q=Si/3-(K+Na+2Ca/2)/P=K-(Na+Ca)
Ce diagramme (fig. 11-27) permet de faire les remarques suivantes:
- les granites de Saraya et de Gamaye sont très voisins et se placent dans le
champ des granites et des adamellites. Seuls 3 échantillons du granite de Saraya oscillent
entre les ton alites et les granodiorites. Cependant un échantillon tombe dans le champ
des monzonites quartziques;
- la composition de la granodiorite de Moussala varie entre les monzo-diorites
quartziques en passant par les tonalites jusqu'aux granodiorites;
- les granodiorites de Boboti et de Dar Salam ont pour l'essentiel des
compositions de monzodiorite quartzique et de monzonite quartzique et syénite
quartzique. Seul un échantillon (Dar Salam) a une composition de granodiorite typique.
Diagramme A= Al-(K+Na+2Ca)/ B= Fe+Mg+Ti
Il permet de définir le caractère peralumineux ou méta-alumineux d'une série et
d'apréhender rapidement la proportion relative des principaux minéraux. Dans ce
diagramme (fig. 11-28), le granite de Saraya est exclusivement peralumineux et se
distingue très nettement des autres granitoïdes; le granite de Gamaye et la granodiorite de
Boboti (à l'exception d'un seul échantillon) sont méta-alumineux. Les 2 échantillons de la

141
granodiorite de Dar Salam se situent sur la ligne séparant les deux domaines. La
granodiorite de Moussala montre une gamme de composition qui se trouve aussi bien
dans le domaine méta-alumineux que dans le domaine peralumineux.
Diagramme A-F-M (Na20+K20-Fe203t-MgO)
On note dans ce diagramme (fig. 11-29) que tous les points représentatifs des
différents massifs sont dans le domaine des roches ca1coa1calines et sont bien alignés sur
une droite. La diminution de la teneur en Fe et Mg est très nette depuis les tennes
intennédiaires granodioritiques jusqu'aux termes acides du granite de Saraya. Par contre
on remarque une augmentaion de la teneur en alcalin dans le sens inverse.
Diagramme AI203-Fe203t-MgO
Ce diagramme (fig. 11-30) de Besson et Fonteilles (1974) pennet de confinner la
conitinuité chimique des différents termes pétrographiques. Tous les points représentatifs
des massifs suivent parfaitement la courbe des liquides calcoa1calines. Les points
d'analyse du granite de Saraya sont groupés au niveau du pôle alumineux.
D'une manière générale on ne note pas une variation considérable de la composition
en Al203 par rapport à Fe203 et MgO sur l'ensemble des granitoïdes.
Les divers diagrammes de représentation graphiques des données chimiques des
plutonites de la Daléma montrent clairement que ceux-ci fonnent un ensemble très uni
d'origine commune. Une continuité chimique apparaît dans tous les diagrammes
d'évolution ce qui suggère que les divers tennes pétrographiques résultent d'un processus
de différenciation par cristallisation fractionnée. Cependant l'origine du magma parent
reste à préciser.
Diagramme Na20-CaO-K20
Ce diagramme (fig. 11-31) de Barker et Arth (1976), confinne le caractère
calcoa1calin des granitoïdes étudiés. La distribution des pointés des analyses chimiques
semblent indiquer deux tendances évolutives à partir de la granodiorite de Boboti : une
tendance calcoalcaline typique qui concerne Dar Salam, Gamaye et l'essentiel de Saraya;
et une tendance calcoalcaline trondjémitique qui intéresse Moussala et 2 pointés du
granite de Saraya.

142
N°Em.
525
338
778
506
516
630
WEch.
297
554
430
611
635
722
289
5<02
61.21
58,37
59,47
62,33
62,48
60,31
Si02
65.82
64,84
65,49
681
6587
6842
6601
AI203
15.65
15,25
15,7
15,39
12,31
15,02
AI203
15,04
15,53
16,03
15,68
14,72
15,78
16.81
F.203
6,11
6,31
6,65
5,66
5,57
6,56
F.203
4,31
4,62
4,26
3,63
4,68
3,34
3,54
MrO
0.09
0,1
0,09
0,08
0,08
0.09
M-O
0.06
0,06
006
005
0,06
005
006
MoO
2,61
5,66
3,17
3,1
3,08
3,12
MaC
2,27
2,57
2,02
1,8
2,66
1,57
1,5
CD
4,58
5.57
4,21
3,34
3.28
4,69
CD
3,97
4 21
3,9
2 85
4,01
2,87
4.12
Na02
3.03
4,08
4,43
4 12
3,89
4,22
Na20
4,29
4.02
4,1
381
3,88
4,24
6,19
K20
4.19
2,59
3,3
3,35
3,64
2,85
K20
2,28
2,18
1,63
1,84
2,62
1,82
0,65
TI02
0,85
0,7
0,8
0,72
0,74
0,8
Ti02
0,52
0,55
0,44
0,43
0,54
041
0,61
P205
0.12
0,18
0
0,2
0,2
0,21
P205
0,18
0,18
0,19
0,14
0,2
0,14
0
P.F.
0,6
1,03
1,7
1,19
1,25
1,67
P.F.
0,75
074
172
1,2
082
0,85
0,82
Tolal
99,04
9984
9952
9944
9952
9954
Total
99,49
9949
99,84
9953
9966
99,49
100,39
Ba
507
503
Ba
196
Co
29
29
Co
14
Cr
105
367
111
112
100
119
Cr
67
70
77
70
105
46
44
Cu
<10
<10
21
18
16
25
Cu
16
16
18
10
28
10
13
Nb
12
1 1
12
10
NI
24
27
Ni
44
62
54
39
41
41
50'
586
594
618
467
534
533
580
Fb
153
83
166
4
162
137
V
79
87
56
57
92
83
50'
402
767
385
365
383
421
Fb
85
89
35
265
48
166
10
V
99
126
87
84
93
Nb
7
7
7
9
5
6
Y
16
19
20
19
Ni
28
30
24
32
25
Zr
287
211
223
230
Y
14
16
15
12
14
11
II
141
149
181
140
130
143
Tab. 9 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments
en traces) des roches plutoniques
Tab. 10 - Analyses chimiques (éléments maj~urs
(gral1odiorile de Sohoti).
et élémel1~~ en traces) des roches plutomques
(granodiorire de Moussala).

N°Ech.
1078
1084A
N°Ech.
840
840A
8i02
655
66,81
8i02
70 25
70 87
AI203
15,16
15,26
AI203
1486
1506
Fe203
4,2
3,79
Fe203
2,7
M-O
1,67
0,03
0,03
MnO
0,02
MlO
traces
2,22
1,92
MoO
CéO
075
045
2,59
2,66
CéO
1 86
Na20
1,29
3,57
3,77
Na20
3,74
K20
4,15
3 9
3,84
K20
4,67
TI02
4,98
0,61
0,51
TI02
0,48
0,32
P205
0,17
0,16
P205
0,26
P. F.
0,2
1,45
0,98
P.F.
0,6
0,61
Total
99,65
99,73
Total
100 19
99,35
Ba
742
592
Ba
841
Be
919
2 7
2,5
Be
Co
8,1
9,69
1 1
1 1
'Cr
Co
25
38
114
99
Cr
Cu
18
11
7
12
Cu
10
Gl
6
29
28
Gl
26
26
Nb
1 1
9
Nb
<5
Ni
39
<5
37
Ni
A:l
13
5
230
185
A:l
Sc
250
279
8,3
7,59
Sc
Sr
4,4
2,5
405
402
Sr
320
297
Th
18
15
Th
V
24
21
66
56
V
Y
27
1 1
15
11
Y
Zn
6
35
77
<5
Zn
64
Zr
54
254
156
Zr
201
194
Tab. Il - Analyses chimiques
(éléments majeurs et éléments

Tab. 12 - Analyses chimiques
en traces) des roches plutoniques
(éléments majeurs et
(granodiorite de Dar-Salam).
éléments en traces) des roches
plutoniques (granite de Gamaye).

N° Ech.
790
6
44
45
46
47
49
51
52
53
363
541
DF11
DF12
DF13
DF15
DF17
8102
7269
756
7326
7031
71 62
73 17
73 03
71 55
7359
71 7
7435
7308
72 2
73 17
73 16
7267
72 7
AL203
1482
1389
1495
1584
1579
1494
1499
14 61
13 7
1459
1467
1442
15 19
15 19
1483
1527
1529
FE203
1 35
0,64
1 02
2
2,07
1 06
1 3
1 91
1 58
3 01
1,19
089
o 57
0,56
o 52
o 41
0,77
FeO
036
o 41
043
036
048
M/'O
traces
004
003
0,04
0,04
0,05
0,03
0,04
0,03
0,05
0,04
0,04
0,03
0,03
0,03
0,03
0,03
M3:J
025
16
o 19
074
o 54
022
037
056
o 26
064
o 15
traces
o 12
009
008
o 1
o 2
eN:)
068
o 15
045
225
2 54
045
o 62
1 23
067
1 95
046
0,41
o 79
063
063
o 65
1
NA20
334
342
39
5,05
5,06
346
3,6
3,4,2
341
4,4
3,67
3,8
3,65
3,9
4,15
4,05
4,45
K20
533
582
496
1 92
1 35
5 26
5 16
549
543
3 01
437
491
5 05
44
445
46
39
TI02
o 17
003
o 12
0,15
0,32
0,13
o 16
0,25
0,27
034
0,11
o 16
0,12
o 12
o 12
0,12
o 05
P205
035
007
o 19
traces
traces
o 25
o 2
o 01
009
006
o 04
o 16
o 08
o 04
003
005
o 13
H20
066
o 97
o 58
063
062
P.F.
o 81
065
069
044
048
08
063
057
0,71
067
094
o 69
0,35
026
036
0,2
0,16
TOTAL
9979
10047
9976
9874
9981
9979
100 09
9964
9974
10042
9999
9856
99 16
99 77
9937
99 14
99 78
-~
~
Bg
322
209
184
127
262
229
222
959
327
1243
309
260
Co
51
13
37
74
92
1 1
1 7
20
1 0
27
<10
<10
Cr
37
21
<10
1 2
<10
31
1 7
22
16
37
14
1 5
QI
45
50
14
16
<10
<10
1 0
<10
<10
45
<10
<10
Ni
<5
20
28
46
50
21
19
21
1 5
32
<10
<10
Sr
82
44
514
181
448
82
72
161
95
372
76
76
V
8
<10
<10
<10
<10
52
34
34
19
42
1 1
13
Fb
155
379
342
88
65
377
313
213
323
155
433
349
Be
1 6
G!
28
Nb
<5
Sc
2 7
Y
6
Th
<5
Zn
65
Zr
87
Tab. 13 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
plutoniques (granite de Saraya).

144
17
6
a

(e)
5
( a)
16 -

aa
# 00
4
(V)
a
a •~[]o -t
~
I::I::JllJ
0
15
a
3
N
a

-
0
«
° 0
2
14
0
0
1
13
a
50
60
70
80
50
60
70
80
6
o
8
0
5
(b)
.-fo
(f)
at:tJ
6
a
1:1
Cc
1:1
4
0
(V)
III
0
a
0
C\\I
~
C\\I
3
1:1
0

<l>
~
1:1
.c~

LL
. 0
2
. .
~ 0
2
.qp
1

0

~oo
a
r
a
1
T
1
50
60
70
80
50
60
70
80
7
1,0
(c)
6 •

(9)
a
0,8 -
œ
a
if}
~
C\\I
0,6 -
1>
00
5
Z
0
~ ~.
8
ï=
i
00
0,4 •

4-
1:1 8 1:1
1:1
le.
0,2 -
C
"~o
~o
0
0
.,.
oe&o
3
o n
0,0
1
50
60
70
80
50
60
70
80
Si02
6
1:1
5-
(d)
Eb
1:1
(1 )
4-
a
.,
g
1:1
• (2)
3 -
ca! 00
a
(3)

_0
0
(4)
1 -
Ibc%b(')
• (5)
1:1
a
1
1
50
60
70
80
Si02
Fig. /l-26 - Variation des éléments majeurs enfonction de Si02 dans les roches
plutoniques.] : granodiorite de Boboti; 2: granodiorite de Moussala; 3 :
granodiorite de Dar Salam; 4 : granite de Saraya; 5 : granite de Gamaye.

145
300
c
(1 )
• (2)
C')
D
(3)
--lU
0
0
(4)
C\\I
0
+
200
to
gd
ad
0/
gr
• (5)
lU
+
~
or
Z
J ; .... 0

1 J0
C')
--
.. ~
(J)
Il

a
100
O;-.,-r-___r~7'T_-,....,...----r_toooor_-..--___r+_--r--.,._--.----__,
-400
100
200
P=K-(Na+Ca)
Fig. II-27 - Position des roches plutoniques dans le diagramme de nommenclature de
Debon et Lefort, 1983 et 1988. ad: adainellite; dq : diorite quanzique; gd :
granodiorite; go: gabbro à olivine; gr: granite; mzdq : monzodiorite quartzique;
mzgo
: monzogabbro; to : tonalite.1 : granodiorite de Boboti; 2 : granodiorite de
Moussala;
3 : granodiorite de Dar Salam; 4 : granite de Saraya; 5 : granite de Gamaye.
200
c
(1)
• (2)
c
(3)
,...
0
(4)
G
( J

100
• (5)
N
0
+
G
:z:
+
~
Q)
El
El
-
CJf:

l>omaine
1

::r
0
()
ct
peralumineux
Il
°110
<t
0

0
D
100
200
B= fe+Mg+Ti

El
• •
l>omaine
MéhllJmirll~Ux
D
c
c
c
-100
Fig. II-28 - Diagramme A-B de Debon et Lefort (1983 et 1988) pour les roches
plutoniques (Pour la légende voirfig. II-27).

146
Fe203
o
Boboti

Moussala
o
Dar Salam
o
Saraya
+
Gamaye
o
Na20+K20
Fig. //-29 - Position des roches plutoniques dans le diagramme AFM de Nockolds et.
Allen (1953). Tous les pointés se trouvent dans le domaine des roches calcoalcalznes.
AI203
o
Boboti

Moussala
o
Dar Salam
o
Saraya
+
Gamaye
Fe203
Fig. II-3D - Position des roches plutoniques dans le diagramme de Besson et Fonteilles
(1976).Les courbes d'évolution des liquides tholéiitiques (TH) et calcoalcalines (CA)
sont tirées de Besson et Fonteilles (1974).

147
11-1-2-2- Les éléments en trace
Les éléments hygromagmaphiles : U, Th, Ta, Rb, Cs.
L'Uranium et le thorium n'ont été dosés que dans une dizaine d'échantillons. Ces
éléments présentent des variations relativement importantes, ils sont nettement plus
concentrés dans les faciés les plus différenciés (granite de Saraya). Le diagramme V-Th
(fig. ll-32) montre une bonne corrélation positive entre les deux éléments. Ce trend est
compatible avec une suite magmatique évoluant par cristallisation fractionnée à partir
d'un seul liquide. Seul deux points représentatif du granite de Saraya (leucogranite à
biotite et muscovite)s'écartent de la ligne d'évolution. Cet écart pourraient signifier soit
une hétérogénéité de la source mantellique, soit des taux de fusion légèrement différents
du même matériel source ( cocherie,1986) soit un phénomène de contamination dans la
chambre magmatique en système ouvert (O'Hara, 1976) soit alors le non-congénitisme
entre ces points du granite de Saraya et les points situés sur la ligne évolutive (les
granodiorite de Boboti, de Moussala et Moussala).
Par ailleurs dans l'ensemble des granitoïdes les teneurs en terres rares, V et Th sont
en bonnes corrélation (fig. 11-33A et fig. 11-32B)
Les autres éléments hygromagmaphiles sont également beaucoup plus concentrés
dans le granite de Saraya, ceci est bien illustré par les diagrammes Ta-Cs ou Th-Ta (fig.
11-34 a et b). Ces éléments ne permettent pas de bien distinguer les granodiorites des
granites, ce qui semblerait indiquer que ces derniers ne se déduisent pas des premiers par
différenciation contrairement à ce que l'étude des éléments majeurs pouvaient laisser
supposer. Si on fait la combinaison de ces éléments deux à deux on constate que le Cs et
le Ta se montrent plus hygromagmaphiles.
Le Stoncium et le barium
Les diagrammes SrlRb et Sr/Ba (fig. 11-34 cet e) montrent une nette continuité
d'évolution depuis la granodiorite de Boboti jusqu'à certains faciés du granite de saraya.
On peut faire ce même constat entre la granodiorite de Moussala et certains faciés du
granite de Saraya. La granodiorite est grosso modo plus riche en Sr. A l'inverse le granite
de Saraya paraît plus riche en Rb et en Ba.

148
Na2ü
0
BobotÎ
• Moussala
0
Dar Salam
:1
0
Saraya

+
Gamaye
0
0

~

• 0-0-0- + 000
o
0
+~o 0
0
CaO
K2ü
Fig.//-31 - Position des roches plutoniques dans le diagramme Na20-CaO-K20 et
courbes d'évolution typiques des séries calcoalcaUnes.
CA= calcoalcalin classique; CT= calcoalcalin trondjémitique (Barker et Arth, 1976).

5
(1 )
0
1:1
• (2)
4
0
(3)
• (5)
E
3
a.
a.
:::J
2
O+-+-"""T""--.....,...--~-----,~----..,...--------.
o
1 0
20
30
TH (ppm)
Fig.//-32 - Diagramme U-Th pour les roches plutoniques.
(Pour la légende voir fig. //-27)

149
300
B
(1 )
• (2)
C
[]
(3)
200
0
0
(4)
B
tl1
B
CC
~
1::1
B
100 -

0
0
0
1
1
0
10
20
30
Th
Fig.II-33A - Diagramme TREE-Th pour les roches plutoniques.
(Pour la légende voir fig. 11-27)
300
B
(1 )
• (2)
[]
[]
200
(3)
0
1::1
0
(4)
El
[]
I±I
C
El
El
~
100

0
0
o
1
1
1
2
3
4
5
u
Fig.II-33B - Diagramme TREE-U pour les roches plutoniques.
(Pour la légende voir fig. 11-27)

150
80
30
60 ..

l:J
20
l:J
c
0
fi)
40
El
0
0
c
10 - • •

20
0
Cc
°
0
n
l1'J
l:J
a
1
a
°
0
1
T
a
1
2
3
a
10
20
30
Th
Ta
3
800
El
l:J
0
600 -
2 -


'à 0
c
l:J
....
0
~
l:J
0
c
400 .
(j)
l:J C
C
0
l:J
1 -

C
••

l:J
CI
200
0
°
o 0
0
61Ji1
0
1
0
1
1
1
1
0
10
Th
20
30
0
200 400 600 800 100012001400
Ba
800
l:J
El
• (2)
• .
.
0
(1 )
600 ~.
EI.DJ
0
C
.... 400
°
~o§. ~.cc •
D
(3)
(j)
0
o
• •
0
(4)
200
0
• (5)
0
00
0
0
0
0

1
0
100
200
300
400
500
600
Rb
Fig. II-34 - Diagramme de Variation des éléments en trace dans les roches plutoniques.
1 : granodiorite de Boboti; 2 : granodiorite de Moussala; 3 : granodiorite de Dar
Salam;
4 : granite de Saraya; 5 : granite de Gamaye.

151
Diagramme Log Y/Si02 et Log Rb/Si02
La variation des éléments comme Y et Rb est un très bon marqueur des
environnements géotectoniques de mise en place. Leur propriété discriminante a permis
depuis plusieurs années en particulier à Pearce et al. (1984) d'établir les
paléoenvironnements des granitoïdes récents (Phanérozoïque, Protérozoïque sup.). Mais
des études récentes (Davis et al., 1989) ont montré qu'on peut appliquer les modèles de la
tectonique des plaques à l'archéen.
- Dans le diagramme Log Y/ Si02 (Fig.II-35), tous les points représentatifs des
différents massifs sont dans le domaine des granites d'arcs volcaniques (VAG) et des
granites de type collision (COLG), loin des granites intraplaques ou des rides
océaniques. On note également une bonne corrélation positive de Y.
- Dans le diagramme Log Rb/Si02 (Fig.II-36 ), les échantillons s'étalent à la fois
dans le domaine des granites d'arc volcanique (VAG) et dans celui des granites de type
collision. Si l'on considère les granites au sens strict, on note que l'essentiel des
échantilllons tombent dans le secteur des granites des zones de collision mais pas très
loin des granites associés aux arcs volcaniques. On peut conclure comme pour la suite
calcoalcaline du Sud-Mali (Liégeois 1991) que les granitoïdes de la Daléma ne
correspondent pas à des leucogranites classiques de type Hymalaya (Lefort, 1981; Vidal
et al. 1982)
1-1-2-3- Les terres rares
Les teneurs en terres rares des différents massifs ainsi que les spectres normalisés
par rapport aux chondrites C 1 (Evensen, 1978) des différents granitoïdes sont indiqués
dans le tableau.14. et la figure 37 Elles sont variables mais homogènes en général dans
un même groupe. Les rapports LaN/YbN augmentent avec l'élévation de la teneur en
Si02; ils sont compris entre 12,09 et 136,86. Les valeurs de Yb cependant, varient dans
le sens inverse de 0,3 à 1,56.
La granodiorite à pyroxène de boboti
Elle renferme des teneurs en terres rares de l'ordre de 154ppm. Les spectres sont
moyennement fractionnés (LaN/YbN = 12 à 17), un seul échantillon présente une
modeste anomalie positive en europium (Eu/Eu* = 1,08) alors que les autres montre une
légère anomalie négative (Eu/Eu* = 0,9) qu'on ne remarque d'ailleurs pas sur les
spectres.

152
La granodiorite de Moussala
Un seul échantillon a fait l'objet d'une analyse de terres rares. La teneur obtenue
(103 ppm ) correspond à la plus faibles valeur si l'on considère l'ensemble des
granitoYdes. Le spectre normalisé est pratiquement parallèle aux précédent (fig
) avec
une anomalie négative en europium quasi nulle (Eu/Eu*=O,9). L'enrichissement en terres
rares lourdes est également semblables aux précédents avec le rapport LaN/YbN voisin
de 12
La granodiorite de Dar salam
Elle renferme des teneurs en terres rares nettement supérieures à celles des
granodiorites de Boboti et de Moussala, avec une moyenne atteignant 174ppm. Les
spectres de la granodiorite de Dar Salam sont parallèles à ceux des précédentes;
cependant un échantillon de dar salam montre une anomalie en europium plus prononcée
(Eu / Eu* = 0,69), ce dernier étant par ailleurs plus fractionné (LaN/YbN= 24).
Le granite de Gamaye
Un des échantillons de ce massif montre la plus forte teneur en terres rares
enrégistrée sur l'ensemble des granitoïdes étudiés ( TREE= . 219 ppm). Le spectre de cet
échantillon est également beaucoup plus fractionné que tous les autres avec un rapport
LaNIYbN atteignant environ 137.
Les spectres du granite de Gamaye d'une manière générale, ressemble à ceux du
granite de Saraya mais montre une anomalie en europium légèrement plus modeste
(Eu/Eu* = 0,38).
Le granite de Saraya
Ce granite renferme des teneurs en terres rares de 120ppm en moyenne. Les spectres
sont nettement plus fractionnés que dans le cas des granodiorites (LaNIYN pouvant
atteindre 45,88) et montrent dans tous les cas une anomalie négative en europium.; Cest
dans ce granite que nous avos obtenu l'anomalie négative la plus prononcée (Eu/Eu* =
0,29).

153
l:I
Boboti
• Moussala
2,0 •
WPG+ORG
[]
Dar Salam
-
° Saraya
• Gamaye
-
VAG+COLG
>-
l:I
Œ1
..
0>
••
0

1,0 -
[]
[]
• •
0
• 0
0,0
1
1
56
66
76
Si02
Fig.1l-35 - Diagramme Log Y-Si02 pour les roches plutoniques.
El
(1 )

(2)
3,0
Syn-COLG
c
(3)
~
° (4)
oB>0 0
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(5)
al:l
~"-_~~_------
Œ1
..0
2,0·
• • •
0
cr:
o
0>
o

VAG
1,0·

0,0 +----,.....--.......,I~--"""T""---_r_I-----,r------.I
56
66
76
86
Si02
Fig.1l-36 - Diagramme Log Rb-Si02 pour les roches plutoniques.
,

Boboti
Moussala
Dar Salam
Saraya
Gamaye
N° Ech.
1205
1212
1215
1211
1203
1206
1207
1208
1084a
1078
1202
1209
1210
790
840A
840
La
2944
3743
2698
3366
2209
5395
3247
31 69
37 27
50 41
24 13
15 04
41 37
21 75
6083
54 13
Ce
5725
7639
55 12
67 09
4377
108 20
6428
61 67
7693
9969
4789
32 59
92 41
48 31
111 40
96 89
Pr
642
872
589
740
504
12 17
7 18
666
5 31
3 90
10 71
Nd
22,59
35,56
21 48
2840
19 46
43 79
2641
25,24
33 55
41 32
19 14
16 10
39,07
20,53
35,44
35,14
Sm
4 19
634
3,58
490
366
724
491
4,52
7 15
8 06
3,87
3,26
7,24
4,64
5,16
5,50
8J
1 39
1 66
1 18
1 34
099
1 45
1 27
1 34
1 32
1 41
o 59
o 71
o 57
o 51
o 97
1 06
Gd
348
472
297
400
283
5 18
356
3 57
471
5 53
295
267
403
3 19
3 09
3 32
Tb
0,50
065
039
o 54
039
059
046
040
030
039
0,41
Dy
2,67
340
225
285
228
337
2 16
2,43
2,69
2 78
1 40
1,89
1,47
1,22
0,99
1,53
Ho
056
072
o 51
060
041
062
o 50
040
o 28
035
o 20
Er
1 35
1 63
1 21
1 52
1 12
1 44
1 09
1 04
1 63
1 62
066
o 72
o 53
o 46
o 45
068
Tm
020
o 28
022
022
o 15
o 21
o 17
o 17
007
o 11
o 06
Yb
1 56
1 47
1 37
1 33
1 23
1 46
1 08
o 93
1 09
1 20
047
061
o 34
o 32
0,30
0,50
Lu
o 19
o 24
020
o 21
o 19
025
o 15
o 14
o 22
022
o 08
o 09
o 04
o 01
a 01
0,11
1REE
131 80
179 22
12335
15406
103,61
239 91
145 68
140 21
166 56
212 24
107 14
7843
198 45
100 94
218 64
198 86
laN
12036 153 03
110 30
13761
9031
220 56
132 75
129 56
15237 206 09
98 65
61 49
169 13
88 92
248 69
221,30
-
CeN
8975
119 75
8641
105 17
6862
169 62
100 77
9668
120,60 156 28
75 07
51 09
144,87
75 73
174,64 151 89
VI
....
PrN
6662
9048
61 12
7679
5230
126 28
7450
69 11
000
o 00
55 10
40,47
111 13
o 00
o 00
0,00
l'kiN
4768
7505
4534
5994
41 07
9242
55 74
5327
70 81
87 21
4040
3398
8246
4333
74 80
74 17
SmN
27,21
41 17
2325
31 82
2377
47 01
31 88
2935
4643
5234
25 13
21 17
47 01
30 13
33 51
35 71
M
2396
2861
2034
23 10
17 06
2499
21 89
23 10
22 75
2430
10 17
12 24
977
8 79
16,72
18 27
GdN
1703
23,10
1454
19 58
13 85
2535
1743
17 47
23 05
27 07
1444
13,07
19 73
15,61
15 12
16,25
TbN
1335
1736
1041
1442
10 41
15 75
12 28
1068
0,00
000
8 12
10 41
10 95
0,00
0,00
0,00
DvN
10 51
1338
885
11 22
897
13 26
849
956
10 59
1094
549
7 43
5 79
480
3 90
6 02
HoN
995
1270
894
10 58
7 16
1093
8 75
7 13
000
o 00
497
6 17
3 51
o 00
o 00
o 00
ErN
8 13
983
729
9 14
6 73
864
654
6 27
982
9 76
400
434
3 17
2 77
2 71
4,10
TmN
078
1 09
0,84
086
060
0,82
o 65
068
o 00
0,00
o 26
042
024
0,00
0,00
0,00
YI:t-l
945
892
831
8 06
747
883
6,55
563
6,60
7 27
2,83
3 72
2,07
1,94
1 82
3,03
LuN
764
953
796
823
760
965
603
5 51
866
866
323
3 70
1 73
039
o 39
433
Eu·
22 12
32 14
1889
25,70
18 81
36 18
2465
2341
3474
39 70
19 78
17 12
3337
22 87
2432
2598
EuN/Eu·
1 08
089
1 08
090
091
069
089
099
065
061
o 51
o 71
029
038
069
o 70
LaNlYbN
1273
17,16
1327
17 08
12 09
2498
2027
2300
23 08
2835
3480
16,53
81 89
45 88
136 86
73,07
CeNlYbN
949
1343
1040
13 06
9 19
19 21
1539
17 16
18 27
21 50
2648
13 74
70 14
39 07
96 11
50 15
GdNIYbN
1 80
259
1 75
243
1 85
287
266
3 10
349
3 72
509
3 51
9 55
8 06
8 32
5 37
LaN/SmN
442
3 72
474
432
380
469
416
4,41
3 28
394
393
290
3,60
295
7 42
620
Tab.14 - Composition en terres rares des roches plutoniques.

1000 """l
1000
o 1205
~
o 1202
• 1211
• 1209
o 1212
11
o 1210
11
0;:
100
'1:1
1 00
0i:
~
1:
............
'1:1
~
Sa raya
0
1:
..c
0
U
..c
Gl
U
..c
Gl
...
..c
10
0
10
...
Cl:
0
Cl:
1
J
l
1
1
1
I~~------------r--I
1
1
la Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu
la Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu
1000 =l
1000
o 1206
o 1206
~
o 640A
• 1207
• 640
Ill-
100
'Il
~
'Il
100
oC
~
Dar Salam
'1:1
0;:
1:
'1:1
0
10
1:
..c
0
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..c
Gl
~
~
.....
U
..c
!.FI
Gl
10
...
!.FI
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0
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0
Cl:
J
O.l
1
1
la Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu
la Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu
100 ~ '-
o 1203
50
11
Moussala
oC
'1:1
1:
0
..c
U
"j
Fig. l/-37 - Spectres des terres rares normalisées
aux chondrites Cl (Evensen et al., 1978)
des roches plutoniques.
Gl
..c
. _ - - 0 - - < )
...
5
0
Cl:
1 '-0.._._-,.- -.-r T··-~-T-r-·-·-, -'f' ._..,......--, ---T--r-r--'"'---
la Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb lu

156
1 5 0 , . . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
El
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Moussala
125
C
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o
Saraya

Gamaye
100
1
75
1
1
50
A
1
25
\\
~
1..........
-----~
1
_
.......... _,- - - -~ B
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o
10
20
YbN
Fig. II-38 - Diagramme LaNIYbN-YbN. Comparaison de la composition en terres rares
des roches plutoniques étudiées avec celle des granitoïdes archéens ITG et post -
archéens (Protérozoïques et Phanérozoïques). Les données sur les granitoïdes
ITG
archéens et post archéens sont d'après Martin 1987.
A : granitoïdes ITG archéens ,. B: granitoïdes post -archéens

157
Conclusion
On peut distinguer deux groupes à partir de l'étude des terres rares:
(1) - Le groupe des granodiorites qui montrent une convergence de composition
et une continuité entre les spectres. Ceci laisse penser qu'un processus unique telque la
cristallisation fractionnée ( ou mélange de magma) pourrait expliquer la genèse de ces
roches. Les spectres dans ce groupe sont fractionné avec un rapport moyen LaN/YbN
égal à 19,2. Ce groupe renferme le seul échantillon (granodiorite à pyroxène de Boboti) à
présenter une légère anomalie positive; les autres échantillons montrent une modeste
anomalie négative en europium (EulEu* =0,9 en moyenne ).
(2) - Le deuxième groupe est celui des granites (les granite de Saraya et de
Gamaye). Ces dernier présentent des spectres qui sont nettement sécants sur ceux du
groupe des granodiorites et beaucoup plus fractionnés (LaN/YbN pouvant
atteindre 137ppm). Par ailleurs, les spectres dans ce deuxième groupe, montrent une
anomalie en europium toujours négative pouvant être très prononcée (EulEu* =0,29).
Contrairement à ce que l'on pouvait tirer de l'étude des éléments majeurs et traces,
les granites ne semblent pas provenir de la même source mantellique à l'origine des
granodiorites, par un mécanisme unique de cristallisation fractionnée.
Nous avons enfin représenté les différents granitoïdes dans le diagramme
(LaN/YbN)- YbN (fig. 11-38) et en guise de comparaison nous y avons indiqué les
granitoïdes archéens(TTG) et post archéens (protérozoïques et paléozoïques) de
Finlandes et ceci, d'après la compilation de Martin (1987). On peut noter dans ce
diagramme que les granitoïdes étudiés caractérisés par: (0,3< YbN<1,56) et
(0,3<LaN/YbN<136) sont très proches des granitoïdes archéens marqués par des teneurs
en YbN très faibles et un degrè de fractionnement en REE très élevé (5<LaN/YbN<150);
ils sont différents des granitoïdes post-archéens faiblement fractionnés (LaN/YbN < 20)
et à forte teneur en YbN (4,5< Yb<20)
1-1-2-4- Les données isotopiques
Selon Chappel et White (1974), les granites de type S (d'origine crustale) ont un
rapport initial du strontium élevé (87Sr/86Sr 1> 0,708). Ils contiennent beaucoup plus de
strontium radiogénique que les granites de type l dont le rapport du strontium initial est
compris entre 0,702 et 0,706.
Mais actuellement ces hypothèses sont à nuancer. Par exemple certains leucogranites
(granites crustaux) du massif annoricain et du massif central ont donné des rapports
isotopiques initiaux pour le strontium de l'ordre de 0,705-0,706 (Pin et Duthou, 1988;
Bernard-griffiths et a1.,1990; Peucat et al., 1988) (in Barbaris, 1992) alors que les

158
métasédiments présents ont généralement des rapports bien supérieurs (0,710). C'est
ainsi que les sources proposées peuvent être orthodérivées (orthognéiss) et ou
paradérivées (paragneiss ± grauwackes ± pélites) pour les leucogranites comme pour les
monzonites et granodiorites alumineux.
Dix échantillons des granitoïdes de la Daléma ont fait l'objet d'analyses isotopiques
Rb/Sr et chronologiques (en roches totales). Les résultats obtenus sont consignés dans le
tableau 15. Le rapport initial 87Sr/ 86 Sr déterminé est de l'ordre de 0,7026 ± 0,0005.
Cette valeur est faible et voisine de celle du manteau primitif. Par ailleurs les valeurs des
e Nd obtenues (Boher et al., 1992) pour l'ensemble des formations de la Daléma (
volcanites, métasédiments et granitoïdes) sont toujours positifs et supérieurs à +1,2. Ces
données écartent une genèse des granitoïdes étudiés par recyclage de matériaux crustal
ancien et permettent d'envisager un protholite d'origine mantellique.
11-1-3- Les données géochronologiques
A l'exception de Gamaye, tous les massifs plutoniques ont été échantillonnés pour
des mesures radiométriques (Rb-Sr sur roches). Ces mesures ont été effectuées par
P.Vialette à l'Université de Clermont-Ferrand. Les échantillons concernés sont: pour le
massif de Boboti (1205 et 1212), pour le massif de Moussala (1203); pour le massif de
Saraya (1202, 1209, 1210). L'isochrone construite à partir de ces échantillons correspond
à un âge de 2008 ± 16 M.a avec un M.S.W.D. de 0,04 (fig. 11-39).
Nous avons comparé cet âge d'une part avec ceux obtenus sur les granitoïdes de
Kakadian par Bassot et Caen-Vachette (1984), Dia (1987) qui ont utilisé la même
méthdode (Rb-Sr) et d'autre part avec ceux obtenus par Boher (1991) qui a déterminé des
âges modèles par la méthode Nd-Sm. On peut noter que les âges présentés par ces
auteurs sont sensiblements équivalents. Ces âges tournent autour de 2200 M.a et sont de
ce fait nettement supérieur d'au moins 150 M.a à l'âge que nous avons obtenu (2008
M.a). Cette différence d'âge, relativement importante semble indiquer des périodes de
mise en place non synchrones des granitoïdes dans les domaine de Kakadian et de Dialé-
Daléma. Il faut aussi souligner que les âges obtenus par Bassot et Caen Vachette (1984)
sur les granitoïdes de Boboti et de Saraya (respectivement 1989 + 28M.a et 1973 +
33M.a) sont légèrement inférieur à celui que nous avons obtenu sur l'ensemble de ces
deux massifs.
Nous avons également comparé nos granitoïdes à ceux des autres provinces
birimiennes (tableau 16), notamment à ceux étudiés par Hirdes, 1992 (Ghana), Liégeois,
1992 (Mali), Lemoine et Boher et al., 1991 (Côte d'Ivoire) Boher et al., (Burkina Faso,
Niger, et Mauritanie). Les âges présentés par ces auteurs se situent dans la fourchette
2000-2100M.a et sont donc très proches de celui des granitoides de Dialé-Daléma.

159
11-2- Pétrogénèse et évolution des granitoïdes
11-2·1- Identification du processus pétrogénétique
Les granitoïdes étudiés s'organisent selon un trend calco-alcalin . Ils sont à la fois
peralumineuse (granite de Saraya) et métaalumineuse (les granodiorites). Ces granitoïdes
sont orogéniques et ont une signature mantellique (type 1) (cf fig 11-39 et fig 11-40).
Divers diagrammes de variations des éléments majeurs indiquent confonnément à la
théorie de Bowen(l928) une différenciation (de type calcoalcalin) par cristallisation
fractionnée. On remarque en effet un enrichissement en silice et une diminution
progressive de Ca , Mg, Fe, et Ti. Ces variations semblent traduire un continuum
pétrographique et et chimique depuis la granodiorite de Boboti jusqu'au granite de
Saraya.
L'étude de la distribution des éléments en trace semble indiquer également
l'intervention du processus de cristallisation fractionnée. En effet le diagramme U-Th
montre une bonne corrélation positive. Ces deux éléments et surtout l'uranium sont
beaucoup plus concentrés dans les faciés les plus évolués(granite de Saraya). Cependant
et toujours dans le même diagramme U-Th, certains points du granite de Saraya
s'écartent de la ligne d'évolution. Cet écart signifirait: soit une hétérogénéité de la source
mantellique, soit des taux de fusion légèrement différents du même matériel source
(Cocherie, 1986), soit d'un phénomène de contamination dans la chambre magmatique
en système ouvert (O'Hara, 1976), soit enfin le non-congénitisme entre les points d'écart
(granite de saraya) et les autres points qui marquent l'évolution chimique.
Les données sur les terres rares permettent de lever certaines ambiguités ; elles
semblent montrer que les granodiorites et les granites sont issus de deux (sources
mantelliques) différentes. (l)L'anomalie en Europium dans les granodiorites qui n'est pas
importante suggère que le matériel source de ces dernières devrait être caractérisé par
une anomalie faible à nulle pour cet élément et n'est pas marqué par un fractionnement
du plagioclase. L'étude pétrographique a montré la cristallisation précoce de
clinopyroxène et de plagioclase dans la granodiorite de Boboti ; on devrait donc
s'attendre à une anomalie en Europium plus importante. Il faudrait envisager le role
important joué par d'autres minéraux tels que sphène, apatite. Arth et Baker (1976) ont
constaté que dans un liquide dacitique, le fractionnement simultané de plagioclase et
d'amphibole dans des proportions sensiblement égales aboutit à une chute des terres rares
et une anomalie en légèrement positive en Eu, l'amphibole jouant le role de diluant. (2)
Les granites (Saraya et Gamaye) ont des spectres nettement plus fractionnés et
caractérisés par une anomalie en Europium relativement importante qui suggère une
différenciation marquée par le fractionnement des feldpaths.

160
11-2-2 - Le matériel source
Plusieurs théories ont été avancées pour expliquer l'origine des granitoïdes:
- la fusion partielle direct du manteau (Petermn et Berker ,1976);
- la fusion partielle d'amphibolites à ou sans grenat (Barker et al., 1976; Tarney et
al., 1976; Condie, 1981; Sherton et black, 1983; Martin et al., 1984);
- la fusion partielle de matériaux de type éclogitique (Condie et al., 1971; D'Nions et
Pankhurst, 1974; Glikson, 1976; Baker, 1979; Jahn et al. 1981);
- la fusion partielle de matériaux de type grauwacke ou métasédiments de la croute
continentale (Arth et Hanson, 1975);
- la cristallisation fractionnée à partir d'un magma basaltique (Arth ,1979; Baker et
al., 1979; Smith et al., 1983).
TI est intéressant de rappeler un certains nombre de critères chimiques et isotopiques
présentés par les granitoïdes avant de discuter ces différents modèles.
- Le diagramme Na20/K20 (fig 11-40) a montré que les granitoïdes étudiés sont
comparables à ceux de type 1 du Sud-Est d'Australie (White et Chappel, 1983).
- Le rapport initial 87Sr/86Sr déterminé pour nos granitoïdes est de l'ordre de 0,7026
± 0,0005. Cette valeur est faible et voisine de celle du manteau primitif.
- Les valeurs des e Nd obtenues par Boher et al., 1992 pour l'ensemble des
formations de la Daléma (volcanites, métasédiments et granitoïdes sont toujours
positives et supérieures à +1,2. Ces données écartent une genèse des granitoïdes par
recyclage de matériaux crustaux anciens et permettent d'envisager un protholite d'origine
mantellique.
- Les spectres de terres rares normalisés par rapport aux chondrites (Evensen, 1978)
sont d'une manière générale très fractionés avec des rapports LaN/YbN élevés compris
entre 0,3 et 136 pour des valeurs en Yb faibles toujours <l,56. Cette caractéristique
permet d'évoquer pour la genèse des granitoïdes le modèle de fusion partielle de
métabasaltes ou d'amphibolites tholéitiques en équilibre avec un résidu éclogitique; en se
référant aux courbes de fusion d'un matériau à 25% ou 10% de grenat (fig. ) on aboutit à
des valeurs élevées en LaN/YbN pour des teneurs en Yb très faibles.

N° Ech.
Localisation
Pb
Sr
87Rb/86Rb
87Sr/86Sr
1202
Sarava
306
99
9,1746
0,96955
1206
Dar Salam
355
408
2,5331
0,77516
1207
Dar Salam
178
371
1,3941
0,74309
1208
Dar Salam
182
376
1,4069
0,74349
1209
Sarava
234
411
1,6545
0,75042
1210
Sarava
284
106
7,9361
0,93216
1203
Moussala
195
486
1,1613
0,73471
1205
Boboti
1 14
549
0,6011
0,71769
1212
Boboti
109
394
0,8001
0,72413
Tab. 15. Analyses isotopiques RB/Sr des roches plutoniques.
.....
0'\\
.....
Auteurs
Kakadian
Gamaye
Boboti
Saraya
3assot et Caen·Vachett
2199+68 M.a
2045+27 M.a
1989+28 M.a
1973+33 M.a
1984
(Rb· Sr)
(Rb-Sr)
CAb-Sr)
(Rb-Sr)
Kaourou:2197 +68 M.a
Dia,1987
Laminia: 2133+60M.a
(Rb-Sr)
Boher et al., 1991
2,19 + 0,16 G.a
2,26 +0,12 G.a
2,15+0,14 G.a
2,2+0,17 G.a
(Nd-Sm)
(Nd-Sm)
(Nd·Sm)
(Nd-Sm)
Ndlaye et al.,1993
2008+16M.a
(Rb-Sr)
Tab. 16 - Ages radiométrique des granitoïdes du supergroupe de Dialé-Daléma comparés
à ceux des granitoïdes du supergroupe de Mako.

162
0,95
GRANITE DE SARAYA
0,9
sarayaM
0.85
t = 2008 ± 16 Ma
Boboti~
0,8
0,7026 :i D,ODOS
M.S.W.O. =0,4
0,75
87 Rb/86 Sr
0, 7 +--~-t----+-----+-----t--t---+--+--+----=-~_---l
o
1
2
3
4
5
6
7 8 9
10
Fig. II-3? - Isochrone Rb/Sr sur roches totales des granitoïdes du supergroupe de Dialé-
Dalema.
7
El
(1 )

• (2)
6
C
(3)
0
(4)
5
0
0
I-Type
• (5)
~
0
o El
0
dr
••• El El
0 0
4
• El
Z


Ela
o . li.
CO
3
2
S-Type
o
2
4
6
8
K20
Fig JI-40 - Diagramme Na20-K20 pour les roches plutoniques. La droite de séparation
entre les champs des granitofdes de type 1 et S a été proposée par White et Chappel,
1983.1 : granodioritedeBoboti; 2: granodioritedeMoussala; 3: granodioritedeDar
Salam; 4 : granite de Saraya; 5 : granite de Gamaye.

163
11-2-3- Le liquide primaire
Il est possible de tester à l'aide des terres rares les modalités d'apparition des
granitoïdes. Nous avons pour cela utilisé le diagramme (LaN/YbN)-YbN où nous avons
transcrit les courbes de fusion LHS et LHG (Martin (1987) qui correspondent
respectivement à des sources mantelliques de lherzolite à spinelles et lherzolite à grenat.
Le manteau peut être enrichi (Mm) en LREE par rapport aux chondrites (LaN/YbN
proche de 8) avec YbN aux environs de 3 ou non (LaN/YbN=1) pour YbN = 2).
Les valeurs relativement élevées du rapport LaN/YbN et faibles de YbN semblent
indiquer avec force la source à grenat. Nos granitoïdes sont de ce fait très comparables
aux TIG Archéens de Finlandes (Martin, 1987).

165
PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Roches plutoniques
- Planche 1-12: granodiorite de Boboti
- Planche 1-13 : granodiorite deMoussala
- Planche 1-14 : granodiorite de Dar Salam
- Planche 1- 15 : granite de Saraya
- Planche 1- 16 : granite de Saraya (suite)

166
Planche 1. - 12
(granodiorite de Boboti)
1. - Atération en boule de la granodiorite à pyroxène de Boboti
2. - Texture de la granodiorite à pyroxène. B = biotite; M = muscovite; P = plagioclase;
Q =quartz
3. - Transformation d'un c1inopyroxène en biotite2 (B2). Les biotites de première
génération (B 1) sont destabilisées en oxyde de fer et de titane (0)
4. - Destabilisation d'un c1inopyroxène(c) en biotite 2 (b2) et en amphibole (a)


168
Planche J. - 13
(granodiorite de Moussala)
1. - Granodiorite de Moussala recoupée par des filons de pegmatite et d'aplite
2. - Contact de la granodiorite de Moussala avec des micaschistes
3. - Texture de détail de la granodiorite de Moussala montrant des files de biotite et un
phénocristal de microcline. a =amphibole; b = biotite; m = muscovite
4. - Texture de la granodiorite montrant une disposition préférentielle des biotites qui
soulignent la fluidalité planaire magmatique. b = biotite; p = plagioclase;
Q = quartz


170
Planche J. - 14
(granodiorite de Dar Salam)
1 et 2- Texture de détail montrant l'association mincrocline-plagioclase et le
développement de figure de myrmékite. a = amphibole; b = biotite; m =
microcline; p = plagioclase; Q =quartz
3. - Inclusion d'un amphibole (a) dans une biotite (b). Le contact entre les deux
minéraux est marqué par le développement d'une couronne réactionnelle
4. - Texture d'ensemble de la granodiorite. b = biotite; = microcline; Q =quartz

,
.~ • .~~-
,

"i
!.,-.
E
Q.
~ •
.
.1:
E
...
-
C'l•
:::>
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172
Planche I. - 15
(Granite de Saraya)
1. - Vue sur le terrain du granite de Saraya
2. - Contact entre le granite de Saraya et des roches carbonatées plissées
3 et 4. - Contact de granite de Saraya (gr) et de la granodiote de Moussala (gd). Le
granite semble postérieur puisqu'on observe sur la photo 3 un digitation de
celui-ci dans la granodiorite


174
Planche 1. - 16
(granite de Saraya, suite)
1.- Texture d'ensemble du granite. B = biotite; m =muscovite; M = microcline;
P = plagioclase; Q =quartz; t = tourmalie
2. - Texture de détail du granite montrant des cristaux de microcline poecilitique
M = microcline: m = muscovite; q = quartz
3. - Relation biotite et muscovite. La muscovite est une ancienne biotite destabilisées. Il
y a une parfaite continuité directionnelle entre les clivages de la muscovite et ceux
de la biotite relictuelle. B = biotite; m =muscovite; q =quartz
4. - Apparition de sillimanite dans le granite prélevé dans une zone de cisaillement
M = microcline; S = sillimanite; p = plagioclase; m = muscovite; q =quartz


177
CONCLUSION SUR LA DEUXIEME PARTIE
Le supergroupe de Dialé-Daléma dans la région étudiée (Domaine Est-Saraya) est
formé d'un ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire dans lequel s'est mis en place
un important complexe magmatique qui comprend des roches volcaniques,
hypovolcaniques et plutoniques.
L'ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire est constitué de quartzites, de
calcaires, de grès, de conglomérats et de tufs épiclastiques. Cet ensemble n'est pas
intensément déformé. Les roches présentent en général une seule schistosité (S 1) créée
par un applatissement régionale selon la direction WNE-ESE. Cette schistosité est
généralement parallèle à la stratification (SO) mais dans certains cas il existe un angle
entre ces deux directions. Une deuxième schistosité S2 est visible dans certaines roches
situées dans l'axe subméridien du grand accident sénégalo-malien. Elle est marquée par
un alignement de biotite de deuxième génération (biotite 2) sécante sur la schistosité SI.
Les roches à dominante volcanosédimentaire ont des affinités tholéiitiques et
calcoalcalines et sont très proches de certaines roches volcanodétritiques d'arcs
insulaires. Elles pourraient en partie provenir de la destruction des accumulations d'arc
ou d'arrière-arc du supergroupe de Mako mis en évidence par Dia (1988) et Diallo
(1994).
Les roches volcaniques, hypovolcaniques et plutoniques sont intimement associées
sur le terrain sans jamais montrer de relations géométriques claires. Nous pensons que les
magmas à l'origine de ces roches sont cogénétiques.
Les roches volcaniques et hypovolcaniques comprennent des volcanoclastites, des
trachyandésites, des rhyodacites, des microdiorites, des microgranodiorites et des
albitites. Elles ont les caractéristiques des laves orogéniques et une affinité calcoalcaline.
Les laves andésitiques présentent des ressemblances avec les andésites des marges
continentales. Elles proviendraient de la fusion d'une croûte océanique en voie de
subduction. Mais les magmas qui les ont générés semblent avoir subi l'influence d'une
croûte continentale qui se marque par une contamination (importance de Rb, Sr et Ba) et
un effet sur la différenciation (absence de termes basatiques).
Les intrusions plutoniques sont pour l'essentiel des granodiorites et des granites qui
présentent les caractéristiques des granitoïdes des zones de collision au sens de Pearce
et. aI. (1984) e.t, comme les roches volcaniques et hypovolcaniques, elles ont une
signature de lignée calcoalcaline. Leur composition en terres rares les rapproche des
granitoïdes archéens de Finlande. Elles ont, globalement, les caractéristiques des
granitoïdes de type 1 avec notamment un rapport initial de strontium bas de l'ordre de
0,7026 + 0,0005 qui leur confère une origine mantellique. Les données
géochronologiques (Rb/Sr) obtenues sur les granitoïdes indiquent un âge de mise en
place aux alentours de 2008 ± 16 Ma. Cet âge est postérieur à ceux obtenus par Bassot et

178
Caen-Vachette (1984), Dia (1987) et Boher (1991) sur des granitoïdes du supergroupe de
Mako, ce qui confirme l'antériorité de ces derniers.
Il ressort des données pétrographiques et géochimiques obtenues que le magmatisme
de la région Est-Saraya est essentiellement calcoalcalin. Ceci confirme les travaux de
Ndiaye (1986), Bassot (1987) et Boher (1991) . Ce type de magmatisme a été observé
dans d'autres provinces birimiennes du craton de l'Afrique de l'Ouest notamment: en
Côte d'Ivoire, Lemoine (1988), Fabre (1990), Boher (1991), Pothin (1993); au Burkina-
Faso: Zonou (1987), Boher (1991). L'explication de l'origine de ce magmatisme
calcoalcalin n'est pas clairement élucidé et les avis sont très partagés. On peut retenir les
propositions suivantes:
- selon Bassot (1987) c'est le modèle tardi-hercynien d'Europe occidentale qui paraît
le mieux expliquer la position géodynamique des masses calcoalcalines de la Daléma. Ce
modèle fait intervenir de grands cisaillements crustaux correspondant quelque fois à des
décrochements importants;
- Lemoine (1988) proposent pour la Côte d'Ivoire et le Burkina une subduction dont
la localisation est inconnue mais dont le mouvement est supposé dirigé vers le SE;
-Fabre (1990) souligne que le volcanisme calcoalcalin du centre de la Côte d'Ivoire se
met en place au droit de zones soumises à un gradient thermique élevé et marquées par le
passage d'accident profond. Le développement dë ce volcanisme peut correspondre à la
fermeture d'un rift qui s'est ouvert antérieurement à la suite d'une phase distensive et dans
lequel s'est développé un volcanisme de type MORB (aire du Yaouré).
- Pothin (1993) considère que les roches calcoalcalines de la région d'Odiénnée (NW
de la Côte d'Ivoire) s'intègrent plus aisément dans le cadre structural d'une mise en place
liée à des contraintes de cisaillement crustaux qui mimeraient les conditions d'une
subduction qu'à une mise en place liée à une subduction d'une plaque.
En ce qui concerne les masses calcoalcalines de la région étudiée, elles pourraient
être générées par un mécanisme de subduction avec une poussée orientée en direction du
SE. Cette subduction entrainerait la destruction d'une croûte océanique et la naissance de
grandes masses de roches volcanoplutoniques calcoalcalines. Nous avons montré tout au
long de l'étude géochimique du magmatisme que les laves andésitiques de la région
étudiée ressemblent beaucoup aux andésites des marges continentales actives de type
Andes. Cependant, il manque d'importants arguments pour appuyer d'avantages le
processus de subduction comme par exemple les traces d'une tectonique tangentielle. Il
manque également dans la zone étudiée des affleurements de roches basiques et
ultrabasiques qui accompagnent généralement le volcanisme lié à la subduction. On peut
aussi faire la même remarque à propos des éclogites associées souvent aux ultrabasites
qui témoignent d'un métamorphisme de haute pression dans le manteau supérieur lors de
la subduction.

179
Par ailleurs, il faut signaler que les roches volcanoplutoniques calcoalcalines de la
région étudiée se trouvent a proximité d'une grande faille décrochante NS (faille
sénégalo-malienne). Cette localisation indiquerait une mise en place en relation avec des
cisaillements crustaux.
Au total, le débat reste largement ouvert et une étude détaillée de la géochimie du
magmatisme calcoalcalin sur l'ensemble de la province birirnienne de l'Afrique de l'Ouest
constitue un vaste sujet de réflexion qui devrait permettre une reconstitution plus précise
de la paléogéographie de ce type de magmatisme.

181
TROISIEME PARTIE
La tourmalinisation
- Rappel du cycle du bore
- La tounnaline dans les roches sédimentaires et
volcanosédimentaires
- La tounnaline dans les roches magmatiques
- Etude chimique des tourmalines
- Origine des toummalines


183
1- Introduction
Le bore est un élément rare dans la lithosphère, avec un clarke compris entre 5 et 10
ppm. Dans les roches magmatiques, son pic se trouve dans les granites, avec une teneur
moyenne de quelques 10ppm. Il augmente considérablement dans les roches
sédimentaires, avec 20ppm dans les carbonates, 35 dans les grès et 100 dans les
argilitites. Son enrichissement est encore plus important dans les sédiments, avec un
clarke de 230ppm dans les argiles, donc 23 fois celui des granites. Dans les eaux de
mer, on en trouve 4,45ppm, valeur qui correspond à la moitié de celle des granites.
Le trait majeur de la géochimie de cet élément est sa concentration dans le domaine
supergène, et sa libération partielle, mais quantitativement considérable (théoriquement
de l'ordre de 130ppm), au cours du métamorphisme des sédiments.
Dans les granites, cet élément qui rentre mal dans les feldspaths et les micas, se
concentre dans le magma résiduel, dont il abaisse la température de solidification. On
comprend dès lors son abondance relative dans les aplo-pegmatites, avec les autres
éléments résiduels. Le phénomène d'abaissement de la température de solidification du
magma explique a son tour la localisation particulière de ces roches, qui recoupent le
granite encaissant ou s'en échappent à courte distance. Ce comportement classique a été
observé depuis longtemps, et cette présence du bore "minéralisateur" associé à des
minéralisations de type départ acide a été soulignée dés la naissance de la théorie
hydrothermale (De Beaumont 1836 "in De Beaumont 1847"). Cependant,
quantitativement parlant, ce phénomène, aussi spectaculaire soit'il localement, reste
mineur vis-à-vis des déplacements de grande ampleur induit par les phénomènes
thermiques qui affectent le bore des sédiments: des argiles aux schistes argileux, on
passe de de l'ordre de 230ppm à celui de 100. On comprend donc l'impact de la montée
des magmas dans la lithosphère sur cet élément et sa récupération par certains
phénomènes volcaniques, généralement sans incorporation notable dans le magma au
cours de sa montée.
Il y a donc un relais, avec ou sans hiatus, entre le bore magmatique concentré dans
la phase magmatique résiduelle, d'importance limitée, et le bore métamorphique,
beaucoup plus important, déplacé par la montée de ce magma.

l~-l
Arrivant à la surfacè, le bore va être ou non fixé. En effet, ses teneurs élevées dans
l'eau de mer montrent qu'une grande partie de cet élément reste en solution, alors qu'il
rentre dans les sédimeills argileux. Fait spectaculaire, comme sa concentration dans les
aplo-pegmatites, mais aussi quantitativement mineur, il se concentre dans les milieux
évaporitiques. Cette fixation peut être précoce. Elle se fait alors à proximité des
appareils volcaniques riches en bore, quand ils sont lessivés sous climat aride. On a là
des concentrations économiques, mal distribuées à l'échelle de la planète. Beaucoup
plus largement distribués, les domaines évaporitiques thallassogéniques présentent des
concentrations borées qui sont très subordonnées aux dépôts salins mais qui forment
des tonnages plus importants.
Dans le secteur étudié, les occurences de tourmaline sont nombreuses,
polymorphes. Les principaux faciés riches en tourmaline sont des roches
volcanosédimentaires (tufs, conglomérats, tourmalinites rubanées); des roches
magmatiques. L'or semble parfois être associé à ces occurences en tourmaline.
L'occasion était donc bonne de tenter de les situer dans le cycle du bore, tel que nous
l'avons de évoquer, et sur lequel nous reviendrons donc. De plus, voici 2 milliards
d'années, il était possible que le comportement supergène de cet élément eut été
sensiblement différent de son comportement actuel (Guillou 1981). Nous avons ici une
occasion de tester cette hypothèse.
11- La tourmaline dans les roches volcanosédimentaires et sédimentaires
11-1- Les tufs à ciment de tourmaline
Les tufs acides à ciment de tourmaline, plus connus sous le nom de grès à
tourmaline, ont été découverts et étudiés par les géologues du BRGM du côté malien
de la vallée de la Falémé. Lenticulaires, ils forment dans le secteur de Loulo.
l'enveloppe d'un gisement. Plus précisement, ces formations affleurent essentiellement à
l'est du complexe volcano-plutonique de la Daléma, dans la région comprise entre
Frandi au Nord, et le marigot Bandiassé au Sud.
Ces tufs tourmalinisés présentent plusieurs aspects:
- les faciès "tendres" à grain fin, moyen, ou grossier;
- les faciès compacts, qui se localisent au contact avec des microconglomérats, et
peuvent montrer un certain granoclassement.
Il faut souligner que ces tufs à ciment de tourmaline ont été repris précocement par
l'érosion dés leur fonnation. Ils forment ainsi des éléments détritiques anguleux,
subarrondis à arrondis, qui peuvent former l'essentiel de certains niveaux, comme le
conglomérat de Mahina-mine.

185
On les trouve aussi en enclaves dans les intrusions d'albitites aurifères du village de
Bantanko.
Enfin, bien que généralement encaissés dans les formations volcanosédimentaires
ils affleurent dans le lit de la rivière Daléma, au contact de calcaires.
II-1-1-les tufs tendres
11-1-1-1- Les tufs à ciment de tourmaline de Moussala (Mahina-mine)
Dans la région de Moussala (Mahina-mine), ces roches forment de petits reliefs très
allongés, orientés NNE-SSW (fig. 111-1). Ces niveaux à tourmaline ont une puissance
moyenne de 10 m et peuvent s'étendre sur plusieurs centaines de mètres.
Des coupes de certains affleurements ont été effectuées. On note que la roche
présente trois faciès distincts. Le premier est clair à grain grossier. Le deuxième, à grain
moyen, est moyennement sombre. Le troisième, très sombre, est fin, d'aspect jaspoïde.
En certains endroits, l'alternance des trois types de faciès est très nette, ce qui fait
penser à une disposition sédimentaire. En d'autres endroits, ces roches sont tellement
imbriquées qu'il est impossible de trouver une distribution simple.
L'aspect sombre des faciès à grain fin et et des faciès à grain moyen est dû à la
grande abondance du ciment, qui est constitué essentiellement par de la tounnaline
cryptocristalline. Cependant, on peut aussi observer de rares baguettes de 2 à 3 mm de
ce minéral.
Un important réseau de veines de quartz recoupe ces roches. D'une façon générale,
on en distingue deux types, qu'on retrouve dans la plupart des coupes:
- des veines de 1 à 2 cm d'épaisseur, orientés N55°E à N600E ;
- des veines de 4 à 5 cm d'épaisseur, orientés E-W (N900E à NI100E).
Les relations entre ces deux familles sont parfois difficiles à établir. En effet, si dans
la majorité des cas, les filons N55 à N60 semblent être décalés par les filons E-W, dans
d'autres, on ne peut établir une chronologie sans risque de se tromper, puisque aucune
direction n'est recoupée de façon très nette par l'autre; cela nous a souvent conduit à
conclure que ces deux directions sont contemporaines.
Il faut signaler que dans plusieurs collines, les filons N60 sont en fonne de "S". Cet
aspect sigmoïde serait induit par un cisaillement E-W sénestre.
La minéralisation associée à ces veines est composée de pyrite, souvent altérée, ce
qui a pennis l'apparition locale de soufre natif.
Il faut enfin souligner que les tufs acides ont été bréchifiées selon des couloirs
orientés Nl15°E, postérieurement à la mise en place de ces veines de quartz.

186
N
8
, .-. .-. ....... --
,
--
2Km
Fig lII-l- Localisation des affleurements de tuf à ciment de tourmaline dans le secteur de
Mahina-Mine.
1;·: ::·1 Tufs à ciment de tourmaline

187
11-1·1-2- Les tufs en contact avec les calcaires de la Daléma
En remontant le lit de la Daléma jusqu'à 1200m de son confluent avec la Falémé, on
recoupe d'abord des roches carbonatées intensèment déformées, puis on trouve leur
contact avec des niveaux de tufs à ciment de tourmaline. D'une manière générale le
contact est orienté N300E, avec un plongement ouest de 50°. A proximité du contact, on
rencontre des niveaux boudinés de tufs à tourmaline dans les replis des calcaires. Les
affleurements les plus importants de tufs à tourmaline atteignent quelques Sm.
La roche est sombre comme les tufs décrits précédemment. Sa surface présente un
aspect luisant dû à l'altération. Elle est parcourue par des microfractures remplies
d'hydroxydes de fer. Les échantillons prélevés au niveau du contact avec les calcaires,
sont riches en pyrite et chalcopyrite. Ces sulfures se présentent en mouches disséminées
dans la roche, ou localisées dans ses fissures.
L'observation microscopique montre
- des cristaux de quartz de forme variée: certains sont anguleux et le plus souvent
esquilleux; d'autres sont subarrondis ou subhexagonaux. Tous ces individus sont par
ailleurs trés corrodés par la tourmaline qui forme le ciment de la roche. Une couronne
de transition les cerne. Colorée en jaune, dIe correspond à une zone de substitution de
la silice par la tourmaline. La corrosion peut affecter préférentiellement le quartz,
formant des golfes, ce que l'on peut observer sur plusieurs cristaux.
- des cristaux de pyrite, disséminés et taille variable, flottant dans le ciment de
tourmaline.
Le tout est recoupé de veinules de quartz: un premier groupe, à silice périphérique
et calcite centrale, est orienté NS. Au contact des deux ensembles minéraux, on trouve
des cristaux de pyrite d'assez grande taille. Un deuxième groupe de veinules est orientée
NE. Le quartz, recristallisé en petits cristaux, encadre aussi la partie centrale de la veine
à calcite. Enfm des enclaves de tuf persistent à l'intérieur des veinules.
La roche a été tardivement fracturée, ce qui a provoqué un déplacement relatif des
veinule de quartz.
1I-1-1-2-les tufs à tourmaline recoupés par les intrusions d'albitite de Bantanko
On connait plusieurs affleurements de tufs à ciment de tourmaline dans la zone de
Bantanko (fig. 111-2). Ces roches peuvent se rencontrer dans des secteurs dépourvus
d'albitite, dont la seule caractéristique lithologique originale est la présence de niveaux
de grès et de quartzites. Ailleurs ces tufs tourmalinisés sont recoupés et repris par des
intrusion d'albitite. Ce phénomène semble rare, mais on peut l'observer à la hauteur du
marigot Bandiassé, plus précisément à 50001 de sa confluence avec la Falémé. A cet
endroit, ce niveau est disloqué en nombreux petits blocs pris dans l'albitite.

188
N
a
Sancéla
2Km

FiglII-2- Localisation des affleurements de tuf à ciment de tourmaline dans le secteur de
Bantanko.
~ tufà ciment de tOlumaline

189
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FiglII-3- Tuf à ciment de tourmaline dans le marigot Kandawaly.
1 : tufschistosé; 2 : tufà ciment de tourmaline plissé; 3 : veinules de tourmalinite
plissées.

190
Le tuf y appparaît donc sous forme d'enclaves centimétriques à métriques. Le tout est
recoupé par des filons de quartz parfois minéralisés en or, orientés N 95°.
A 2km au Sud de Bantanko, on observe de nombreux affleurements de tourmalinite.
II-l-l·3- les tufs à ciment de tourmaline de Kandawaly
Dans le marigot Kandawaly, à 240 01 de la confluence avec la Daléma, des tufs à
ciment de tourmaline sont encaissés dans les schistes. Ces tufs sont affectés de plis
accompagné d'une schistosité de plan axial NllooE verticale. Par ailleurs, des veinules
millimétriques de tourmaline, également plissées, recoupent les schistes à proximité des
tourmalinites (Fig. III-3).
II-I-I-4- les tufs à tourmaline associés aux albitites du sud de Moussala (Mahina-
Mine)
Des albitites affleurent sur la piste de Bambadji à Mahina-Mine, à 17 km de
Bambadji. Le tuf acide tourmalinisé forme un petit affleurement insolite au sein de ces
intrusions leucocrates. L'affleurement mesure 1501 de long sur lm de large; il est
orienté N15°E à N 200E et montre une crénulation verticale due vraisemblablement à
une faille N15°E. La schistosité qui affecte le tuf à tourmaline va de N15°E-600N à
N15°E-55°S
11-1-2- Les tufs compacts
Les tufs compacts se caractérisent par une dureté bien plus grande à l'affleurement.
Leur grain est plus fin, les faciès jaspoïdes prédominants. La tourmaline est aussi plus
abondante, allant jusqu'à envahir l'ensemble de la roche :
II-I-2-1-le tuf compact à ciment de tourmaline de la piste de Kolia à Moussala
Un tuf "compact" est associé aux tufs tendres à tounnaline qui prolongent vers
l'Ouest les affleurements décrits plus haut Ces tufs tendres paraissent fonner le mur de
cette barre de 5 à 601, qui, à son tour, semble être sunnontée par des grés banals, non
tounnalinisés.
La roche est sombre, gris-foncée. Elle renfenne des taches disséminées de couleur
marron, dues à une altération des cristaux de pyrite. Quand l'altération est plus poussée,
on n'observe plus que de nombreuses cavités. On note un certain classement, marqué
par l'alternance centimétrique de niveaux fins jaspoïdes et de niveaux légèrement plus
grossiers. La roche renferme de nombreuses microfractures.

191
Dans cette roche, la plupart des quartz sont anguleux, et seuls quelques-uns sont
sub-arrondis. Des quartz polycristallins peuvent représenter d'anciens cristaux
recristallisés ou plutôt des fragments de quartzite. Les alternances de niveaux fin
jaspoïdes et de niveaux grossiers ont la même composition minéralogique: quartz
cimenté par de la tourmaline, le tout recoupé de filonnets de quartz localement
sériciteux. A leur tour, ces filon nets sont recoupés par de grands cristaux composites de
quartz.
II-1·2-2- le tuf compact en contact avec des microbrèches au sud de Kolia
Les affleurements forment des bandes discontinues de quelques mètres de large,
orientées NI5°E. Seule une observation munitieuse permet de trouver le contact de la
roche avec la microbrèche. A l'affleurement, on a l'impression d'une alternance de
faciès fin et de faciès grossiers microbrèchique.
Affectée par de nombreuses fissures, cette roche est gris-foncée, contrairement aux
autres tufs tourmalinisés précédemment décrits, et qui sont plus clairs. On y observe de
nombreuses cavités primitivement occupées par des feldspaths, dont il reste quelques
reliques plus ou moins intactes associées à des paillettes de muscovite secondaire.
L'existence passée d'autres minéraux disparus est également possible. Enfin, cette
altération confère à la roche un aspect rouge.
Deux faciès ont été identifiés au microscope: un faciès massif homogène et un
faciès rubané.
le faciès homogène
La roche est dominée par de la tourmaline qui occupe prés de 70% du volume et qui
représente l'essentiel du ciment. Des cristaux de quartz millimétrique, quelques nodules
polycristallins de quartz et de muscovite secondaire (remplissage des vacuoles d'une
roche volcanique ?), forment le reste de la roche. Cet ensemble est recoupé à l'emporte-
piéce par des veinules de quartz qui peuvent être plissées. En dehors de la silice, ces
veines contiennent aussi des opaques et des feldspaths altérés en phyllites .
le faciès rubané
Ce faciès présente un litage bien marqué par une alternance de microbrèches
tourmalinisées et de tufs grossiers :
1) La microbrèche ressemble à la brèche de la piste de Mahina mine à
Karakaène. Des éléments de quartzite franc, de quartzite à baguettes de tourmaline,

192
d'une roche phylliteuse et de quartz monocristallins hexagonaux flottent dans un ciment
fin de touffi1aline. Des filon nets de quartz recoupent le tout;
2) le tuf grossier est représenté par des lits à quartz plus fin, en cristaux souvent
jointifs, et par d'autres lits à quartz plus grossier, subarrondi ou esquilleux. Ces
minéraux sont cimentés par de la tourmaline, qui est nettement plus abondante dans les
lits plus grossiers.
II-2- Conglomérats à ciment de tourmaline
II-2-I- le conglomérat de la piste Karakaène-Moussala
Un conglomérat orienté N15°E affleure sur cette piste, à environ 700m de la
Falémé. L'affleurement commence sur la piste par des blocs éparts, et se poursuit en
formant une colline que l'on peut suivre jusqu'à la Falémé.
A une centaine de mètres de la piste, ce conglomérat est associé à un faciès très
grossier de tuf à ciment de tourmaline. Ce dernier qui est d'aspect bleu clair, et
ressemble à un grès, a été seulement observé dans cette localité. Le contact entre ces
deux roches est visible au sommet de la colline. Il est orienté NlOoE et plonge de 60°
vers l'Est, le conglomérat étant situé sous le tuf.
Sur l'affleurement-type, on observe également des veines de quartz qui sont
orientées respectivement N1200E-65°W et N500E-500W. Ces filons traversent le
conglomérat, recoupant à la fois les éléments et la matrice (photo 3, pl.-TI-!).
Ce conglomérat est polygénique; il est formé d'éléments subarrondis et anguleux.
Leur taille atteind quelques 17cm. Ils sont représentés par des fragments de grès et de
quartzites francs, de tufs à ciment de tourmaline et de tufs rubanés à lits entiérement
tourmalinisés. A eux seuls, les tufs acides à ciment de tourmaline représentent 60% des
éléments. La roche a un aspect sombre, dû à l'abondance de la tourmaline qui constitue
le ciment réunissant les éléments. Quelques taches claires correspondent aux galets
gréseux. On observe en outre des enduits rouges dûs à des oxydes métalliques.
On y reconnaît:
- des tufs tourmalinisés très fins, sombres. Toujours en fragments anguleux, ils
forment les plus grands éléments, mais ils sont aussi représentés par des grains
millimétriques à centimétriques;
- des tufs à ciment de touffi1aline, de granulométrie grossière;
- des grès fins et des grès grossiers, de couleur claire, en éléments arrondis de taille
variable. Cette roche rappelle les grès de la Falémé;
- des quartzites grisâtres en fragments de petite taille;
- des grains de quartz détritique de taille millimétrique.
La roche est également affectée de petites cavités de dissolution.

193
L'observation microscopique montre que le ciment est essentiellement formé de
quartz en esquille et de tourmaline.. Ce ciment réunit des éléments de nature diverse:
- de tourmalinite à 80% de tourmaline et 20% d'opaques;
- de grès formé essentiellement de quartz anguleux;
- de fragments anguleux de cristaux de quartz;
- d'opaques à section hexagonale, partiellement altérés ou dissous.
- des fragments grossiers rubanés (photo 4, pl. 11-2)
Certains de ces éléments sont de trop grande taille pour figurer en entier avec leur
ciment dans une lame mince de taille classique. Ils ont donc été étudiés séparement. Le
matériel le plus original est constitué d'une tourmalinite litée où alternent: 1)- des lits
sombres à tourmaline (90%) et quartz (10%); 2)- des lits clairs formés essentiellement
de quartz cimenté par de la tourmaline.
Dans un autre élément du même type pétrographique, quelques baguettes de
tourmaline se développent dans les lits clairs.
11-2-2- Brèches tourmalinisées de la Falémé
Cette roche a été observée sur la Falémé à la hauteur du village de Moussala
Mahina-mine. Elle est associée à des alternances schisto-gréseuses
qui ont été
mylonitisées (NI5°E-500E)
La roche forme un niveau vertical de 1,5m de puissance; on y reconnaît à des galets
de tourmalinite (ou des filonnets discontinus boudinés ?). Le tout est recoupé par des
filons de quartz stériles non déformés.
La roche est claire, on y observe des éléments blanchâtres légèrement tectonisés
selon une direction NI5°E. Ces éléments mesurent entre 1 et 30mm. La brèche est
monogénique. Ses éléments présentent la granulométrie fine de la séquence schisto-
gréseuse. Cette brèche serait une brèche intraformationnelle développée par la mylonite
. Les éléments sont réunis par un ciment d'aspect gris clair ou rougeâtre. Ce second
aspect étant dû à l'altération.
L'observation microscopique montre que la roche est formée d'une matrice fine
relativement homogène.et d'élément anguleux
- la matrice est globalement plus sombre en lumière naturelle que les éléments
qu'elle contient. Elle est également formée d'une pâte fine où l'on reconnaît des cristaux
de quartz, de feldspath et de façon accessoire quelques cristaux de zircon et des
baguettes de tourmaline.
- Les éléments ont une taille variable (1 à 30 mm) et présentent localement une
certaine orientation. On y distingue: 1°) les éléments les plus grossiers, qui sont des tufs
fins composés de plagioclase en voie d'altération et de quartz baignant dans une pâte
microcristalline; 2°) du quartz volcanique subarrondi.

19-t
11-3- Les tourmalinites rubanées de Gamaye
Ces roches ont été observées au Nord du granite de Gamaye. Les affleurements ne
sont pas très beaux; elles sont dispersées çà et là et souvent au pied de certaines
collines. Les roches sont plissées et montrent une schistosité bien marquée NS-Vertical.
Ces tourmalinites sont tendres, très peu consolidées et s'écrasent facilement. Elles
présentent une alternance très nette de lits sombres d'une dizaine de millimétres
d'épaisseur riches en tourmaline et de lits clairs millimétriques riches en quartz. On
reconnait dans les lits sombres des figures sédimentaires comme des stratifications
obliques bien marqées par des lits fins quartzeux.
Les roches sont par ailleurs recoupées par des veinules de quartz de taille
millimétrique et des veinules aplitiques et d'une dizaine de millimètre de large, à quartz,
feldspath, muscovite et accessoirement tourmaline
En lame mince on note que la roche est déformée avec des cristaux de quartz et de
tourmaline étirés dans dans la schistosité.
Le quartz forme des cristaux allongés jointifs et à extinction roulante; certains
cristaux sont cependant subarrondis. Dans les lits riches en tourmaline, il fonne de rares
cristaux interstitiels.
La tourmaline est nettement plus abondante que le quartz, elle est automorphe,
allongée comme que le quartz.
Bien formés, les cristaux de tourmaline montrent au M.E.B. des cavités (inclusions
fluides) de quelques lO~m, tapissées de cristaux bipyramidés de quartz de l'ordre du
~m. (photo 1,2,3 et 4, pl. 11-4)
11-4- Le niveau de tourmalinite interstratifié dans les micaschistes de Wassangara
Un niveau de tourmalinite affleure à proximité de Wassangara. Ici le Supergroupe
de Dialé-Daléma a subi un métamorphisme thermique dans le faciés amphibolite et
comprend également quelques niveaux carbonatés à biotite métamorphique. Nous
sommes ici au nord du secteur étudié, donc de l'autre côté de l'axe du granite de Saraya,
en symétrique des affleurements des tufs à cient detourmaline de Moussala/Mahina
Mine.
Cette région est située dans le faciés amphibolite à staurotide-grenat, qui s'étend
ici vers le NW jusqu'à une vingtaine de Km des derniers affleurements de granite. La
schistosité y est confondue avec la stratification. Ce plan commun est suivi par les
baguettes de tounnaline (jusqu'à 80%) à inclusion de quartz et par les plages
xénomorphes de quartz qui forment l'essentiel de la roche. Il s'y ajoute quelques
individus de biotite métamorphique et des opaques ferrugineux qui colorent
l'affleurement en rouge.

195
Si l'on prend en compte l'intensité plus grande du métamorphisme et des
déformations, on peut supposer que cet affleurement est l'équivalent en domaine
amphibolite des tufs à ciment de tourmaline du S-E, situés aussi à proximité de
calcaires. Nous allons voir que les compositions chimiques des deux groupes de
tourmaline sont également proches.
11-5- La tourmaline disséminée dans les micaschistes de Moussala-Wassangara
L'examen systématique des lames minces effectuées dans les niveaux de roche
métamorphiques de Moussala-Wassangara montre que la tourmaline y est assez
fréquente en chapelet ou agrégats allongés de grains, ou dans les veinules sécantes. Il
est probable que ces anomalies borées se rencontrent préférentiellement dans les
régions plus riches en niveaux carbonatés.
111- La tourmaline dans les roches magmatiques.
111-1- La tourmaline disséminée dans les granites
La tourmaline a été observée dans le pluton composite de Saraya. et plus
particulièrement dans le granite à biotite et muscovite affleurant au nord, au centre et au
sud de ce massif.
Cette tourmaline forme des grains noirs de taille millimétrique Cl à 3mm) que l'on
peut observer à l'oeil nu, aussi bien dans le faciès fin que dans les faciès moyen et
grossier.
Au nord et au centre du batholite, la tourmaline est accessoire et occupe un faible
volume dans les échantillons prélevés; tandis qu'au Sud dans le village de Diabéri, la
tourmaline peut représenter jusqu'à environ 10% du volume du granite.
Au microscope, la tourmaline apparaît comme le dernier minéral à cristalliser, en se
surimposant aux autres minéraux. Dans tous les faciès examinés, la tourmaline forme
les plus grands cristaux. Elle est automorphe, de couleur verte et peut englober du
quartz, du microcline, du plagioclase ou de la muscovite. La plupart des cristaux sont
craquelés, certains présentent des contours subarrondis.
111-2- La tourmaline dans les aplites et les pegmatites
ill-2-1- L'aplite à nodule de tourmaline de la granodiorite de Boboti
La granodiorite de Boboti appartient au complexe volcano-plutonique de la Daléma
(Bassot, 1987). Sa partie nord, entre Frandi et Ylimalo, correspond à la granodiorite de

196
Balangouma (Ndiaye, 1986). On retrouve ce massif plus au Sud, dans la région de
Bambadji, puis il affleure aux environs de Madina Bafé.
Ses affleurements sont particuliérement beaux sur la piste Daorola-Frandi, marqués
par des amoncellements chaotiques de gros blocs arrondis, fonnant une surface de type
berrocal. Le plus gros bloc, bien connu dans la région, a un volume de plusieurs
dizaines de 013.
La roche présentent une structure linéaire bien marquée par des alignements de
cristaux d'amphibole et de biotite reconnaissables à l'oeil nu.
La piste Daorola-Frandi représente l'un des deux endroits où nous avons observé
des filons d'aplite à tounnaline. Elle s'y présente sous fonne de nodules de quelques
centimétres. D'autres aplites à tounnaline ont été observés dans le lit de la Falémé sur
20001. Dans les deux cas, il s'agirait vraisemblablement de différenciation aplitique du
magma granodioritique.
Au microscope, on y observe du microcline et du quartz. Le microcline forme des
cristaux automorphes; le quartz est xénomorphe. Certains cristaux de quartz sont inclus
dans le microcline. On trouve aussi de rares cristaux de plagioclases transformés en
séricite le long des clivages.
La tourmaline se concentre par endroit, formant des nodules de 2cm environ. Elle y
est xénomorphe, occupant les espaces entre le quartz et le rnicrocline qu'elle corrode.
La tounnaline peut également remplir les microfractures qui affectent certains quartz.
1II-2-2- Pegmatites à tourmaline de Moussala-Wassangara
Il s'agit d'un champ filonien où on observe de gros amas pegmatitiques. Le plus
beau filon observé mesure 30001 de long sur 301 de large. Les autres ont des tailles plus
réduites. Ces corps ont réchauffé leur encaissant métamorphique lors de leur mise en
place. Les roches sont associées à des filon de quartz à tounnaline qui semblent en
dériver et à des tourmalinites .
Les pegmatites renferment de la muscovite, de la tourmaline (et sont dépourvues de
spodumène). Les cristaux sont de grande taille; souvent de gros feldspaths se détachent
sur un fond plus fin dans lequel se distinguent des alignement de tounnaline. Les
feldspaths sont représentés par de l'albite et quelques rnicroclines.
Il semble que des filons de ce type soient minéralisés en colombo-tantalite et en
quantité moindre en cassitérite (Péronne, 1957).
Ill-3- Filon de quartz à tourmaline associé à la granodiorite de Moussala
Au contact des calcaires schistosés de Moussala, la granodiorite de Moussala est
localement recoupée par des corps de quartz à tourmaline qui forment de longues

197
amygdales. Leur taille ne dépassent pas quelques métres sur 50 cm de large. Le plus
souvent, ils sont complètement démantelés, donnant des champs éluvionnaires sur la
granodiorite ou sur son contact avec les calcaires. Le quartz y est très beau, hyalin à
blanchâtre. Mais souvent il devient rougeâtre et carrié, là où la tourmaline qu'il
renferme a été ferruginisée et partiellement éliminée.
Péronne (1957), prospectant la granodiorite de Moussala, y a mis en évidence la
présence de scheelite associée à des tourmalines. Nous n'avons pas retrouvé le tungstate
de calcium, mais les tourmalines observées correspondent à la description, de cet auteur
(1957) : elle forment des bandes parallèles aux épontes des filons, en alignements
d'aiguilles de teinte claire, brun-vert au microscope avec des zones plus bleutées. Le
quartz semble postérieur.
L'origine de ces filons serait due à l'expulsion tardive de matériel silico-boré des
granodiorites au contact des calcaires schistosés.
111-4- La tourmalinite en veinules et en sphérules dans les albitites
Les albitites affleurent pour l'essentiel à l'Est de la zone volcanique. Elles y suivent
un axe Nord-Sud qui s'étend de Mahina-mine au Nord, jusqu'au sud du village de
Boboti. Ces roches sont formées à 90% d'albite associée à de rares cristaux de quartz
interstitiel et de biotite altérée, le plus souvent fissurale.
Ces roches sont recoupées de nombreuses fractures, dont une famille N-S à pendage
vertical, remplie par des veinules de tourmalinite. En lame mince, la couleur dominante
des tourmalines y est bleu-verdâtre. De nombreuses sphérules de tourmalines, dont le
diamètre peut atteindre 2mm accompagnent parfois ces veines, se distribuant jusqu'à
quelques métres des fractures.
IV· Etude chimique des tourmalines
IV·!· Procédures analytiques
Nous avons effectué des analyses ponctuelles de certaines tourmalines à la
microsonde électronique de l'Université de Nancy 1. Les faciès concernés sont :
1°)_ la tourmaline du niveau de tourmalinite interstratifié dans les micaschistes de
Wassangara ;
2°)_ la tourmaline disséminée dans les micaschistes de Moussala-Wassangara;
3°)_ la tourmaline en ciment des tufs de Moussala-Mahina-Mine ;
4°)_ la tourmaline du ciment des conglomérats de Mahina-mine ;
5°)_ la tourmaline disséminée dans le granite de Saraya ;

198
6°)_ la tourmaline en veinule des albitites ;
Les éléments comme Fe203, H20, B203, et Li02 n'ont pu être dosés.
IV-2- Rappels cristallographiques
La tounnaline est une espèce minérale chimiquement mal connue dans le détail.
Elle forme deux séries continues entre trois pôles extrêmes:
-la série dravite (Mg 2+) - schorlite (Fe2+);
- la série elbaïte (Li, Al) - schorlite (Fe2+).
D'après Deer et al., 1964, la formule structurale probable est :
Na R3 Al6 B3 Si6 027 (OH)4.
Dans cette fonnule Na peut être partiellement remplacé par K ou par Ca, si les
conditions sont de valence sont satisfaites. Dans les pôles purs, R est représenté par Mg
dans la dravite, (Fe, Mn) dans la schorlite et (Li, Al) dans l'elbaite. Si les conditions de
valence sont satisfaites Fe3+ ou Cr peuvent entrer dans ce site. Il n' y a aucune
substitution de Al par Si dans les tourmalines. Une partie de OH est souvent remplacée
par F en particulier dans la série elbaïte.
Les substitutions peuvent être importantes entre les différents sites de chaque
groupe. Ainsi Foit et Rosenberg (1977) ont mis en évidence un couple de substitution
dans la série dravite-schorlite,
R+ R3 3+ R3+ (B03) Si6 018 (OH)4, soit:
(OHt + R2+ ~ R3+ + 0 2-
R+ + R2+
L -
R3++
--"7
IV-3- Résultats des analyses
Les analyses effectuées ont été consignées dans le tableau 17

1
2
3
N° Ech.
723
723
723
723
723
723
490
490
490
668
668
668
668
668
668
N° An.
84
85
88
89
90
91
10
11
20
98
99
100
101
102
103
SI02
3638
3692
3616
358
36 27
3653
38 17
37 16
34 52
3592
3609
3569
3589
3605
3627
AI203
3406
3474
3394
3346
3368
3386
3056
31 22
3235
AI203
33
30 31
3205
3324
32 5
Fee
341
249
5 01
5 13
524
305
5 14
487
528
647
6 7
6 74
5 75
6 01
6 1
Mi)
0
0
0
0
0
004
0
002
0
003
004
o 12
0
o 18
006
M::O
825
869
7 14
695
716
866
954
965
872
628
72
6 72
6 71
6 73
677
TI02
033
o 19
073
072
o 71
052
045
034
048
008
1 58
o 72
052
068
o 76
Cr203
0
0
004
007
o 15
o 14
002
0
005
0
0
0
o 01
0
o 01
Câ>
086
o 74
06
057
058
088
o 12
o 11
o 14
068
1 2
o 67
073
1 38
065
Na203
207
2 15
1 96
202
207
201
285
286
26
1 95
1 94
2 22
2 19
2 1
2 12
K20
0
o 01
002
0
001
002
o 01
001
001
0
002
003
0
0
o 01
NiC
005
004
0
007
0
o 01
0
0
002
0
0
0
Total
854
8596
8559
848
8587
85 71
8694
8623
84 15
85 14
8506
84 99
8504
8563
8606
FeOIFeO+MoO
029
o 22
041
042
042
o 26
035
033
038
o 51
048
o 5
046
047
047
Na20/Na20+K20+Cao
071
o 74
076
078
079
069
096
099
094
074
o 61
o 76
075
o 6
o 76
4
5
6
7
N° Ech.
1012
1012
1012
1012
1012
975
975
975
625
625
625
625
240
240
N° An.
50
51
52
54
55
20
23
24
65
66
67
68
134
133
5102
3575
36 12
3594
36 11
3573
3554
35 15
3522
3645
3526
3489
35 71
3438
3482
-
AI203
2717
31 12
2797
3002
3085
244
2263
2489
2755
2788
28 21
2795
3361
3352
\\0
\\0
Fee
668
5 58
846
735
546
12 57
1266
94
1387
1396
14 05
13 75
11 29
10 88
Mi)
0
001
009
o 14
0
0
004
0
004
003
0
0
o 13
008
MO
9 2
1008
9 19
888
103
6 27
5 8
6 15
583
556
489
5 13
2 57
266
TI02
032
067
047
1 18
o 18
008
o 11
028
1 06
1 24
1 2
1 16
044
042
Cr203
0
009
0
0
003
0
0
0
006
0
0
0
003
0
CcO
003
037
009
032
o 15
007
0
o 15
099
1 07
1 04
093
o 28
o 29
Na203
298
272
282
264
2 81
272
292
294
224
2 19
2 19
241
1 89
1 99
K20
o 11
o 1
024
008
o 12
001
005
0
o 15
009
009
007
0
0
NiC
o 11
0
o 17
002
o 13
001
o 01
001
0
o 1
009
004
0
o 11
Total
8235
8688
8545
8674
8577
81 62
7938
7904
8826
8739
8666
87 13
84 61
84 78
FeOlFeO+I\\.1aO
042
036
048
045
035
067
069
060
070
o 72
074
073
o 81
08
Na20/Na20+K20+CaC
096
085
090
087
o 91
097
o 98
095
066
065
066
o 71
087
087
Tab. 7 - Composition chimique des tourmalines
1 : tourmaline disséminée dans les micaschistes de Moussala-Wassangara;
2 : Tourmaline constituant le ciment des tufs; 3 : Tourmaline du niveau de
tourmalinite interstratifié dans les micaschistes de Wassangara; 4 : tourmaline
constituant le ciment du conglomérat de Mahina-Mine;
5 : tourmaline en veinule dans
les albitites;
6: tourmaline en nodules dans les aplites associées à la granodiorite de
Boboti; 7 : Tourmaline disséminée dans le granite de Saraya;

200
IV-3-1- Remarques générales
Quelques remarques générales peuvent être faites:
Les teneurs en A1203 sont comprises entre 27,17 et 34,74% dans les
métamorphiques, entre 22,63 et 33,61. Le pourcentage moyen de cet élément (32,61 %
pour les tourmalines étamorphiques et 35,27 pour les tourmalines magmatiques) est
nettement supérieur à la moyenne présentée par Deer et al. (1962), mais comparable à
celle publiée par Brown et Ayuzo. (1984). Contrairement à ce qui a été observé à
North-Gouverneur, nos tourmalines ne montrent pas de décroissance conjointes de
Al203 et CaO.
Toutes les analyses effectuées se groupent correctement en fonction des sept
populations géologiques distinguées. On peut donc estimer que les analyses sont fiables
et qu'on a à faire à des minéraux dont les caractéristiques évoluent selon
l'environnement:
IV-3-2- Variations chimiques et caractérisation des sept familles de tourmalines
IV-3-2-1- Le diagramme triangulaire FeO-MgO-Na20
Slack (1982) a utilisé un diagramme triangulaire FeO-MgO-Na20 pour étudier la
composition de tourmalines provenant de différents dépôts sulfurés. Brown et
Ayuzo.(1984) y ont également placé les tourmalines de North-Gouverneur (formation
précambrienne de Greenville, dans l'Etat de New-York, V.S.A.). Dans ce même
diagramme (fig 111-4), les tourmalines étudiées présentent les caractéristiques
suivantes:
- toutes les tourmalines sont situées le long d'une droite subparallèle à l'arête MgO-
FeO du triangle. Elle contiennent donc un pourcentage comparable de sodium;
-les tourmalines disséminées dans le granite s'individualisent tout près du sommet
occupé par FeO, ce qui atteste leur caractère ferrifère. Elles se situent ainsi dans le
domaine des tourmalines des granites et pegmatites tel qu'il a été défini dans la région
de North-Gouverneur (formation précambrienne de Greenville, dans l'Etat de New-
York, V.S.A.) (Brown et Ayuzo., 1984) ;

201
Na20
o
723

490
o
668
+
\\012


975
/),.
625
Â
240
MgO
FeO
Fig. 111-4- Position des tourmalines dans le diagramme triangulaire Na20-MgO-FeO
1= tourmaline disséminée dans les micaschistes de Moussala-Wassangara;
2 = Tourmaline constituant le ciment des tufs.; 3 = Tourmaline du niveau de
tourmalinite interstratifié dans les micaschistes de Wassangara; 4 = tourmaline
constituant le ciment dans le conglomérat de mahina Mine.; 5 =tourmaline en
veinule dans les albitites; 6 = tourmaline en nodules dans les aplires associées à la
granodiorite de Boboti; 7 =Tourmaline disséminée dans le granite de Saraya
- les tourmalines des aplites ont une composition voisine, légèrement moins riche en
fer;
- celles des albitites poursuit cette tendance, mais elles restent dans le domaine
ferrifère;
- ce n'est qu'avec les tourmalines des niveaux de tourmalinites interstratifiés dans les
micaschistes de Wassangara qu'on passe au domaine magnésien: les valeurs les plus
basses en MgO correspondent à un rappon MgO/FeO de l'ordre de 1.
-les tourmalines disséminées dans les micaschistes de Moussala-Wassangara
montrent les rapports les plus étalés. Deux analyses sont proches de celles du niveau de
tourmalinite interstratifié dans les micaschistes de Wassangara, les autres correspondent
à des tourmalines beaucoup plus magnésiennes;

202
- celles de la matrice des conglomérats et celles des tufs acides aurifères sont
encadrées par les tourmalines disséminées dans les micaschistes de oussala-
Wassangara. Elles se situent ainsi dans le domaine des tourmalines des quartzites riches
en feldspath de North Gouverneur ( Brown et al., 1985).
Les différentes caractéristiques des tourmalines évoquées ci-dessus permettent de
faire quelques commentaires:
- au total, les schorlites associées aux roches magmatiques et à leur cortège sont
bien différentes des autres. Les mêmes différences sont connues ailleurs dans le Monde,
et il s'agit donc d'un trait constant.
- les tourmalines des albitites ne montrent qu'un faible enrichissement en sodium
- dans les tourmalines des micaschistes, les rapports FeO/MgO sont beaucoup plus
étalés dans celles disséminées que dans celles du niveau de tourmalinite interstratifiée,
ce qui suggère que les premières ont été remaniées.
- les dravites associées aux niveaux de tufs présentent des compositions très
voisines, qu'elles soient issues des ciments des tufs ou de ceux des conglomérats. Cela
laisse penser à des conditions de genèse voisines sinon quasi-identiques
IV-3-2-2- Rapport aluminium sur calcium
Il a été utilisé par Either et Campbell (1974) et par Brown et Ayuzo (1984) pour,
respectivement, tenter de suivre les faciès porteurs de minéralisation et caractériser les
tourmalines du Greenville de North-Gouverneur.
Dans le supergroupe de Dialé-Daléma, les faibles variations des teneurs en
aluminium (fig. 111-5) font que les données recueillies correspondent en fait
essentiellement aux variations des teneurs en CaO. Celles-ci sont comprise entre 0,11 et
1,38%.
Homogènes, les tourmalines des tufs et conglomérats à cimen t de tourmaline
renferment les teneurs les plus faibles en calcium (0,12%). C'est aussi le cas des
tourmalines disséminées dans le granite de Saraya, où les teneurs en Ca sont de l'ordre
de 0,28%, de celles des aplites et également des albitites, mais toutes les valeurs de ces
tourmalines magmatiques s.l. s'étalent en fonction des variations de l'aluminium. Les
tourmalines des micaschistes sont nettement plus calciques et alumineuses que les
précédentes, si on y note une certaine hétérogénéité (entre 0,57 et 1,38% CaO).

203
Trois groupes s'individualisent donc, celui des tufs et conglomérats, très compact,
celui des micaschistes, plus étalé, et enfin très étiré, celui des trois ensembles de
tourmaline "magmatique".
IV-3-2-3- Les rapports Na20/Na20+K20+CaO sur Al203
Nous avons essayé de poursuivre ce type d'analyse en utilisant d'autres rapports. Par
exemple les tourmalines des gisements de Sullivan sont caractérisées essentiellement
par de larges variations du rapport Na20/Na20+K20+CaO (Either et Campbell 1974).
Dans le secteur étudié (fig. 111-6) , nous avons noté les faits suivants:
- situées en dessous de l'axe médian, les tourmalines des tufs et conglomérats
gardent leurs compositions homogènes et très proches.
- légèrement plus alumineuses et nettement moins alcalines-alcalinoterreuses, celles
des micaschistes sont aussi relativement homogènes, avec la plus grande dispersion de
celles disséminées.
- celles qui sont associées aux roches magmatiques fonnent trois groupes éloignés
les uns des autres. Ceux des aplites et des granites s'alignent sur l'axe médian du
diagramme, ce qui suggère une relation assez étroite entre ces deux familles. Par contre,
très peu alumineuses, celles des albitites montrent une augmentation originale des
teneurs en sodium par rapport à l'ensemble des alcalins-alcalinoterreux. Ce fait montre
l'importance géochimigue de la roche encaissante, ce gui n'apparaissait pas dans le
simple diagramme Na20-MgO-FeO.
IV-3-2- Les rapports FeOlFeO+MgO sur ceux de Al203 ou Ti02
Ces deux diagrammes (fig.III-7 et fig.1I1-8) ont été également utilisés par Brown et
Ayuzo (1985) pour la caractérisation des tourmalines du Greenville de North-
Gouverneur. Ils nous montrent une différentiation très nette entre les deux domaines
magmatiques s.1. et supergène métamorphisé: en fait nous retrouvons les résultats du
diagramme Na20/FeO/MgO.

204
2........----------------------,
0
(1 )
• (2)
c
(3)
c
+
(4)
[]
o
• (5)
1-
(3
<0
à
(6)
c
~
0
"é$P
A
(7)
+
+
&

A~
e+•

• 1
~
1
25
30
35
AI203
Fig. III-S- Diagramme CaO-A1203 pour les tourmalines étudiées
1 : tourmaline disséminée dans les micaschistes de Moussala-Wassangara;
2 : Tourmaline constituant le ciment des tufs; 3: Tourmaline du niveau de
tourmalinite interstratifié dans les micaschistes de Wassangara; 4 : tourmaline
constituant le ciment du conglomérat de Mahina-Mine; S : tourmaline en veinule dans
les albitites;
6: tourmaline en nodules dans les apUtes associées à la granodiorite de
Boboti; 7 : Tourmaline disséminée dans le granite de Saraya;
35
0
0 0
0
c
Mo
DJ 00
c
c

+
+

c
30 -
+

C')
0
N
~ à
+
«
+
25
••

20

0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
Na20/Na20+K20+CaO
Fig. 1II-6- Position des tourmalines dans le diagramme AI203-FeOIFeO+MgO
(pour la légende voir figlII-S )

205
Fig. 1II-7- Position des tourmalines dans le diagramme Ti02-FeO/FeO+MgO (pmu la
légende voir fig.III-5 )
2
c
+
C\\I
1
/lI»
0
1
1
ï=
8 0
+
<0
1
0

+
..
0
••
c+
0
+

0
••
0


0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
FeOlFeO+MgO
Fig. III-S- Diagramme A1203-Na20/Na20+K20+CaO pmu les tourmalines étudiées
(pour la légende voir fig.III-5)

206
Les sept groupes restent bien définis dans le diagramme à A1203, avec l'étalement
des valeurs des tourmalines en veinules dans les micaschistes, et l'homogénéité plus
grande des autres groupes. Dans l'ensemble lié au magmatisme, les tourmalines des
albitites, pauvres en alumine, se trouvent à l'opposé de celles des granites.
Les mêmes traits généraux se retrouvent lorsque l'on utilise les diagrammes à titane.
Cependant les domaines des tourmalines métamorphiques sont plus étalés, ce qui est
normal, vues les basses teneurs du titane. Dans le domaine magmatique les mêmes
tendances se retrouvent, mais sans étalement. On note la pauvreté des tourmalines des
albitites en titane.
IV~3-3- Discussion - Genèse des tourmalines
IV~3-3-1- Classification
Les analyses effectuées à la microsonde électronique ont permis de distinguer deux
grands groupes de tourmaline, en nous fondant d'abord sur les diagramme Na20-FeO-
MgO et Al203 ou Ti02-FeO/FeO+MgO :
_1°) un ensemble formé des tourmalines qui se rencontrent en dehors des contextes
magmatiques ou de leur environnement proche, et que nous avons appelé tourmalines
métamorphiques, qu'elles soient associées aux micaschistes ou à des roches
métavolcanosédimentaires. Cet ensemble se subdivise naturellement:
- a) en dravites des tufs et des conglomérats. Ce groupe est très homogène. On le
retrouve également si l'on utilise les autres diagrammes où n'interviennent ni fer, ni
magnésium, soit ceux à A1203-CaO et à AI203-Na20/Na20+K20+CaO. Ces tourmalines
sont riches en magnésium. Ces dravites sont caractérisées par des rapports
Na20/Na20+K20+CaO grosso modo élevés, alors que le ratio FeO/FeO+MgO y est
relativement bas ;
- b) en tourmalines en niveau interstratifié dans les micaschistes ou disséminées
dans ces roches. Plus riches en calcium que les précédentes, plus pauvres en sodium,
elles sont aussi légèrement plus alumineuses. Il est frappant de noter que les
tourmalines disséinées ont des compositions systématiquement plus variées que celles
qui sont en niveaux;

207
-2) les schorlites des roches magmatiques, qui sont nettement plus ferrifères et
moins magnésiennes que les précédentes. Ce sont essentiellement des schorlites et des
schorlites ferrifères. On y distingue les tourmalines liées au granite de celles qui sont
associées aux aplites, comme de celles des albitites. On remarque encore que celles qui
sont liées aux albitites sont quasi-systématiquement situées dans les diagrammes au
plus loin de celles qui accompagnent les granites, celles des aplites étant en position
intermédiaires. Le diagramme AI203-Na20/Na20+K20+CaO montre que les albitites ont
une composition originale, et qu'il convient donc de subdiviser l'ensemble des
tourmalines magmatiques s.1. en :
- a) les schorlites des granites et aplites, riches en fer, à rapport A1203-
Na20/Na20+K20+CaO moyen;
- b) les schorlites des albitites, sensiblement moins riches en fer, mais plus riches
en sodium.
IV-3-3-2- Origine des tourmalines
les schorlites associées aux roches magmatiques et deutériques
La différences de composition et de gisement de ces tourmalines sont dues à un
origine distincte.
Celle des schorlites des roches magmatiques ou tardi-magmatiques, qui se
présentent en veinules ou se disséminent dans la roche, ne devrait pas poser de
problème; Ces minéraux sont liés à des phases pneumatolitiques borées qui
apparaissent à la fin de la mise en place de ces intrusions, comme nous l'avons vu plus
haut. Il y a refus d'incorporation du bore par les minéraux courants des granitoïdes, et
ce faisant, enrichissement des magmas résiduels en bore et autres éléments volatils
refusés par les structures silicatées dominantes. Le bore permet à ce magma résiduel qui
devient de plus en plus riche en fluides de rester en fusion à plus basse température, tout
en s'enrichissant en certains métaux également non incorporés, tels que l'étain, le
lithium, les terres rares. Soulignons au passage que dans un tel système on passe en
totale continuité du magma au fluides hydrothermaux par enrichissement progressif en
fluides et qu'il est donc totalement impossible de mettre une limite entre les
phénomènes purement magmatique et hydrothermaux.
Dans le cas présent, on peut remarquer que les tourmalines peuvent d'abord
récupérer des éléments qui n'avaient pas été totalement fixés précédemment par

208
inefficacité du système, comme le fer et le magnésium. Nous n'avons pu doser le
lithium. Sa présence éventuelle serait ici due au manque antérieur de réseau cristallin
apte à l'admettre. Les tourmalines peuvent également s'enrichir ici en certains cations,
quand ces derniers forment l'essentiel des éléments disponibles dans la roche
encaissante, comme c'est le cas du sodium dans les albitites.
.,
Les dravites des micaschistes et des tufs et conglomérats
les micaschistes
L'origine des concentrations en bore dans les roches métamorphiques est à
rechercher dans les circulations d'éléments au cours de l'évolution progressive de ces
roches. On sait que l'un des aspects fondamentaux du métamorphisme consiste dans le
départ progressif des fluides, qui peuvent, dans le meilleur des cas être fixés au cours de
leur déplacement. cette fixation peut se faire de différente manière, et il peut aussi
exister des préconcentrations locales originelles. Dans le cas présent, il est
vraisemblable que certains niveaux enrichis en bore existait dans le sédiment primitif,
assez comparables aux tounnalinites étudiées plus bas: leur chimisme est voisin,
légérement plus calcique, à peine plus alumineux et un peu moins magnésien, ce qui
correspondrait à des conditions de gisement peu différent.
Cependant les tourmalines qui se trouvent en veinules dans les micaschistes
semblent être, soit une remobilisation de celles qui sont interstratifiées dans les même
fonnations, soit encore, plus simplement, l'expression d'anomalies de l'encaissant dans
les fractures au cours du déplacement des fluides métamorphiques: leur composition
est très voisine, avec des teneurs un peu plus dispersées.
Les tufs et les conglomérats
L'origine de la dravite qui constitue le ciment des tufs et des conglomérats, ou qui
fonne les tourmalinites finement litées qui sont englobées dans ces mêmes
conglomérats pose un problème plus original.
Premier point, la richesse en bore de ces roches est élevée. Des analyses sur roche
totale effectuées sur des tufs, indiquent des teneurs en bore pouvant atteindre 1,6% B.
Comparées aux teneurs en bore des tourmalines, qui va de 9 à Il % B203 : on arrive à
un ordre de 40 % de ce minéral, ce qui est confirmé par l'examen des lames minces.

209
En toute rigueur, il ne serait pas possible de parler ici de tourmalinite, ce type de
terme ne devant être employé que pour des roches qui renferment au moins 90% du
minéral concerné. Cpendant, la plupart des auteurs anglosaxons, comme I.R. Plimer
(1986) et d'autres, utilisent ce vocable pour des roches dont la teneur en tourmaline
dépasse simplement 20%.
Deuxième point, du chlore peut accompagner le bore. Nous l'avons trouvé au
hasard, en explorant à la microsonde une lame de "tourmalinite" finement litée.
Troisième fait important, des éléments de ces roches sont précocement remaniés et
resédimentés dans les mêmes dépôts à tourmaline. Le ciment et les éléments y ont la
même composition, et il n'est donc pas question de supposer une métasomatose plus ou
moins tardive remplaçant d'abord le ciment, ensuite les éléments : nous aurions alors
des variations de chimisme selon les matériaux remplacés. Au reste, on connait ailleurs
des formations détritiques non borées à éléments de tourmalinite. Enfin il semble bien
que des stratifications obliques existent dans les faciès finement lités que nous avons
découvert au nord de Gamaye, ce qu'on connait dans d'autres gisements (Slack et al.,
1984).
Quatrième point,
les "tourmalinites" sont encaissées dans des roches
volcanosédimentaires, ou parfois dans des roches carbonatées, variations d'encaissant
également connues ailleurs (Slack et al., op. cit). La présence de chlore évoque une
tendance évaporitique, qui a également été parfois rencontrée dans les gîtes de
tounnalinite ou dans leur encaissant.
Toutes ces données laissent penser à une origine précoce, ce qui est aussi l'opinion
de Slack et al. (op. cit.). Dans le cas des conglomérats, les dépôts à tourmaline auraient
été érodés et resédimentés à proximité dans un liant analogue, cas traité ici, ou différent
(cf Slack et al. 1984). Le tout aurait ultérieurement été métamorphisé et déformé. Reste
que la formation précoce de niveaux sédimentaires à tourmaline authigène fait
problème.
On pense souvent que l'origine des roches métamorphiques riches en tourmaline est
à rechercher dans les phénomènes' métasomatiques ou de différenciation
métamorphique qui expulsent le bore de certains niveaux pour le concentrer plus loin.
L'hypothèse de la venue de bore déplacé lors de la mise en place de magmas granitiques
est aussi souvent exprimée Cependant ces interprétations sont ici inadéquates, surtout
pour expliquer l'abondance de tourmaline et également les stuctures sédimentaires
(stratitifications obliques).

210
L'origine de ces roches riches en tourmalines, en particulier celles qui sont
stratifiées, a été en première hypothèse expliquée par une modification diagénétique
d'un précipité riche en bore. Untel précipité aurait pu donner naissance, soit à un gel
riche en bore, soit à un sédiment précurseur convenable ayant une composition globale
comparable à un mélange de quartz-tourmaline. Autre possibilité, une croissance
authigénique de tourmaline in situ, à partir de borates d'origine évaporitique, est
improbable à cause de la grande solubilité de la plupart de ces minéraux borés (Kistler
et Smith,1975). Compte-tenu de l'abondance de la tourmaline dans ces roches, il est
également difficile de supposer qu'elles proviennent de niveaux à argiles borées. En
effet on ne connait pas de minéraux argileux qui renferme plus de 2000ppm de bore.
C'est pourquoi une transformation isochimique d'argile ne peut pas donner une
tounnalinite. Cependant d'après les travaux expérimentaux de Stubican et Roy (1962),
la saponite ferromagnésienne riche en bore ferait exception à cette règle.
Une autre explication à la formation de ces roches riches en tounnaline implique
l'existence de lits prééxistants formés de minéraux borosilicatés tels que la searlesite, la
garrelesite, la leucosphenite ou la reedmergnetite. Ces espèces se fonnent à partir de
fluides riches en bore en environnement lacustre aride (Milton, 1971), ou franchement
évaporitique, comme par exemple à Searles Lake, Californie (Eugster,1980). Ils
pourraient se transformer en tounnaline durant la diagénèse par réaction avec des
silicates ferromagnésiens tel que la chlorite.
C'est cette hypothèse qui a été retenue dans plusieurs localités pour expliquer la
genèse des tounnalinites associées à des formations métasédimentaires interprétées
comme des dépôts évaporitiques. On peut citer par exemple les tourmalinites du Nord-
Ouest des Adirondaks, New York (Brown, 1983; Brown et Ayuso, 1984) ; les
tounnalinites des formations orogéniques de Damara, Namibie (Behr et al.,1983). On
peut également mettre dans cette catégorie les tourmalinites du Nord-Ouest de la
province du Cap, Afrique du Sud (Moore, 1977, 1980) et les tourmalinites de
Chibuluma, Zambie (Garlick et Fleischer, 1972). Dans ces localités, on pense que la
source primaire du bore est à rechercher dans des saumures évaporitiques où le bore
provient de sources volcaniques et/ou hydrothermales.
Dans d'autres régions, par exemple le Franciscain de Californie et le Sud de
l'Azerbaïdjan, les teneurs en bore dépassent largement le clarke. Les fluides qui
traversent ces niveaux et atteignent la surface sont succeptibles de donner des dépôts
sédimentaires exhalatifs.

211
Dans notre région d'étude, la source du bore est d'évidence non-magmatique. La
mise en place des corps intrusifs est largement postérieure aux événements syn-
diagénétiques qui ont donné ces concentrations. De plus les tourmalines
"métamorphiques" des micaschistes, intercalées ou en veinules sécantes montrent
qu'une anomalie borée régionale existe, et ceci bien avant la granitisation. Autre
argument, la géochimie du bore nous a montrée que cet élément est concentré
superficiellement et montre de basse teneurs dans les roches magmatiques. Toutes
données montrent donc qu'il faut éliminer l'hypothèse d'une source magmatique de type
granite.
Par contre le volcanisme an té-orogénique a pu avoir un rôle thennique intéréssant,
en déplaçant le stock boré vers la surface, l'explulsant grâce aux activités
hydrothennales de type phréatique qui précèdent, accompagnent et suivent la montée
du magma. Une fraction des éléments des tufs, en particulier le quartz esquilleux, est
d'origine volcanique et correspond aux produits de démantellement d'appareils
volcaniques sans doute acide à intennédiaire, dont la mise en place serait légérement
antérieure au dépôt. Ces appareils seraient partiellement aérien, ce qui pennettrait aussi
bien l'émergence de griffons hydrothennaux que le déplacement de nappes phréatiques
lessivant le bore. Une telle localisation paléogéographique s'accorderait bien avec la
présence de traces d'évaporites (minéraux chlorées) et d'érosions/resédimentations
précoces dans des flaques littorales. Le litage fin, quasi-varvé de certains niveaux, se
rencontre dans de tels environnements, comme les stratifications obliques. L'abondance
de la pyrite laisse entendre que le milieu était réducteur et riche en fer. Cependant, dans
ce milieu à tendance évaporitique, le magnésium était assez abondant pour que le
partage fer/magnésium dans la tounnaline donne de la dravite.
Provenant donc du substrat volcano-sédimentaire, et sans doute plusieurs fois
déplacé et reconcentré par le jeu des phénomènes volcaniques et sédimentaires, le bore
est donc venu avec des saumures connées qui étaient déplacées par les anomalies
thenniques dues aux montées volcaniques. Dans certains cas, il a pu avoir été
accompagné d'autres éléments, tels que l'or, mais soulignons le, cette association ne
saurait être systématique, comme on le constate sur le terrain.
Reste le problème de l'apparition de la tourmaline. Dans les sédiments récents,
quelque soit le précurseur, la nucléation et la croissance de ce minéral se fait lors de la
diagénèse précoce, souvent par épitaxie sur des tounnalines détritiques. Cette
croissance de tounnaline authigénique est fréquente dans beaucoup de sédiments non
métamorphiques (Krynine, 1946).

212
En fait le problème a été mal posé par les auteurs anglo-saxons. Il est clair que les
tourmalinites sont distribuées dans le temps de manière remarquable. Communes au
Précambrien, elles disparaissent au cours du Paléozoïque, sans doute au début de cette
période. Ce cas est très comparable à celui des magnésites, à l'inverse d'autres
sédiments silicatés authigènes, comme les glauconies, beaucoup mieux représentés
actuellement. On a aussi pensé à une variation inverse du fluor et du bore dans le temps,
le premier remplaçant le second, précisement dans les éléments en trace des glauconies
(Ronov 1983). Force est donc d'admettre que la solution de ce problème passe par une
évolution de la composition des eaux marines (Guillou 1981).
IV-4- Conclusion
Les roches métavolcanosédimentaires riches en tourmaline sont dans certains cas
associées à de nombreux sulfures. Either et Campbell (1977) et Slack (1982, 1992)
considèrent que la présence de fortes concentrations de tourmaline (25% du volume de
la roche) indique la proximité de dépôts stratiformes de sulfures. Mais l'association d'un
minerai et d'une ocurrence en tourmaline n'implique pas nécessairement une même
origine. Ces mêmes auteurs ont proposé que pour qu'il y ait une équivalence génétique,
qu'en plus d'une grande concentration, la tourmaline doit avoir une composition
magnésienne (dravite).
La fraction volcanogène (quartz esquilleux) que renferment les tufs riches en
tourmaline évoque une sédimentation périvolcanique acide. De ce point de vue, nous
serions donc ici dans un contexte favorable à l'apparition d'amas sulfurés ...
En définitive, l'existence de roches riches en tourmaline (dravite) va de pair avec la
mise en place dans le supergroupe de la Daléma d'un volcanisme acide
subcontemporain du dépôt de ces roches. Ce volcanisme aurait eu un rôle thermique
déterminant dans le déplacement du stock boré. Dans cette perspective, la présence
proche des gisements de fer de la Falémé peut être examinée sous un nouvel éclairage.
On peut supposer que ces concentrations proviennent du métamorphisme d'amas
pyriteux, qui auraient évolué en concentrations de magnétite, selon un schéma bien
connu dans d'autres provinces métallifères volcaniques, comme le "triangle volcanique"
du Cambrien inférieur de la Péninsule ibérique (Guillou 1991). On sait que ce type de
transformation a un réel intêrét économique, la pyrite n'étant exploitable qu'avec de très
gros tonnages et une très grande pureté, ce qui n'est plus le cas de la magnétite qui en
dérive, ce minéral étant plus facile à récupérer.

213
PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Tourmalinisation

21-l
Planche II. - 1
(Tourmalinisation)
1. - Contact d'un tuf à ciment de tourmaline (t) et d'un calcaire (c)
3. - Tufs à ciment de tourmaline recoupé par des veinules de quartz reprise par un
.
'
cisaillement dextre
2. - Conglomérat à éléments éléments de tufs réunis par un ciment de tourmaline. Les
éléments sont orientés et recoupés par des veinules de quartz tardives.
4. - Tufs à ciment de tourmaline prise dans un bloc de latérite

.....

216
Planche II. - 2
(Tourmalinisation dans les roches sédimentaires et volcanosédimentaires)
1. - Tuf tendre à ciment de tourmaline associé aux calcaires de la Daléma. Q = quartz,
T = tourmaline, A = auréole de quartz corrodé par la tourmaline
2. - Tuf compact à nodule de quartz et ciment de tourmaline
3.- Tuf compact rubanémontrant une alternance d'un niveau sombre microbréchique
riche en tourmaline et d'un niveau clair quartzeux moins touralinisé. Q = quartz,
T = tourmaline.
4. - Tourmalinite rubanée en élément dans le conglomérat de Moussala (Mahina-Mine)


218
Planche II-3
(Tourmalinisation dans les roches sédimentaires et volcanosédimentaires)
1.- Quartzite à tounnaline au Nord de Kolia
2. - Détail de la photo précédente montrant des tounnalines bien cristallisées
3. - Tounnalinite de Gamaye montrant des cristaux de tounnaline et de quartz
défonnés et orientés dans le sens de la schistosité


220
Planche II . 4
(Tourmalinisation des roches sédimentaires et volcanosédimentaires : tourmalinite de
Gamaye)
1. et 2. - Tourmaline bien cristallisée observée au microscope électronique à balayage
3. - Tounnaline fine montrant une ancienne cavité d'inclusions fluides associée à des
cristaux de quartz bipyramidé
4. - Détail d'un quartz bipyramidé de la photo précédente

."'1

223
QUATRIEME PARTIE
Les altérations hydrotllermales
- Localisation spatiale
- La chloritisation
- La muscovitisation
- L'albitisation
- La silicification
- La carbonatation
- La biotitisation

225
QUA1rRJIEMJE l?ARTIE - lLES AlL1Œ!UTIONS lHIYDROTI-lIElRMAlLJES
Les minéraux d'altération ont été utilisés comme guide de prospection dans
plusieurs gîtes notamment de type Kuroko (Sudo et Shimoda, 1978), de type porphyre
cuprifère (Lowel et Guilbert, 1970; Le Bel, 1979; Beaufort,1981), dans les gîtes
d'uranium (Cathélineau, 1982; Leroy et al., 1985) de Pb-Zn (Cantinolle, 1984) par
exemple. Ces minéraux, sont les témoins des interactions fluides-roches et par
conséquent représenteraient les meilleurs éléments pour la caractérisation des
conditions physico-chimiques lors des différents stades de circulations hydrothermales,
qu'ils soient liés ou non au dépôt des métaux.
En ce qui concerne les gisements d'or généralement, aucun travail synthétique ne
permet d'apréhender les relations spécifiques entre les types d'altération, la nature du
fluide et le type de minéralisation.
Cependant que ce soit dans les gisements du Nevada aux USA (Berger et Tinley
,1980) d'Abitibi au Quebec (Robert et Brown 1984,1986) ou de l'Ontario (Smith et al.,
1984), d'importants travaux ont été menés sur les altérations.
Les travaux récents de Boiron et al. (1989) dans le bassin de Villeranges (Massif
Cental Français) se sont intéressés à la fois aux paragenèses d'altérations, aux fluides et
minéralisations associés.
Dans ce chapître notre premier objectif est de caractériser les assemblages à
l'équilibre et de reconstituer les séquences des évènements hydrothermaux à partir des
relations texturales entre les différentes phases minérales.
Le deuxième objectif est de tenter de caractériser cristallochimiquement les
minéraux d'altération ce qui permet d'obtenir des estimations sur la nature des
conditions physico-chimiques au cours de l'altération et notamment la température.
1- Localisation spatiale des altérations
Cinq types d'altération ont été identifiés dans la zone étudié : chloritisation,
muscovitisation, silicification , albitisation, carbonatation et biotitisation.

226
- L'altération à chlorite affecte les roches volcaniques de la Daléma qui sont
distribuées selon un axe Nord-Sud, les albitites de Garabouréa qui sont situées non loin
de la faille sénégalo-malienne, les microdiorites en dyke et enfin les veinules d'albitite
qui colmate des rnicrofractures qui affectent les quartzites de Kafori.
- Les phénomènes de muscovitisation les plus intenses ont été exclusivement notés
dans l'immense batholite de Saraya. Ils affectent essentiellement des cristaux biotites.
Un phénomène similaire a été noté mais de façon discrète dans le granite de Gamaye.
Cette muscovitisation des biotites se ferait selon l'axe batholitique NNE. Elle est à
rapprocher aux autres phénomènes d'altération deutérique du granite de Saraya bien
décrites par Mouthier (1987) et qui ont conduit à la formation d'épisyénites uranifères.
D'autres phénomènes de muscovitisation (plus pervasive) plus répandus dans le
secteur concernent surtout les plagioclases des roches volcanosédimentaires situées
dans l'axe N-S du grand accident sénégalo-malien. Dans ces roches ces phénomènes de
muscovitisation sont associés à une choritisation. La muscovitisation concerne aussi les
plagioclases des veinules et des nodules à quartz et plagioclase qui affectent des tufs
compacts à tourmaline dans le secteur de Moussala (Mahina Mine) - Kolia. On note
enfin une cristallisation de muscovite en bordure des fractures Est-Ouest
plurikilométriques qui recoupent des dykes d'albitite. Ces fractures sont remplies de
quartz à pyrite aurifère.
- La silicification est le phénomène d'altération le plus discrêt des roches de la zone
étudiée. La silicication est surtout localisée au Nord, entre Bambadji et Moussala et
affectent les tufs tourmalinisés compacts et les laves de la Daléma.
La biotitisation n'a été observée que dans un secteur fortement affecté par la faille
décrochante Sénégalo-maliennne. Cette biotitisation est d'ailleurs localisée dans des
microfractures associées à la faille.
La carbonatation associée aux phénomènes de chloritisation qui affectent les roches
situées dans l'axe volcanique de la Daléma et le long de la faille sénégalomalienne. La
carbonatation concerne surtout des albitites mélanocrates bréchifiées par cette faille.

227
11- La chloritisation
11-1- Les chlorites secondaires issues des minéraux ferromagnésiens des laves
D'anciens minéraux ferromagnésiens automorphes présentant des fonnes variées le
plus souvent rectangulaires ou hexagonales et complétement destabilisés, ont été
observés dans les laves andésitiques de la Daléma.
La chlorite représente en général 60% du volume de ces anciens minéraux
ferromagnésiens destabilisés; elle est associée à de la calcite, de l'albite et des micas
blancs. La chlorite se présente en baguettes anastomosées ou en gerbes de couleur verte
(Photo 1 et 2 pl. 111-1).
L'ensemble chlorite-albite-calcite ± mica blanc est entouré ou non d'une couronne
d'oxyde de fer et de titane également issue de la destabilisation (Photo 1 et 2 pl. 111-1).
Dans d'autres assemblages qui ne sont pas entourés par la couronne périphérique de
minéraux opaques, c'est la calcite qui domine par rapport à la chlorite. On observe alors
de grande plage de calcite pseudomorphique qui entourent la chlorite, l'albite et le mica
blanc.
Les résultats des analyses de ces chlorites effectuées à la microsonde electronique
ainsi que les fonnules structurales calculées sur la base de 23 oxygènes sont contenus
dans le tableau 18.
Dans les sites tétraédriques, la teneur moyenne en Si est de l'ordre de 5,989. Dans
les sites octaédriques, les teneurs moyennes en Fe2+ et Mg+ sont respectivement de
5,567 et 2,505 atomes.
Les teneurs en titane peuvent atteindre 0,16 atomes. Les teneurs en potassium
peuvent monter jusqu'à 2,265 atomes. Ce potassium est lié à la présence de muscovite
ou traduirait un héritage provenant du ferromagnésien originel.
Replacées dans la classification de Foster (1962), ces chlorites qui présentent un
rapport Fe2+/Fe2+Mn+Mg voisin de 0,3+, se situent dans le domaine des brunsvites et
des diabantites
11-2- La chlorite en association avec la calcite dans les albitites mélanocrates
Les albitites sombres de Garabouréa contiennent de nombreux cristaux de chIorite
intimement associés à des cristaux de calcite et dans certains cas à des micas blancs.
Toujours de couleur verte, ces chlorites sont automorphes, formant des baguettes
rectangulaires ou des gerbes.
La composition chimique de même que la fonnule structurale des chlorites sont
données dans le tableau n018.

Rhyodacite
Pyroclastite Albitite
mésocrate
N°Ech.
872
870
870
870
870
870
870
870
865
1040b
1040b
WAnal.
57
61
62
67
68
69
64
72
103
56
57
FEQ
1263
1788
16 5
16 99
17 78
6 46
164
12 13
11 75
13 48
12 72
Na20
005
o 07
0
o 03
0
2 59
0
o 01
0
o 02
0
K20
074
0
0
o 01
0
0
o 02
7 65
9 61
o 02
o 01
SI02
3585
2782
24,65
2763
2682
35
2637
39,02
39,24
27 45
29,74
M"O
007
0
009
o 02
002
0
o 14
0
0
o 08
0,26
CéO
031
009
o 11
o 06
o 08
042
0
o 1
0
004
o 01
NiO
005
o 13
o 16
0
023
0
026
006
0
0
0
AI203
1834
19 58
2293
18 53
18 92
31 75
19 18
1493
16 91
22,17
19,62
Ti02
0
0
006
o 14
0
022
006
0,66
1 ,19
0
0,1
Cr203
0
o 06
002
0
0
0
0
0
0
o 08
0,05
Wr:()
21 23
21 76
18 69
21 04
19 54
7 31
2099
17 63
17 07
2464
26 16
H20
12 61
11 76
11 29
11 46
11 24
1247
11 31
12 57
12 97
12 18
12 34
total
101 88
9844
9441
95,92
94,64
96,23
9473
104,77
108 76
100,17
1 01
FORMULE STRUCTURALE (28 oxygènes)
Fe
2 0084
29289
29129
2 9714
3 1682
1 0385
2908
1 9342
1 81
2 218
2 0605
Na
o 0197 00267 00003 o 0133
0
o 9636
0
o 0036
o 0007
00077
0
t-...l
N
K
o 1783
0
o 0001 o 0029
0
o 0011 o 0062 1 8603
22646
0,0057
o 0022
oc
Si
6,815
56692
52341
57767
5,7163
6,7251
5 5897
74378
7,2484
5,4003
5,7732
Ml
o 0112
0
o 0162 o 0034 o 0045
0
0257
0
0
00137
o 0425
Ca
0064
0019
o 0252 o 0129 o 0192 o 0864
0
o 0209
o 0007
00092
o 0015
Ni
o 0071 o 0211 o 0273
0
o 039
0
o 0441 o 0093
0
0
0
AI IV
2923
2 3719
29732
2 3416
2,4677
5 9147
2 3816
27908
2,9292
2,5395
2,2617
AI VI
1 185
23308
27659
2 2233
2 2837
1 2749
2,4103
o 5622
0,7516
2,5997
2,2268
Ti
0
0
00095
o 022
0
o 0315
o 009 o 0944
o 1656
0
o 0144
Cr
0
0009
00036
0
0
0
0
0
0
o 012
o 008
~
6 0164
66099
5 9154
6 5577
6,2077
2,0934 66322
5,008
4,7007
7,2232
7,5686
Fe/Fe+Mo
025
031
033
o 31
0,34
0,33
0,3
o 28
0,28
0,23
0,21
Tab. 18 - Analyses chimiques etformules structurales (28 oxygènes) des chlorites
étudiées

229
Les teneurs en Si sont élevées 5,587 atomes en moyenne. Dans le site octaédrique,
les teneurs en Fe2+ et Mg sont respectivement de l'ordre de 2,141 et 7,396.
Contrairement aux chlorites précédentes, les teneurs en K et Ti sont très faibles, étant
respectivement en moyenne de 0,007 et 0,004 atomes.
Dans le tableau de classification proposé par Foster, 1962 (fig. IV-l) les chlorites se
placent dans le domaine des clinochlores avec un rapport FeIFe+Mn+Mg voisin de
0,22.
11-3- Les chlorites provenant de la destabilisation des amphiboles dans les
microdiori tes
La plupart des granitoïdes, surtout les dykes de microdiorite renferment de la
chlorite issue de la destabilisation des minéraux ferromagnésiens, le plus souvent
d'amphiboles ou de biotites.
Les chlorites y ont des formes rectangulaires ou pseudohexagonales. Elles
renferment de petits cristaux de sphènes alignés le long des clivages. Des fantômes d'un
minéral ferromagnésien de forme trapue ont été observés dans une microdiorite. Cet
ancien ferromagnésien possèdent 3 clivages dont 2 perpendiculaires.
11-4- La chlorite dans les veinules d'albitite et dans les microfractures
Le quartzite riche en sulfure disséminée de Kafori est recoupé par des veinules qui
sont essentiellement formées d'albite associée à du quartz, de la chlorite et de la pyrite.
La chlorite se présente, soit en cristaux isolés au centre des veinules, soit en amas
chloriteux en position périphérique. Certains cristaux isolés polarisent dans les bleus
anomaliques du premier ordre, ceux en amas dans des teintes vertes. Ces chlorites
contiennent de petits cristaux d'allanite qui se localisent le long des clivages.
Les brèches du S-W de Bambadji sont affectées par des fissures remplies par de
l'amphibole associée à des plagioclases ou bien remplies par de la chlorite
Ces chlorites n'ont pas été analysées à la microsonde électronique.

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4
5
6
7
8
Si
Fig. /V-l- Position des chlorites dans la classification ~~ Fo.ster (19~2) (diagramme
Fe/(Fe+Mg)-Si.l : ch/orite provenant de la destabûlsatzon d anczens
jerromagnésiens des trachyandésites; 2 : chlorites associées aux micas blancs
des albitites mésocrates.
AI
o
1

2
o
o
oed!!•
Fe
Fig. /V-2- Position des chlorites dans le diagramme Al-Fe-Mg.l : chIorite provenant de
la des~qbilisatio,! d'anciens jerromagnésiens des trachyandésites, 2 : chlorites
assoclees aux rmcas blancs des albitites mésocrates.

231
II-S - Conclusion
Dans le diagramme AI-Fe-Mg les points représentatifs des chlorites étudiées se
regroupent. Cette disposition remarquable indique une similarité de composition
chimique. Cette caractéristique attesterait, dans le meilleur des cas, que les conditions
physico-chimiques dans lesquelles se sont développées ces différentes chlorites, étaient
voisines, en particulier au niveau de la température de cristallisation. Il est aussi
probable que les matériaux de départ, minéraux et fluides, ne présentaient pas de
compositions chimiques trop dissemblables.
Cependant des différences ont été notées dans le rapport Fe/Fe+Mn+Mg. Ce rapport
est souvent controlé par celui des minéraux initiaux (et par conséquent les roches
affectées) lorsque ces espèces controlent complètement la quantité présente de fer et de
Mg (Cathélineau, 1983; Turpin,1984) ; (Cathélineau et Nieva, 1985). On peut donc
supposer que dans les cas étudiés les minéraux initiaux avaient des rapports
Fe/Fe+Mn+Mg différents.
En définitive les caractères cristallochimiques des différentes chlorites formées
varient peu. Ceci indiquerait vraisemblablement le caractère régional de l'altération et
permet d'envisager des conditions physico-chimiques semblables.
III - La muscovitisation
111-1 - Caractérisations texturales et minéralogiques
Ill-1-1· Les micas blancs associés aux chlorites
Des micas blancs sont associés aux chlorites qui sont issues de la destabilisation
d'anciens ferromagnésiens, généralement blindés d'oxydes de fer. Ces micas s'observent
uniquement dans les assemblages qui ne sont pas dépourvus de cette couronne de
minéraux opaques, et qui avaient donc une composition chimique originelle différente
moins riche en fer. Ces phyllites se présentent en petits cristaux inclus dans la chlorite
qui elle-même peut être inclus dans de la calcite pseudomorphique (photo 3 et 4 pl. III,,:,
1). Les relations texturales montrent très nettement que le mica blanc, la chlorite et la
calcite ont cristallisé à l'équilibre.
Le tableau 19 donne les résultats exprimés en poids d'oxyde des analyses des micas
blancs ainsi que les formules structurales (mailles entières) calculées sur la base de 22
oxygènes.
Les micas sont caractérisés par une charge interfoliaire essentiellement potassique
comprise entre l,55 et 1,87. Leur contenu en Al tétraédrique est de 0,66 à 1,8. Le Fe va
de 0,16 à environ 0,51.

232
111-1-2 - Micas blancs des plagioclases destabilisés
Dans toutes les roches de la Daléma, les cristaux de plagioclases sont en général
albitisés et ponctués de paillettes et de gerbes de micas blancs. Ces phyllites cristallisent
aussi dans les microfissures qui affectent la roches (photo 1 et 2 pl. 111-2).
Les résultats des analyses chimiques des micas ainsi que les formules stucturales
calculées sur la base de 22 oxygènes (maille entière) sont contenues dans le tableau 20
Les micas sont caractérisés par:
- un contenu en Fe et Mg en site octaédrique respectivement de l'ordre de 0,45 et
1,99;
- et la présence d'une forte quantité de Na et Ca en site interfoliaire.
Ill-2 - Nomenclature des micas blancs
Le terme extrème muscovite correspond à la formule:
K20 2A1203 6Si02 Al203 2H20
Winchell et Winchell (1951) appelle ferrimuscovite une muscovite où A1VI est en
partie remplacé par Fe3+ Qusqu'à A12Fe3+2.
La phengite se caractérise à la fois par la substitution 1) d'une partie de l'aluminium
octaédrique par Fe et/ou Mg et 2°) par celle d'une partie de l'aluminium tétraédrique par
Si, ces deux substitutions maintenant une charge constante (Forster,1956, 1960). La
composition idéale d'une phengite est ainsi:
K20, 5 AI203(Mg,Fe) 07 Si02 0, 5 A1203 2 H20
Il existe une série continue entre ces deux termes extrèmes.
La plupart des classifications proposées se fondent sur la composition de la couche
octaédrique. Ainsi Grasler et Niggli (1967) calculent un indice P qui est la teneur, en %,
en Mg et Fe dans cette couche. Les différents indices de ces auteurs sont calculés
comme suit:
P = (Mg + Fe2+) x 100/(R" + R")
F = (Fe3+ x 1(0) / (R" + RIII)
S = Sil A11V
A = (AllY x 1(0) / (R" + R''')
Rit et R'" étant les éléments hexacoordonnés (Fe2+, Mg, Mn, A1VI, Fe3+ et Ti)
Le paramètre P caractérise la tendance phengitique du mica par la proportion des
éléments à deux valences Fe et Mg, dans la somme des éléments hexacoordonnés

233
occupant les couches octaédriques. F et S expriment les proportions de Fe3+ et AIVI
respectivement dans cette même somme des éléments en position octaédrique. Le
paramètre S montre dans quelle mesure Si est remplacée par AIVI. Une muscovite
idéale a des parmètre P et F égaux à 0, un paramètre A égal à 100 et un paramètre S=3.
La paragonite, mica blanc où le K est remplacé par Na, ne constitue pas de série
continue solide avec la muscovite: le maximum de K2ü pouvant entrer dans la
muscovite est d'environ 2%. Ce minéral est alors qualifiée de sodique ou paragonite
(Eugster et Yoder,1955); l'extension de la solution solide dépend de la température.
Le terme de séricite et d'illite ne sont pas considérés comme correspondant à des
différences chimiques autres que dans la teneur en eau. Séricite désignera mica blanc de
nature chimique exacte indéterminée, mais à grain fin pouvant notamment constituer
l'altération des feldspaths. L'illite sera le terme le plus fin pouvant notamment (et
également) constituer l'altération des feldspaths: on passe ici dans le monde des
minéraux des argiles (Yoder et Eugster, 1955).
Les tableaux 19 et 20 donent la composition chimique et la formule structurale
(calculée sur la base de 22 oxygènes) des micas blancs.
En ce qui concerne les micas blancs associés aux chlorites, les valeurs des
paramètres P et S ont été calculés. Le diagramme de Niggli et Graesler (1967) (fig.IV-
3) indique que l'essentiel des phyllites sont chimiquement des phengites. Elles se
caractérisent par une charge interfoliaire essentiellement potassique comprise entre 1,09
et 1,87, un contenu en Al tétraédrique de 0,66 à 2,32, en Fe de 0,14 à 0,51 environ.
Les micas blancs provenant de la destabilisation des plagioclases sont également
pour l'essentiel des phengites.

1
2
Albitite
leuco.
Albitite
mélalanocrate
N°Ech
869
869
869
870
870
WEch
1043
1043
1092
1092
N°Anal.
29
30
34
73
75
N°Anal.
8
9
15
16
Si02
5544
57 72
4665
459
45 75
Si02
64,38
62,89
55,18
56,77
AI203
2549
2434
3061
27 85
30 68
AI203
21,95
22,9
0,71
0,88
Ti02
002
0
039
038
o 39
Ti02
0
o 02
o 13
o 05
FEO
1 33
1 54
4 19
409
4,47
FEO
0,24
0,72
7,91
7,19
Mi)
o
M"O
o 08
o 07
0
0,01
0
03
0,06
0,11
0
~
452
466
2 3
335
2 07
lvtO
0,66
0,61
19,22
19,14
CEO
0
0
0
0
0
CaO
o 2
o 25
12,7
11 ,9
Cr203
0
0
0
o 08
2 07
Cr203
0
0
0
o 04
NiO
o 07
0
0,08
0
o 07
NiC
0,12
0
0
0,15
Na20
o 02
0,06
o 15
o 11
0,14
Na20
9,01
8,11
0,25
0,48
K20
9 51
9 56
1065
10 46
10 39
K20
1,99
3,56
0,06
0,02
TOTAL
96 48
97 98
9503
92 23
9397
TOTAL
98,58
99,12
96 26
96,62
FORMULE STRUCTURALE (22 Oxygènes)
FORMULE STRUCTURALE (22 Oxygènes)
Si
73436
63377
64359
6 1968
6 3562
Si
7,9087
7,7617
7,5376
7,6571
AIIV
06564
1 6623
1 5641
1 8032
1 6438
AIIV
l-..l
Z
80000
8 0000
80000
80000
8 0000
Z
8 0000
8 0000
7 6519
7 7970
u...
.....
AIVI
29933
3 2389
30382
3,0945
3,2911
AIVI
3,0866
3,0927
0,0000
o 0000
Cr
o 0000
o 0000
0,0089
o 2217
0,0000
Cr
0,0000
0,0000
0,0000
0,0043
Fe
o 1639
o 4761
04796
o 5063
o 5120
Fe
0,0247
0,0743
0.9036
0,8110
Ni
00000
00087
o 0000
o 0076
o 0056
Ni
o 0119
0,0000
0,0000
0,0163
N1q
o
MQ
08837
o 4657
o 7001
04179
0,3468
1208
o 1122
3 9 133
3 8479
Mn
o 0075
0,0000
0,0012
o 0000
0,0059
Mn
0,0031
0,0063
0,0127
0,0000
Ti
o 0000
o 0398
o 0401
o 0397
o 0375
Ti
0,0000
0,0019
0,0134
0,0051
y
40484
42293
42681
4 2878
4 1989
Y
3,2471
3,2873
4,8430
4,6845
Ca
o 0000
o 0000
00000
o 0000
o 0000
Ca
o 0263
o 0331
1 8587
1 7197
Na
o 0148
0,0395
o 0299
o 0368
o 0564
Na
2 1460
1 9406
o 0662
o 1255
K
1 5516
1 8457
1 8709
1 7952
1,8234
K
0,3118
o 5605
0,0105
0,0034
Tab. 19 - Composition chimique et
Tab. 20 - Composition chimique etformllles
formules structurales (22 oxygènes)
structurales (22 oxygènes) des micas blancs
des micas blancs associées aux chlorites
provenant des plagioclases destabilisés.
dans les trachyandésites hydrothermalisées.

235
P
40
B
1
35
2

l/)
30
.~Ol
El
c
<D
B
25
.c
B
J
Q.
20
B •
15

'if
10

5
B
0
1
1
T
1
2
4
6
8
10
12
Fig. IV-3- Diagramme P-S pour les micas blancs.} : micas blancs associées aux chlorites
pr~venant de la destabilisation d'anciensjerromagnésiens des trachyandésites; 2 :
mIcas blancs des plagioclases destabilisés.
Si
o 1
• 2
o
Fe+Mg
Fig. IV-4- Position des micas blancs dans le diagramme Si-AI-Fe+Mg. } : micas blancs
associées aux chlorites provenant de la destabilisation d'anciens jerromagnésiens des
trachyandésites; 2 : micas blancs des plagioclases destabilisés.

236
IV· L'albitisatioll
La plupart des phgioc1ases dèS roches volcaniques ont subi une altération très
poussée qui les a transformés en albite. Les analyses effectuées à la microsonde
électronique donne des compositions ne dépassant jamais 7%. Cependant dans deux
échantillons, des plagioclases de type andésine-labrador ont été identifiés à la
microsonde électronique. Ils renferment entre 33 et 59% d'anorthite.
Des phénomènes d'albitisation peuvent s'exprimer sous fonne de veinules. C'est le
cas des filonnets qui recoupent les quartzites à sulfures disséminés de Kafori et les
brêches de Bambadji. Dans ces veines, l'albite est associée à quelques cristaux de quartz
et de chlorite.
L'albite peut aussi s'associer au quartz dans les nodules siliciceuses qui affectent les
tufs tounnalinisés entre kolia et Mahina-Mine.
Le tableau 21 donne la composition des plagioclases des roches volcaniques qui ont
été étudiés à la microsonde électronique.
v -La Silicification
Des phénomènes de silicification ont été observés dans la plupart des roches
rencontrées dans le secteur étudié. Ils se présentent sous les fOffiles suivantes:
- des nodules millimétriques aplaties (photo 1 et 2, pI.IlI-5) dans les tufs
tounnalinisés fonnées essentiellement de grains de quartz associées à de rares micas
blancs issus de plagioclases destabilisés. Ces nodules semblent associés à un réseau
anastomosé de veinules quartzeuses d'un demi millimètre de puissance qui recoupe le
tuf tounnalinisé.
- des lits millimètres quartzeux (photo 2 et 3, pl. III-S. ) qui apparaissent dans des
plans de fractures parallèles à la stratification des tufs rubanés situés tout au long de la
Falémé. Dans certains lits quartzeux on observe en outre de la biotite et de la calcite.
Dans d'autres, il s'agit essentiellement de quartz.
- un enrichissement en quartz de la mésostase dans certaines laves andésitiques; cet
enrichissement serait lié à la destabilisation de certains minéraux, notamment les
plagioclases.
VI - La carbonatation
La présence de carbonate (calcite, dolomite et ankérite) a été décelée dans plusieurs
fadés (laves andésitiques, tufs andésitiques, tufs épiclastiques) du secteur étudié (photo
2 et 3, pl 111-1; photo 4, pl. 111-2; photol à 3, pl. 111-3; photo 1 et 2, pl. 11l-4) . Ce

237
type d'altération semble être associé à la chloritisation et à la phengitisation et s'exprime
de la manière suivante:
- une destabilisation de minéraux ferromagnésiens des laves andésitiques qui
s'accompagne de la cristallisation côte à côté de chlorite, de phengite et de calcite
parfois pseudomorphique.
- Un envahissement de la matrice des albitites mélanocrates par de grande plage de
calcite. Dans certains cas, celle-ci se présente sous forme de cristaux trapus
automorphes intimement associés à la chlorite.
- La plupart des feldspaths des roches volcaniques, hypovolcaniques et plutoniques
sont destabilisés et piquetés de calcite et de phengite.
- les tufs à biotite de la Falémé sont recoupés par un réseau de veinules de calcite
comprenant également des minéraux opaques, de quelques micas blancs et rares
cristaux de quartz. Certaines veinules renferment autant de quartz que de calcite.
Le tableau 22 donnent la composition chimiques de quelques carbonates étudiés à
la microsonde électronique.
La plupart des carbonates associées dans les altérations de ferromagnésiens blindés
d'oxydes, sont composés chimiquement de calcite à l'exception de celles de l'échantillon
870 dont la composition est celle d'une dolomite magnésienne avec en moyenne 55%
de MgO. Quant aux carbonates en plages ou parfois trapues, et intimement associées à
la chlorite dans les albitites mélanocrates, la seule analyse qui a été effectuée donne une
composition d'ankérite avec environ 10% de fer total
VII - La Biotitisation
Des phénomènes de biotitisation (photo 3, I. 111-4) ont été observés dans les faciés
tufacés de la bordure Est du secteur étudié situé le long de la falémé. Ces phénomènes
sont très net dans les villages de Madina et de Fataï et au niveau de la confluence entre
la Falémé et la Daléma. La biotitisation se manifeste selon les modalités ci-dessous.
- Des veinules de biotitite qui recoupent à l'emporte pièce les tufs rubanés où les
cristaux de biotites sont imbriquées les unes sur les autres. Certaines veinules peuvent
renfenner en outre de la calcite et du quartz. Dans ce dernier cas, la biotite peut se
trouver en bordure de la veinule et semble provenir pro-parte de la recristallisation de
cristaux de biotite que l'on observe dans la matrice du tuf rubané.
- De la biotite est également présente dans la masse du tuf, mais en cristaux de plus
petite taille bien orientés dans la schistosité. Cette biotite est associée à de nombreux
cristaux opaques et de rares cristaux de quartz très fms.

volcanoclastites
Trachvandésite
Rhvodacite
N°Ech
869
869
869
869
869
863
863
863
863
872
872
872
870
870
870
870
N°Anal.
4
7
24
26
28
35
42
45
52
53
59
60
65
74
77
78
FeO
0
0
0
006
0
0
o 07
0
o 08
0
068
0
o 1
o 25
029
0
Na20
12 13
11 35
1039
10 61
10 78
1088
1078
1 1
9 5
11 01
1032
11 37
11 35
10 47
8 34
11 35
K20
003
009
o 12
o 1
o 07
o 06
005
0,03
0,06
o 02
o 78
o 06
0,05
0,25
0,08
0,05
SI02
69,84
6781
6673
68,27
66,34
68 06
66 85
65,5
67,2
67,68
67 52
67 7
6708
64,58
58,72
64,13
M"O
0
0
003
o 07
0
0
o 03
0
0
o 07
003
o 02
0,07
0,04
0,04
0
QO
o 11
1 09
1 46
1 01
1 64
034
043
087
099
o 26
o 23
004
o 76
1 29
o 64
1 06
NiO
006
o 12
o 01
o 04
0
002
003
0
o 08
004
0
o 01
0
o 01
0
0
AI203
19,81
206
20,93
20,77
21,08
19 77
19,66
20
21 74
19,41
19,76
19 19
19,76
20,02
29,22
20,36
Ti02
0
002
0
0
o 01
0
0
0
0
0
0
0
0,02
0,05
0,06
0
Cr203
0
0
006
0
1 72
0
o 02
0
0
004
0
o 02
0
0,01
0
0,01
~
0
0
o 01
o 01
0
003
0
o 03
o 01
o 01
o 02
0
0
o 04
0
0
Total
101 98
101 07
99 75
100 94
101 64
99 16
97 92
9743
99 67
9864
9932
98 42
99 2
97
97 39
9695
FORMULE STRUCTURALE (8 Oxygènes)
Fe
0
0
0
00023
0
0
o 0027
0
o 0029 o 0035 o 025
0
o 0038 o 0096 o 011
0
t-J
~
Na
1 0083
09543
0884
089
09078
09269
o 9316 09586 o 8038 09444 08827 o 9769 o 9722 o 9192 0,7258 o 9974
cr.;
K
00017
00047
o 0068 o 0053 00037 0,0033 0,0029 0,0017 0,0033 0,0012 0,0441 0,0034 o 003 0,0142 0,0044 0,0029
Si
2 9931
2942
09282
2,9545
2 8802
2 9901
2 9786
2,9435
2,9327
2 9932
29787
3 0007
2,9628
2,9245
2,6346
2 9078
Mn
0
0
o 0011 0,0027
0
0
0,001
0
0
o 0027 o 0011 0,0009 0,0026 0,0015 0,0014
0
Ca
05
00507
00685
o 0467 o 0764 o 016 o 0205 o 0418 o 0464 o 0121 o 0107 o 002 o 0359 o 0626 o 308 o 0515
Ni
0002
00043
00003
o 0014 o 0001 o 0008 o 0011
0
00028
o 0014
0
o 0003
0
o 0004
0
0
AI
1 0009
1 0532
1 0825
1 0594
1 0786
1 0238
1 0326
1 0593
1 1184
1 0118
1,0273
1 0026
1,0287
1,0683
1 5451
1,088
Tl
0
00005
0
0
00003
0
0
0
0
0
0
0
o 0005 0,0019 0,0021
0
Cr
0
0
00022
0
o 0589
0
0,0006
0
0
0,0016
0
0,0007
0
0,0003
0
0,0002
Ma
5 0011
0
o 0007 o 0005
0
o 0017
0
o 0017 00009 o 0006 o 001
0
0
o 003
0
0
%Ab
9933
9451
92 15
9448
91 89
9796
97,56
95,66
94,18
98,61
94,16
99,46
96,15
92,29
95,37
94,84
o/cAn
o 17
047
o 71
056
038
035
o 3
0,17
0,39
o 13
4,71
0,35
0,3
1,43
0,58
0,27
%0-
0,5
503
7 14
496
7 74
1 7
2 14
4,17
5,43
1,26
1 14
0,2
3,55
6,28
4,05
4,89
Tab. 21 - Composition chimique etformules structurales des plagioclases des roches
volcaniques hydrothermalisées.

239
P vroclastite
Rhyodacite
Pyroclastite
A.lbitite
leuco
N°Ech.
869
869
869
869
872
870
870
865
865
1040b
N°AnaL
2
5
6
25
58
70
71
98
99
58
FEO
0,3
0,32
0,03
0,11
1,5
1
1,21
0,48
0
10,31
Na20
0
0,1
0,07
0
0
0
0
0,02
0
o 08
K20
046
0
0
007
004
0
009
0
o 12
o 08
Si02
0,06
0,26
0,13
0,53
0,39
0
0,17
0,14
o 1
0
M'O
0,49
0,25
0,08
0,29
0,03
0,39
0,42
0,33
0,21
0,14
ca:>
104,9
104,98
102,54 103,26
103,72
54,42
56,76
107,7
87,3
53,11
NiO
0
0
0
0,07
0,06
0
0
0
0
0,03
AI203
0
003
0
o 19
008
0
05
0
o 19
0
Ti02
0
0
0
0
0
0
0
0,05
2,44
0,04
Cr203
0,03
0
0
0
0
0,03
0
0
0,08
0
Mt)
0,05
0,2
0,26
0,26
1,24
47,88
46,84
0,07
0,04
37,,83
total
106,26
106,14
103,1
105,18
107,06 103,72
105,99
108,79
90,48
101,62
Tab.22 - Composition chimique des carbonates des roches volcaniques
hydrothermalisées.
N°Ecll
883
883
883
883
883
883
883
N°anal.
15
16
17
18
20
19
21
Si02
37,3
36,77
36,28
36,83
38,09
37,1
38,05
AI203
17 42
16 65
17 26
17 32
1717
18 49
1749
Ti02
1,27
1,39
1,18
1,18
1 ,11
2,08
1,73
FeO
12,84
12,57
13,14
12,21
12,67
12,32
13,04
MO
003
002
o 02
0
o 14
001
0
Mi)
15,35
16,15
15,62
15,48
16,13
15,24
16,1
Q:.()
0
008
0
0
0
002
0
Cr203
0
0
0
0
0
0
0,06
NiO
0,1
0,06
0,06
0,1
0
0,1
0,03
Na20
o 16
0,12
0
o 1
o 11
009
o 1
K20
9,72
8,44
10,01
9,87
9,48
9,58
9,56
TOTAL
94 21
92 25
9357
9309
949
9504
9617
FORMULE STRUCTURALE (22 Oxygènes)
Si
55678
5 5674
5483
55569
5 6197 54653
55505
AIIV
2,4322
2,4326
2,517
2,4431
2,3803 2,5347
2,4495
AIVI
0,6324
0,5386
0,5574
0,6368
0,6054
0,6755
0,5575
Cr
0
0
0
0
0
0
00069
Fe
1,6029 1,5917 1,6608 1,5407 1,5633 1,5178 1,5908
Ni
o 012 o 0073 00073 o 0121
0
o 0119 00035
rvb
3,4152
3,6447
3,5186 3,4813 3,5471
3,3463
3,5006
Mn
0,0038
0,0026
0,0026
0
0,0175
0,0012
0
Ti
0,1426
o 1583 o 1341 o 1339 o 1232 02304 o 1898
Ca
0
0,013
0
0
0
0,0032
0
Na
0,0463
0,0352
0
00293
00315
00257
00283
K
1,8508
1,6301
1,9298 1,8997 1,7842 1,8002
1,779
Tab. 23 - Composition chimique etformules structurales (22 oxygènes) des biotites en
veinules dans les tufs èpiclastiques)

2-tO
VIII· Synthèse
Notons d'abord, que, quelque soit la roche concernée, les teneurs en Na et Ca sont
très faibles. Cela est conforme à ce que l'on observe dans la plupart des altérations à
micas blancs de basse température où la contribution du pôle paragonitique est très
faible (Lambert,1969; Leroy et Cathélineau, 1982).
Plus fondamentalement, les données recueillies permettent de définir que les
altérations qui accomagnent l'or ont affecté l'ensemble des formations et en particulier
les roches volcaniques de la Daléma. Elles se marquent surtout par:
- 1°) une chloritisation qui affecte certains minéraux ferromagnésiens sans doute des
pyroxènes. Cette altération est accompagnée d'un développement de phengite, de
carbonate (calcite, ankérite), parfois d'albite ou de quartz;
- 2°) une albitisation des plagioclases également accompagnée par la formation de
phengite et de carbonate (calcite);
- 3°) ces phénomènes vont de pair avec une circulation de fluides dans les
microfissures. Elles provoquent un dépôt de silice et de carbonates, surtout de calcite et
le développement des associations suivantes: alibite ou quartz + mica blanc; et calcite ±
quartz ± micas blancs.
On peut donc proposer les évolutions suivantes:
1°) Pyroxène (?) donne chlorite + calcite/ankérite + phengite ± quartz ± albite
2°) Plagioclase An 30 à 60 donne albite + phengite + calcite;
3°) un enrichissement en quartz de la mésostase de certaines laves andésitiques dû à
la destabilisation de certains silicates notamment les plagioclases.
IX· Conclusion
Soulignons d'abord que les phénomènes observés:
1)- sont très comparables d'un point à l'autre, sans montrer de différence marquée;
2)- ils ne présentent pas de caractéristiques thermiques ou géochimiques
particulières par rapport à l'ensemble régional encaissant

241
On peut donc affirmer que les phénomènes qui ont donné naissance à ces
altérations, ne sont pas étrangers au contexte même où elles se développent. On ne peut
invoquer par exemple, l'existence de foyers hydrothermaux distaux, émettant des
fluides de température différente, plus haute que celle de l'encaissant des zones altérées,
fluides dont l'action à distance se marquerait par l'apparition de paragénèse de
température plus élevées que celle qui règne dans cet encaissant.
Au contraire les phénomènes observés cadrent bien, du point de vue géochimique,
avec une autochtonie plus ou moins fone des éléments présents dans les altérations. Du
point de vue thermique, ils s'intègrent également dans le contexte régional.
Par ailleurs ces phénomènes ne peuvent se concevoir que si le milieu est riche en
volatils, H20 et C02. Ces fluides sont nécessaires pour la croissance et la stabilité
respective des silicates hydroxylés et des carbonates et pour la genèse des dépôts qui se
forment dans les veinules sécantes. Nous nous trouvons ici dans une ambiance de
métamorphisme léger, propice à la mobilisation de l'or et éventuellement à sa
migration.
En d'autres termes, les conditions de milieu données par l'étude des altérations liées
aux minéralisations aurifères correspondent bien à une ambiance régionale
effectivement épizonale. L'or présent dans le milieu resté riches en fluides, est
mobilisable et tranportable, pouvant ainsi se déplacer vers les zones de drainage de
fluides, en particulier les shear-zones, particulièrement abondantes dans la région
considérée (Ndiaye, 1986). Les résultat obtenus expliqueraient donc, non pas pourquoi
l'or se trouve là où il est dans les secteurs minéralisés étudiés, mais dans quelles
conditions il se mobilise et est susceptible de se déplacer dans la région considérée.
Il semble en particulier inutile d'invoquer des venues profondes de fluides, à partir
de domaines où les pressions partielles de fluides sont classiquement bien moindres
qu'en milieu épizonal. Cependant des venues profondes de fluides, liées à des
remobilisations de matériaux superficiels subductés ou enfouis par tout autre processus,
ne peuvent être que favorables, en maintenant ou en augmentant les pressions partielles
locales. Remarquons cependant que le milieu métamorphique dans son ensemble
semble suffisamment riche en fluides. Nous pensons en particulier au Cü2, souvent
supposé d'origine profonde. Le stock carbonaté volcanosédimentaire est ici loin d'être
négligeable, et un apport extérieur abyssal apparaît superflu. De plus de telles venues
risquent fort d'être canalisées précisément par les fractures ou shear-zones profondes, et
donc parfaitement incapables de remobiliser un stock aurifère vers les partie distale de
ces encaissants. Une remobilisation de l'or du birimien ne se conçoit bien qu'à partir du

242
déplacement des fluides imprégnant l'encaissant, à condition bien évidemment que leur
composition leur permettent d'abord une mobilisation; ensuite un transport.

PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Les altérations hydrothermales

Planche UI - 1
1. - Chloritisation et calcitisation d\\m ferromagnésien dans une trachyandésite. La
chlorite (Ch) et la calcite (C) sont entourées d'une courronne de minéraux opaques
2. - Idem. photo précédente. Ici chlorite (ch) et calcite (c) ne sont pas entourées par la
courronne de minéraux opaques.
3. - Plage de calcite (c) secondaire dans une albitite mésocrate.
4. - Calcitisation dans une albitite mélanocrate.C = calcite


Planche III - 2
(Alrérarùms hyâror/zemzales)
1. - Muscovitisation le long d'une microfracture remplie de quartz dans une albitite
leucocrate. m = muscovite; Q = quartz
2. - Phénomène d'albitisation : veinule à quartz et albite dans un quartzite fin (Kafori)
P = plagioclase de type albite; Q = quartz
3. - Muscovitisation d'un plagioclase dans une veinule à quartz-plagioclase qui affecte
un tuf à ciment de tourmaline. m = muscovite
4. - Muscovitisation et calcitisation de plagioclase dans une albitite mélanocrate.
C = calcite; m = muscovite

Planche III - 3
(A Itérations hydrothermales)
1. - Muscovitisation et chloritisation dans une albitite mésocrate
C = calcite; Ch = chlorite; M = muscovite
2. - Carbonatation dans une albitite mésocrate. C = calcite; P = plagioclase
3. - Plage de calcite et muscovite dans unealbitite mésocrate
C = calcite; M = muscovite; P = plagioclase
4. - Muscovitisation et carbonatation: plage de micas blanc et de carbonate automorphe
dans une albite mésocrate. C = calcite; M = muscovite; P = plagioclase


Planche III - 4
(A Itérations hyârothermales)
1.- Carbonatation et muscovitisation : veinule à calcite, muscovite et quartz dans un
tuf épiclastique. C = calcite. Le minéral qui polarise en bleu est la muscovite
2. - Carbonatation et chloritisation : veinule de calcite et chlorite dans un tuf
épiclastique. C = calcite; CH = chlorite
3. - Biotitisation : veinule de biotitite à quartz dans un tuf épiclastique. B = biotite


Planche III - 5
(Altérations Izydrotlzermales)
1. - Silicification dans un tuf à ciment de toum1aline s'exprimant sous forme de veinule
et de nodules de quartzeux.
2. - Détail de la roche précédente montrant une veinule de quartz qui recoupe une
nodule formée essentiellement de quartz et de rares plagioclases destabilisés en
muscovite
3. - Silicification sous forme de veinule de quartz dans un quartzite à biotite


257
ONQUIB,Œ. JPARTIJE-1LJES MIINlElRAUSATIONS
CHAPITRE 1- GENERALITES SUR L'OR DE L'AFRIQUE DE L'OUEST.
1- Introduction
L'exploitation à grande échelle de l'or du Birimien de l'Afrique de l'Ouest remonte
au Moyen-Age, à la suite de l'épuisement des gisements européens (péninsule Ibérique,
Gaule, Dacie) pendant l'Empire romain. Cet or était principalement utilisé comme
monnaie d'échange contre le sel des salines sahariennes, puis de là passait dans le
monde méditerranéen. Au début des temps modernes, le but initial des navigateurs
portugais fut de découvrir une route maritime qui leur permette d'atteindre ces zones
aurifères birimiennes, en évitant la voie trans-saharienne qui était interdite aux
chrétiens. Leurs premières étapes, au débouché des pistes caravanières sud-sahariennes
sur l'Atlantique, furent le Rio-de-Oro et le Banc d'Arguin. On remarquera que ce
premier nom ne s'explique pas à cause d'une quelconque richesse minière de cette
région, mais bien par cet ancien rôle de débouché commercial. Le désir de se
rapprocher des zones d'exploitation menèrent rapidement les portugais à l'embouchure
du fleuve Sénégal, voie d'accés beaucoup plus directe aux régions productrices. Plus au
Sud, le Birrimien aurifère s'approche du littoral dans le Golfe de Guinée (d'où le nom de
Côte de l'Or, ou Gold Coast, du Ghana). Il fut rapidement atteint à son tour par les
caravelles. Plus loin, cette exploration des côtes africaine à la recherche du métal
précieux, permit de reconnaître d'autres zones productrices, associées à des ensembles
géologiques différents. Passé l'Angola, cette quête du métal jaune fut relayée par celle
de la route des Indes.
L'importance primordiale à la fin du Moyen-Age, dans l'Ancien Monde, de cet or
africain, a donc déterminé et initié le cycle des grandes découvertes. Cependant, c'est
cet élan exploratoire qui allait faire passer cette ressource minière au second plan. Cette
éclipse est due à la recherche par les espagnols, d'une nouvelle route vers l'Orient.
Comme chacun sait, cette concurence entraina la découverte de l'Amérique, qui
entraina très vite celle des trésors thésaurisés par les aztèques, les incas et d'autres pré-
colombiens du Mexique, du Pérou, de Colombie. Après l'épuisement de ces réserves,
des découvertes successives, comme l'or de Sibérie, ceux de Californie, d'Alaska,
d'Australie, et surtout d'Afrique du Sud (Witwatersrand), ont maintenu l'or du

258
Birrimien dans un oubli relatif, tendance qui a été accentuée par diverses difficultés
locales, en particulier la faible teneur relative des placers exploités depuis des siècles.
II· Les travaux récents du Bureau de Recherches Géologiques et Minières
(B.R.G.M.)
Milési et al. (1989) ont publié un important document qui fait le point sur les
minéralisations aurifères en Afrique de l'Ouest.
Selon ces auteurs, les minéralisations aurifères sont concentrées dans des
formations sédimentaires et volcanosédimentaires de l'Archéen et surtout du
Protérozoïque inférieur.Les gisements du Ghana représentent les gisements de
références dans la littérature internationale. Parmi ces gisements, on peut citer ceux des
district de Tarkwa, d'Ashanti, de Presta et de Bibiani; les premiers sont interprétés
comme des paléoplacers, les seconds correspondent à des colonnes de minerais sulfurés
disséminés et fou quartzeux. D'autres gisements ont été découverts récemment dans
d'autres régions. C'est le cas du gisement d'or de sabodala (Sénégal), des grès à
tourmaline aurifères de loulo (Mali), des roches basiques à sulfures disséminés de
Syama (Mali), de Yaouré (Côte d'Ivoire) mais aussi de diverses présentations
discordantes de morphologie variée (filon, lentille, colonne, silicification de forme
irrégulière) découvertes à Kalana au Mali, à Poura au Burkina Faso.
Milési et al.(op. cit.) ont par ailleurs proposé une classification des différentes
minéralisations en 7 types basée sur la nature des roches encaissantes, le type de
structure hôte, la géométrie des corps minéralisés et leur paragénèse. En ce qui
concerne les minéralisations primaires les principaux types sont:
- Type 1: minéralisation encaissée dans des turbidites tourmalinisées (Loulo, Mali).
Ces minéralisation, dans lesquelles l'or est associé à des sulfures représente une
variante du type "turbidites-hosted gold deposits" de la littérature anglo-saxonne. Elles
sont carctérisées par une tourmalinisation intense des roches hôtes détritiques qui
affectent certains niveaux particuliers de la succession lithologique de l'ensemble Blet
présente une extension régionale.
- Type 2 : minéralisation à sulfures disséminés encaissées dans des roches
volcaniquesou plutoniques (Yaouré, Côte d'Ivoire, Syama, Mali).
- Type 3: conglomérats aurifères (district de Tarkwa, Ghana).
- Type 4 : minéralistion discordantes à arsénopyrite (Ashanti, Ghana).
- Type 5 : minéralisations quartzeuses discordantes à or natif et sulfures
polymétalliques (Poura, Bourkina faso; Kalana, Mali; Sabodala, Sénégal).
Pour les minéralisations minéralisations secondaires on peut citer:
- Type 6 : placers alluviaux et éluviaux.
- Type 7: gîtes latéritiques (Ity, Côte d'Ivoire).

259
Tab. 24 - Principaux gîtes d'or du Protérozoïque inférieur (Birimien) d'Afrique de
l'Ouest (Milési et al., 1989)
A

Rl!se.ves géologiques
Encaissant
Position
Type
eVou production
Pays
Gttes
lithologique
stcuetu.ale
degtte
Morphologie
Di.ec:tion
pusée
Country
Orotkposiu
Lithologicol
Structural
TYlHofore
Morpltology
Orientation
CkologiaJl ~"n
Itostrod
position
tkPOllit
and/or paIIt production
(t)
BURKINA
Poura
B2
postD3
5
1
Nt5O"E
10·50
FASO
Bouroum
Bl,B2,81·8Z
D2
5
1
N-S - N 16O"E
1-10
Bayildiaga
Bl·gr.
D2·postD2
5
1
N20"E
1·10
Gui.o
gr,Bt
D2-postD2
5
1
N55"E
1- tO
N80"E
Tapa.ko
81-8Z
synD2
5
1
N155"E
I-tO
Essakan
gr,B17
D2- postD2
5?
*
Nt5O"E
t-l0
Belahouro
B17
D2- postD2
5
1
N-S
t-l0
Diouga
B2. BI-8Z
D3ou/or
5
1-
N60"E
1
postD2
Gangaol
BI, 81-8Z
D3ou/or
5
1
N65"E
:s 1
postD2
Kiéré (Mn, Au)
81, 81-8Z
D2-postD2
5
1
N-S· N l5O"E
:sI
Kwademen
B2
D3
2,5
-
N45"E
:sI
Koupela - Nagsene
B17
D3
5
*
N45"E
:SI
Aribinda-Fetekole
B17
postD2
5
1
N 15O"E
:SI
Margo
BI, granitogneiss
7
57
1
N45°
:sI
graniâc gnew
NongoFaéré
BI
7
57
1
N-S
s i
Do..i
827
D2
5
1
N-S
:s 17
Diossi
BI?
D2
5?
1
NNW-SSE
:s 17
COTE-
Ity
BI
D2Wto
7
0
N300E
10-50
D1VOIRE
tardi D2
Yaou.é-Angovia
B2
DO
2
0
N20"E
5-20
Hiré : Akassi-so,
diorite,Bl
D3?ou/or
5
-1
N7O"E
1-10
Agbalé
postD2
Sanwi : Asupiri
BI
D2,postD2
4
-1
N5O"E
1-10
Sanwi : Aniuri
BI
D2.postD2
4
0
N5O"E
:sI
Noho
BI
D2
4,57
1-
N45"E
:sI
Aluesy
gr.
7
4,57
1
N-S
s i
Kokumbo
B2
D27
2,(4,5)7
-
N25"E-
:SI
N45"E
Kpolessou
B2
D2?
2,5?
-
N2O"E
:SI
.
Gueya
BI
7
5
1
N45"E
:sI
Doui
gruûtogneiss
7
5
1
N45"E
:sI
graniâcgnew
GHANA
Obuasi (Ashanti
BI. 81-82
D2,tardiD2
4
0 -
N45"E
700
Gold Mines)
D2tateD2
Prestea
B1,BI-8Z
D2,tardiD2
4
' 0 -
N45"E
200-300
D2 tateD2
Tarkwa district--
"Tarkw.- ( B2)
3
0
200-300
..
Bibianî
BI, BI-B2
D2,D3
4,57
-
N5O"E
50-100
Konongo
BI, 81-82
D2
4 ..
-
N4O"E
10·50
Ntronang
'"l'a.kw.- B2
3
0
N6O"E
1-10
..
..
Colonne posItIOn structurale 1Structural poIIition:
fi.Iou/UCÎII
D3 (.........nt llT&ol: p6riodo dAI mioo oa p~ dAlla..u..raIiutioa d....... la phoM D3
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~!ltir:: - Principaux gîtes d'or du Protérozoïque inférieur (.. Birrimien ,.j'd'Afrique de l'Ouest.
Main Lower Proterozoic gold deposits of West Africa.
: :
Arch. : ArchéenlArchean ; BI : Ensemble BI/BI Unit: Bassins sédimentaires!Sedimentary basins; B2 : Ensemble B2IB2 Unit : Sillons volcaniques!
Volcœüc troughs ; Tarkw. : TarkwaienlTarkwaian ; Bl-B2 : Contact Bl-B2IBI-B2boundary ; DO: Fraeturation précoce anté-5Chisteuse (ensemble
Blou B2)/Pre-deformation fracturing in BI or B2 rocks; Dl, D2, D3 : Phases successives de déformations synmétamorphes éburnéennes/Successive
Ebumean synmetamorphic deformation phases; gr. : Granitoïdes/Granitoid ; gr. D2 .:idem syn D2Iid. syn. D2 ; UB : UltrabasitelUltrabasite rock;
UB-B : Complexe basique-ultrabasique/Basic-ultrabasic complex. ; congl. : ConglomératlConglomerate ; B.I.F. : Quartzite ferrifère, Itabirite/
Banded Iron Formation; Fe : Minéralisation ferrifère stratifonne affectée par un métamorphisme de contaetJStratiform Iron mineralization affected
by contad metamorphism ; FeO : id. avec altération latéritique/id. with lateritic alteration ; magn. : Minerai magnétique/Magnetic ore.
,

260
Tab. 24 - Principaux: gites d'or du Protérozoïque inférieur (Birimien) d'Afrique de
l'Ouest (Milési et al., 1989) (suite)
B
Réserves géologiques
Encaissant
Position
Type
eVou production
Pays
Gites
lithologique
structurale
de gtte
Morphologie
Oire<:tion
passée
Cou"try
0" rkposits
Litholagical
Structural
Type o(ore
Mo rphology
One"totio"
Ceological reserves
host rock
position
rkposit
a "dior post production
(t)
GHANA
Marlu. Bogosu
BI. BI-B2
02. post 02
4
0-
:-.I30"E
1 - 10
Ounkwa
BI
6
V
1 - 10
Akrokerri.
BI
02?
51
-
N-S
1 - 10
Mampamvhe
Obuom
BI
02
4.5
1
N 40"E
1
Antubia
BI. contact BI-gr.
021031
5
-
N 45°E
:$1
Sewum-Tokosea
81-B2
02
51
1
N 300E
:$1
Akropong group:
BI
02
5
1
N45°E
Sol
Atasi. Bokitsi
Bilpraw
BI. gr.
02?
51
1
N lO"E
:$1
Akoko
B2,gr.
1
51
-
N45°E
s 1
Akanko
82
1
51
1
N45°E
:$1
Kanyankaw
B2
1
51
-
N45°E
:$1
Adiawso Mine
B2
1
51
-
N-S
s I
Kibi
Bl.B2
02
51
-
N-S
SI
Nangodi
B2, B1-B2
02,(031)
4.51
-
N45°E
SI
Zug
gr. BI-B2
02,(031)
4,51
1
N 45"E
s i
Miradani
Bl,gr.
02
51
*
N45°E
s i
Chichiwere
BI-B2
02
51
-
SI
Bole
Bl·B2
1
1
ind
1
:$ 11
!
Ookurupe
BI-B2
1
1
ind
?
:$ 11
1
Tano
BI
6
V
l,
GUINEE 1
Banora
BI
post 02
5
1
*
N700E
1 - 10
GUINEA
Lero
BI
post 02
1
°
NBooE
1 - 10
Fatoya district,
BI
5,6
*V
1 - 10
Oidi Koron
Jean, Gobelé
B2
post 02
5
1
N500E
1·10
Filon Bleu
B2,BI-B2
02, post 02
5
1
N-S
s i
MALI
LouloO
BI
DO, 02
1
0*
N 20"E
10-50
OUEST 1
Loulo3
BI
DO, 02
1
0*
N200E
1 - 10
WEsrERN
P64
BI
DO, 02
1
0*
N500E
1·10
MAU
Medinandi
BI
02,DO<?>
5
1
N200E
1·10
Sanoukou
BI
02
4,5
'*
N20"E
s i
Oiabarou
BI
02
5
1
N25°E
s i
MAU
Kalana
B1,gr.
post 02
5
1
N-S
10 ·50
SUOI
SOUHERN
Syarna
B2, Bl·B2
DO, 02
2,7
°
N·S
10 -50
MAU
Kodieran
BI
post 02
5
1
N-S
1 - 10
NIGER
KabaBangou
B2,gr.
post 02
51
*
N 45"E, E-W
:$1
Doba
Bl·B2
D31oulor
51
1
N 45°E,
s i
past02
NBooE
Mbanga.
82
02,postD2
51
-
N45°E
s i
ToureySud
Tiawa
82
031
51
-
N20oE,
s i
N 1700E
SENEGAL
Sabodala
B2
D2,pastD2
5
*
N-S-N20oE
10-50
Kérékounda
B2
D2,post02
5
-
N50°
1-10
TOGO
Agbandi
Protérozoïque 1
1
1
ind.
1
s 11
ProkrozoÎC ?
• Types de gisement d'or - Type of ore deposit :
1 : Minéralisations encaissées dans des turbidites tourmaliniséeslTounnaline - turbidite - hosted gold deposit ; 2 : Minéralisations encaissées dans des
roches volcaniqueslVolcanic -/wsted gold deposit ; 3 : Conglomérat auriIèrelGold bearing conglomerate ; 4 : Minéralisation discordante (Au, As)/
Au-As lode ; 5 : Minéralisation discordante (Au et traces de métaux de base)/Au - base metallode ; 6 : Placers/Placers; 7 : Gîtes latéritiques!
Lateritic ore deposits.
• : Tarkwa district: old Tarkwa + Abosso, Tarkwa Goldfield, Teberedie, Iduapriem ...

261
Le tableau 24 (Milési ct al., 1989) donne les principaux gisements et gîtes de
l'Afrique de l'Ouest (qui renferment 0,1 t d'or) avec des précisions sur leurs
carctéristiques essentielles.
A propos des gîtes du Sénégal seuls deux ont été signalés dans les deux tableaux; il
s'agit de Sabodala et de Kérékunda qui ont été classés panni les minéralisations de type
5 (minéralisations quartzeuses discordantes à or natif et sulfures polymétalliques avec
respectivement des réserves entre lü-50t d'or et l-lOt . Sous ce rapport, le Sénégal se
situe en sixième position parmi les pays qui disposent de réserves d'or en Afrique de
l'Ouest. Le Sénégal est placée loin derrière le Ghana, le Burkina Faso, la Côte dIvoire,
le Mali, la Guinée et le Niger. TI se trouve devant devant le Togo.
Les travaux récents entrepris au Mali, au Burkina Faso ont pennis de découvrir de
gîtes dont certains sont de type nouveau et seront bientôt mis en exploitation.De plus
les gisements et gîtes du Sénégal sont parmi les moins bien connu parmi ceux décrits
parleBRGM.
Nous pensons que le Sénégal, comme d'ailleurs beaucoup de terrains
Protérozoïques des pays de l'Afrique de l'Ouest sont très mal connus et qui pourraient
renfermer d'importants gîtes aurifères. C'est ce qu'ont compris récemment les
nombreux demandeurs de permis d'exploration dans certains de ces pays.(Burkina
Faso, Mali, Sénégal).
CHAPITRE 2 - LES VECTEURS DE L'OR PRIMAIRE: ETUDE DES PYRITES
AURIFERES
1· Introduction
Dans la région étudiée, les minéralisations et ·préconcentrations aurifères
apparaissent assez systématiquement liées à l'existence de concentrations sulfurées,
essentiellement pyriteuses, et cela aussi bien,
1°) à partir de la nature variée de la roche support: magmatique, comme les albitites
de Bantanko, volcano-sédimentaire, comme les tufs de la Daléma, vraisemblablement
exhalatifs comme certains chens, sédimentaire comme les quartzites de Garabouréa ou
du Sud de Moussala,
2°) que selon l'origine du sulfure, d'hydrothermal au sens large à métasédimentaire..
fi convient donc d'étudier ce minéral hôte dans ses différents encaissants.

11- Conditions d'analyses
L'utilisation du microscopL ll1étallogLlphiquc Ile permet pas toujours de détem1iner
si un minéral est aurifère. En complément de l'analyse métallographique classique, il
s'avère donc nécessaire d'utiliser d'autres méthodes pour rechercher quelles sont les
phases minéralisées et sous quelle fom1e se distribue l'or. L'utilisation de la microsonde
électronique appporte quelques précisions supplémentaires, mais ses limites de
détection restent relativement élevées (autour de 400-500ppm) et ne lèvent pas toujours
l'ambiguité quant à la présence d'or dans le minéral étudié.
Cependant, outre la détection, l'analyse à la microsonde électronique permet
d'obtenir, lorsque les teneurs sont suffisantes, une analyse ponctuelle fiable, sous
certaines réserves. En effet, il faut signaler que les analyses ponctuelles d'or à la
microsonde électronique présentent le plus souvent des difficultés d'interprétation du
fait de la dispersion des résultats. On peut supposer que l'or se distribue de façon
hétérogène dans les minéraux porteurs, en particulier dans les sulfures. Ce fait empèche
souvent d'extrapoler d'un point d'analyse à un autre. En conséquence il est difficile
d'établir des cartes significatives de teneurs.
Les analyses ponctuelles quantitatives ont été effectuées à la microsonde du Service
commun d'analyse des Université de Nancy-Besançon-Strasbourg (France). Les
analyses spectrométriques ponctuelles qualitatives et semiquantitatives ont été
effectuées au Service commun d'analyse de l'Université de Trente (Italie).
Nous avons présenté sous forme d'histogramme les teneurs significatives. La même
présentation a été également adoptée pour les éléments en trace accompagnant l'or dans
les sulfures.
III- Etude des pyrites
III-l- Pyrites à or exprimé
;
Sans ce cas, de l'or natif apparait à l'intérieur des cristaux pyriteux, mais il faut
souligner que ces individus sont plus ou moins altérés en hydroxydes et autres
minéraux secondaires de fer.

263
111-1-1- Dans les veines de quartz des albitites de Bantanko
Les affleurements d'albitites minéralisées suivent un axe Nord-Sud, tout au long de
la vallée de la Falémé entre les villages de Mahina-mine et de Boféto. Ces roches sont
nettement plus abondantes au sein des roches sédimentaires et volcano-sédimentaires
(où elles représentent d'ailleurs les seules intrusions), que dans les roches volcano-
plutoniques.
Ces albitites forment des dykes subverticaux d'une dizaine de mètres de puissance,
orientés E-W, perpendiculairement à l'axe N-S Mahina-Boféto. Cette disposition
correspond au cas classique des saddle-reefs, comme nous l'avons précédemment
Le contact de ces roches avec l'encaissant sédimentaire et volcano-sédimentaire a
été observé en plusieurs endroits. Par exemple, dans le lit de la Falémé à la hauteur du
village de Madina, ces roches recoupent des schistes; au S-E du village de Bantanko,
elles sont au contact de tufs acides à ciment secondaire de tounnaline. A Madina le
contact, bien tranché, est concordant avec la schistosité; à Bantanko, il se fait à
l'emportepièce.
Cependant, il est parfois difficile de distinguer cette albitite d'une roche siliceuse
blanche, riche en pyrite, qui l'accompagne localement. Généralement développée au
contact de l'albitite, ce quartzite existe en enclaves intrafiloniennes au sud de
Garabouréa. Sur le terrain, seule la résistance inégale au coup du marteau pennet de
faire la différence, la quartzite étant plus dure.
Nous avons été amenés à penser que cette quartzite correspondait à une
silicification de l'encaissant par l'albitite, accompagnée d'une pyritisation lors de la mise
en place des dykes.
Il faut enfin signaler que ces dykes sont traversés par des veinules de tounnalines et
par des filons de quartz dont certains sont aurifères.
l'analyse d'or effectuée chez Caleb Brett international concernait un échantillon
composite d'albitite et de filon à pyrite; le"résultat obtenu est de 180 ppb Au.
lill-!-!-!- Description des veinules minéralisées
Des veines de quartz ont été observés dans la plupart des affleurements d'albitite
tout au long de l'axe Mahina - Boféto. C'est au niveau de Bantanko à la hauteur du
marigot Bandiassé, là où l'albitite est en contact avec les tufs acides à ciment secondaire
de tounnaline, que nous avons effectué une étude détaillée. Deux catégories de veines
de quartz ont été identifiées: des veines stériles, et des veinules à pyrite et or.

26.t
Les veinules min~ralisées sont injectées d:~ns des fractures orientées N85°E ; leur
largeur varie entre 1 et 10 mm. Le remplissage est formé de quartz blanc et de cubes de
pyrite altérée.
111-1-1-2- Description au microscope à transmission
On note au microscope que les veinules sont formés essentiellement de cristaux de
quartz xénomorphes, jointifs, à extinction roulante. Ces cristaux sont recoupés par des
fractures perpendiculaires ou parallèles à la direction de la veinule. Dans les fractures
parallèles, et surtout au niveau du contact veinule-albitite, on note une intense
cristallisation d'une phyllite de type muscovite. On observe aussi des muscovites de
taille plus réduite au contact des cristaux de quartz des veinules. Il faut signaler enfin la
présence de minéraux opaques correspondant à des cristaux de pyrite et d'or (voir ci-
dessous).
111-1-1-3- Description au microscope à réflexion
Dans la gangue essentiellement quartzeuse, les cristaux de pyrite s'alignent selon
l'orientation N85°E de la veinule. Leur taille est de l'ordre du millimètre. Ils sont isolés
ou accolés, xénomorphes ou subautomorphes cubiques, transformés presque
complètement en limonite de couleur noir bleuté. Ces cristaux sont généralement
presque totalement oxydés, c'est pourquoi macroscopiquement ils ont un aspect sombre.
Cette altération est irrégulière, ponctuelle à l'intérieur d'un cristal donné. Dans les
secteurs altérés, on observe des cristallisations d'or jaune vif, de l'ordre de 5 /-lm,
séparées de la pyrite par une frange de limonite (photo 1 à 3, pl. IV-l). Cette
disposition n'est pas générale et des plages d'or peuvent apparaître directement dans la
pyrite inaltérée.
111-1-1-4- Analyse au microscope électronique à balayage
Nous avons étudié les inclusions d'or et les cubes de pyrite associés gràce à un
spectromètre couplé au M.E.B. du Service commun d'analyse de l'Université de Trente
(Italie). Les résultats obtenus sont d'ordre qualitatif et semi quantitatif.
l'or libre des inclusions
- Résultats qualitatifs: les spectres obtenus par analyse ponctuelle sont caractérisés
par un premier pic d'or nettement plus important que le pic principal des autres
éléments détectés, notamment Si et Fe.

265
- Résultats semiquantitatifs: le tableau 25 ci-dessous donne les résultats
semiquantitatifs des analyses ponctuelles des inclusions d'or. Les trois analyses ont été
effectuées sur trois inclusions différentes d'or.
N° An.
1081-14
1081-15
1081-18
Au
94,17
91,64
94,04
Fe
4,21
6,88
5,19
Si
1,62
1,42
0,77
Tab/. 25 - Analyse chimique des inclusions d'or contenues dans les pyrites des
veinules de quartz qui recoupent les albitites de Bantanko
On peut faire les remarques suivantes:
- Les inclusions sont essentiellement formées d'or, en teneur élevée;
- l'argent et le cuivre n'ont pas été décelés;
- Le fer est faiblement représenté, de l'ordre de 5%. Sa présence dans de l'or pris
dans un support pyriteux est normale;
- La silice est présente en faible quantité, en tant qu'impureté due à la gangue.
le matériel oxydé provenant de la pyrite
Analyses des données spectrométriques
L'analyse ponctuelle de la limonite provenant de la pseudomorphose des pyrites on
fait apparaître pour l'essentiel les pics du fer et du silicium, correspondants en valeur
semi-quantitatives à des ordres de 95 et 5%. Le pic de S est absent. Cette absence du
soufre montre que l'oxydation des cristaux de pyrite n'a donné que des hydroxydes, sans
que les sulfates soient restés en place. Les éléments en trace ont été recherchés (Co, Ni,
Cu, As, Ag, Sb et Au). Seul l'or semble bien représenté avec des teneurs qui seraient de
l'ordre de 1% ? (1,88 ; 1,787; 1,493; 1,324 %, avec toutes les réserves qui s'imposent
dans ce type d'analyse). Signalons encore la présence d'argent à des teneurs bien
moindre, de l'ordre de 0,2 % (?) dans deux échantillons. Deux autres éléments sont
encore apparus: le nickel dans deux analyses, aux alentours de 0,15%, et l'arsenic en
trace dans un seul cas.
Cette limonite serait donc aurifère, à de fortes teneurs, peut être égales ou
supérieures à 1%.

266
111-1-2- Dans les filons de qU:lI-tz de GaralJouréa
III-1-2-1-Description des affleurements porteurs de la minéralisations
La zone de Garabouréa est à l'intersection de failles NE et d'une zone broyée Est-
Ouest que l'on peut suivre sur le terrain sur 400 à 700m. Les roches encaissantes, des
volcanites acides et des albitites, sont quartzifiées et sulfurées. Parfois elles sont
transformées jusqu'à l'état de quartzite secondaire et sont alors recoupées et pénétrées
de minces filon nets de quartz. Les fissures sont remplies d'argile tectonique et de
quartz.
Dans les filons, le quartz est blanc grisâtre à gros et moyen grain, sa structure
rubanée ou bréchifom1e. Dans les filonnets, il est transparent à grain fin.
La Mission Sénégalo-soviétique, qui s'est intéressé pour la première fois à la
recherche aurifère dans le secteur de Garabouréa, avaient effectué des tranchées. Ces
tranchées ont été de nouveau échantillonnées par Walter et Chantraine (1974). A leur
suite Lulzac (1975) a complété la grille géochimique et foncé 16 tranchées nouvelles.
Les filons de quartz minéralisé n'affleurent pas, mais leur direction E-W est bien
soulignée par les travaux d'orpaillage. C'est au niveau de ces excavations que nous
avons effectué notre échantillonnage.
L'encaissant des filons est visible sur les tas de cailloux provenant des excavations
(pL). Il s'agit de tufs épiclastiques de couleur rose et d'albitite leucocrate.
Ill-1-2-2- Description macroscopique
Dans les filons, le quartz est blanc grisâtre à gros et moyen grain; sa structure est
rubanée ou bréchiforme. Dans les filonnets, il est transparent, à grain fin. On observe
par endroit des taches noires qui correspondent à des pyrites oxydées formant des box
works. Des pépites d'or dont la taille peut atteindre 3 mm, sont visibles à l'oeil nu dans
ces box works. De nombreuses pyrites fraiches, où l'or n'apparaît pas à l'oeil nu, sont
observables sur tous les échantillons.
Ill-1-2-3-Description des sections polies
Dans une gangue homogène essentiellement quartzeuse, on observe des cristaux de
pyrite de taille variable, de l'ordre de quelques millimètres. Ces pyrite renferment le
plus souvent des mouches d'or en inclusion en inclusion. Nous n'avons pas observé d'or
libre dans la gangue.

267
111-1·2-4- Données chimiques
Analyse de roche totale
Un échantillon du filon de quartz de Garabouréa a été analysé chez Caleb Brett
International. La teneur obtenue correspond à la limite supérieur de détection de la
méthode d'analyse utilisée, c'est à dire 1O.000ppb, soit lOppm.
Analyse à la microsonde électronique
Des analyses ponctuelles ont été effectuées à Nancy sur des pyrites qui,
optiquement, ne montre pas d'or libre. Des résultats partiels figurent sur le tableau 26
ci-dessous. 11s correspondent aux 5 des pyrites contenant de l'or à une teneur détectable.
15 autres échantillons ont été étudiés, sans que l'or y soit détecté avec certitude:
N°An.
4
11
13
17
18
As
0,032
0,000
0,016
0
0,020
S
53,170
53,504
53,543
53,548
53,364
Fe
44,517
44,526
45,040
44,428
44,731
Sb
0,012
0,019
0,000
0,001
0,008
Au
0,175
0,044
0,034
0,027
0,035
Tabl. 26 - Analyses chimiques des pyrites dufilon de quartz de Garabouréa
- compte-tenu des contraintes analytiques précédemment signalées, ces 5 pyrites,
sur les 20 analysées, renferment de l'or invisible à des teneurs suffisantes pour être
significatives. C'est en particulier le cas de l'échantillon n04, avec plus de 0,15% d'or.
Les échantillons rejetés ne sont sans doute pas pour autant réellement stériles, l'or
devant y être présent à des teneurs inférieures aux quelques 400-500 ppm nécessaires à
un bon comptage.
- comme prévu, le soufre et le fer forment l'essentiel des pyrites.
- l' arsénic est absent dans certaines pyrites, mais il peut atteindre quelques 300
ppm.
- l'antimoine atteindrait dans un cas 200 ppm.
- absents du programme utilisé, ni l'argent, ni le cuivre n'ont été dosés.
En conclusion on remarquera que les teneurs en or de ces pyrites, qui sont parfois
élevées, semblent indépendantes des quantités présentes en arsenic et antimoine. Au
demeurant, ces demiéres sont bien moindres.

268
Analyse spectromét/ique
L'analyse aux rayons X des cristaux de pyrite dépourvus de d'or visible
optiquement, n'a fait apparaître que les pics de Fe et S.
111-2- Pyrite à or non exprimé
Dans ce cas l'examen microscopique de la pyrite n'a jamais permis de découvrir de
plages d'or natif. C'est seulement l'analyse chimique qui démontre la présence de ce
métal. Il faut remarquer qu'on a généralement à faire ici à des cristaux inaltérés.
L'absence de ce phénomène ne favorise évidemment pas l'apparition d'or secondaire.
III-2-1-Dans les quartzites de Kafori
III-2-1-1-Description des affieurements et description macroscopique
On observe ces quartzite au sud du secteur étudié. Plus précisément à 3Km du
village de Kafori. La roche affleure sur une cinquantaine de mètres, orientée N 175°E à
pendage vertical. Cette orientation correspond à la schistosité locale.
On observe une alternance de lits quartzeux de différentes teintes, grisâtre à
blanchâtre. Ce rubannement est également parallèle à une schistosité de plan axial de
plis qu'on peut reconnaître en certains endroits.
III-2-1-2-Description microscopique
Les faciès grisâtres sont très riches en pyrites qui se disposent en lits souvent
microplissés, bien visibles en lames minces. Dans les mêmes lames minces, on
reconnaît en outre du quartz et de la calcédonite qui forment une matrice très fine où
s'observent des agrégats recristallisés de quartz et d'albite, ou de calcite. Des minéraux
phylliteux ressemblant à de la séricite; représentent
avec le rutile les minéraux
accessoires. On note également l'existence de nombreuses microfractures remplies par
du quartz recristallisé et/ou de l'albite secondaire.
ID-2-1-3- Description des sections polies
Les cristaux de pyrite sont automorphes ou subautomorphes. Ils sont disséminés
dans la roche, ou ils s'associent en lits plissotés en même temps que la roche au cours de

269
la déformation majeure régionale.
Si certaines d'entre elles sont totalement transformées en limonite, ces pyrites sont
généralement fraiches. Elles ne sont associées à aucun autre sulfure. Leur taille
moyenne est de l'ordre de 0,25 mm.
1II-2-1-4- Données chimiques
Des analyses ponctuelles ont été d'abord effectuées sur divers endroits d'un cristal
subautomorphe, puis sur d'autres cristaux. Puis des analyses en continu à travers un
minéral ont pennis de préciser les zonations éventuelles.
D'après les résultats d'analyse, on peut distinguer deux types de pyrite: aurifères ou
non. On constate que 50% des pyrites étudiées renfennent de l'or décelable. Cet or est
distribué de façon erratique.
D'une manière général on peut noter que
- Fe et S fonnent 99% des pyrites étudiées;
- les teneurs en As peuvent atteindre 2,025 % ce qui est très significatif. Il n' a pas
été possible de lier ces teneurs en arsénic aux teneurs en or. Il est vraisemblable que de
l'arsenopyrite puisse s'exprimer à partir de telles valeurs. Cependant 1/5 des cristaux de
pyrite analysés ne renfennent pas d'arsenic ;
- l'antimoine (Sb) est faiblement représenté. 6 analyses sur 11 présentent de
l'antimoine en trace, avec une valeur atteignant 0,025 % ;
- l'or est réparti de façon hétérogène avec des teneurs calculées qui peuvent
atteindre 470 ppm, à la limite inférieure d'une détection correcte.
ID-2-2- Dans les cherts tufacés de Bantanko
ill-2-2-1- Description macroscopique et description microscopique
Ces chens tufacés affleurent au sud de Bantanko à la hauteur du marigot Bandiassé.
Il s'agit de roches noires, associées à des calcaires et des quartzites, qui sont eux-
mêmes en contact d'une albite contenant des veines de quartz aurifère.
On y observe des cristaux de pyrite automorphes. La plupart d'entre-eux sont situés
dans des microfractures. D'autres sont disséminés dans la roche. La pyrite des fissures
est blanc-jaune alors que celle qui est disséminée est blanche. On observe en outre de la
chalcopyrite libre à coté des cristaux de pyrite.

270
111-2-2-2- Données chimiques
Sur les 13 analyses ponctuelles de pyrite effectuées à la microsonde, 3 (n035, 36 et
37) font apparaître des teneurs relativement significatives (tab.27).
N° An.
35
36
39
40
27
As
0,001
0,144
0,009
0,000
0,168
S
53,372
53,041
53,644
53,254
53,339
Fe
45,664
45,883
46,016
46,104
46,104
Sb
0,035
0,020
0,013
0,008
0,008
Au
0,043
0,046
0,025
0,000
0,000
Tabl. 27 - Analyse chimique des pyrites contenues dans les cherts de Bantanko
On peut faire les remarques suivantes:
- l'arsenic montre des teneurs variables (0,001 à 0,144%); il n' y a pas de relation
évidente entre la présence de cet élément et celle de l'or;
- le soufre et le fer forment environ 99% des pyrites;
- l'antimoine varie très peu comparée à l' arsénic. Sa teneur moyenne est de 0,025
%;
- L'or montre des teneurs supérieures à celles des autres pyrites analysées. Les
teneurs obtenues sont comprises entre 0,013 et 0,046 %, frisant ainsi les 500ppm qui
correspondent en général à la limite inférieure de mesure correcte des teneurs d'or à la
microsonde électronique.
III-2-3- Dans les tufs épiclastiques grossiers de la Daléma
Des grès tuffacés affleurent dans la rivière Daléma, à la hauteur de l'ancien village
de Khouroudiakho (à 300m de la confluence avec la Falémé). Ils sont riches en pyrite
disséminée. On retrouve ce minéral dans les microfissures. Seul, il y présente un aspect
jaune crème et peut facilement s'altérer en limonite. Dans d'autres cas, il est
accompagné de quartz. Il se localise alors en bordure des veines, où il échappe à
l'altération. De toute manière, ce sulfure se présente en cristaux cubiques automorphes
ou sub-automorphes.
III-2-3-1- Analyse des données spectrométriques
L'analyse pontuelle au spectromètre du Service Commun d'Analyse de l'Université
de Trente a fait apparaître pour l'essentielles pics de Fe et de S.

271
111-2-3-2- Analyse des données de la microsonde électronique (Service commun
d'Analyse des Université de Nancy-Besançon-Strasbourg)
Seuls deux des résultats d'analyse sur six, figurent dans le tableau 28 ci-dessous:
N° An.
As
S
Fe
Sb
Au
984-41
0,000
53,254
46,290
0,013
0,025
984-42
0,000
53,086
45,559
0,028
0,032
Tabl. 28 - composition chimique des pyrites contenus dans les tufs épiclastiques
grossiers de la Daléma
Nous n'avons en effet retenu que les deux cristaux où apparait la présence d'or, à des
teneurs limite de détection.
- dans les quelques 6 cristaux analysés, la distribution de l'arsénic semble inverse de
l'or, sans que le petit nombre de données puisse mener à la moindre conclusion;
- l'antimoine est toujours présent et varie de 0,013 et 0,028%
IIT-2-4- Dans l'albitite pyritisée du sud de Moussala
Il s'agit d'un petit affleurement insolite, situé en bordure d'une des nombreuses
intrusions d'albitite de la piste Bambadji-Mahina mine. La roche est très cataclasée et
très riche en cristaux de pyrite. A l'affleurement, ces sulfures sont frais. Ils sont, soit
disséminés dans la masse de la roche, soit localisés dans les nombreuses fractures qui
l'affectent.
ID-2-4-1- Analyses des données spectrométriques
Les analyses effectuées à Trente font apparaître pour l'essentielles pics de Fe et S
Analyse à la microsonde électronique (Service commun d'analyse des
Université de Nancy-Besançon-Strasbourg).
- dans nos analyses, un cristal de pyrite sur deux renfermerait de l'or, mais nous
sommes en dessous de la limite des analyses fiables avec une teneur de l'ordre de 200
ppm;
- l' arsénic présente des teneurs moyennes, avec une analyse à 0,456 % d'As.
- l'antimoine est très bas (0,004%).

272
111-3- Autres cas de pyrites aurifères nOIl confirmés
111-3-1- Dans les quartzites associés aux albititcs
Au sud de Moussala (Mahina-mine) et autour du Garabouréa, on observe des
affleurements de quartzites secondaires étroitement associés aux intrusions d'albitites,
au point qu'il est difficile de distinguer ces deux faciés.
On observe dans ces quartzite de très nombreux cristaux automorphes et
subautomorphes de pyrite. Nous n'avons pas étudié ces sulfures à la microsonde
électronique.
111-3-2- Dans les tufs albitjtiques du marigot Boboti
Dans le marigot Boboti à la hauteur du village portant le même nom, affleure un tuf
sombre riche en pyrite. Ces pyrites forment des cristaux de grande taille (4mm environ
de diamètre), automorphes (en sections hexagonales). Elles sont poëcilitiques, pouvant
englober des cristaux de plagioclase. La déformation cassante subie par la roche a été
bien enregistrée par ces cristaux qui sont recoupés de fissures. Les pyrites sont
destabilisées en limonite, que l'on observe facilement le long des craquelures.
Nous avons observés des sections polies de cette roche au microscope
métallographique, sans trouver de plages d'or dans la limonite. Comme précédemment
ces sulfures plus ou moins oxydés, n'ont pas fait l'objet d'étude à la microsonde
électronique.
111-3-3- Dans les filons de quartz associés aux tufs de Mahina Mine
Un filon de quartz concordant avec les roches encaissantes affleure dans le lit de la
Falémé à la hauteur du village de Mousala Mahina-Mine. Ce filon a la particularité de
renfenner des sulfures disséminés. Il s'agit pour l'essentiel de pyrites automorphes de
dimension millimétrique et de chalcopyrite en plages de taille plus réduite. Egalement
pris dans la gangue quartzeuse, ces deux minéraux ne s'associent cependant pas entre:-
eux.
Aprés un examen optique négatif, ces pyrites n'ont pas été testées à la microsonde.
IV- Conclusion
L'or en roche se concentre donc en grande partie dans la pyrite. Certes, il est
actuellement difficile de mettre en évidence et, a fortiori, de chiffrer un éventuel partage

273
e.ntre cet or sulfuré et le métal en trace qui peut se trouver dans le reste de la roche,
compte-tenu des teneurs infimes que présente ce métal et des difficultés de réussir une
séparation parfaite de la pyrite des autres minéraux. Quoiqu'il en soit, il apparait
légitime de considérer que la plus grande partie de l'or est bien lié à la pyrite, ne serait-
ce que parce que toutes les occurences d'or en roche sont liées à des zones pyriteuses, et
que l'or y est soit:
- visible dans la pyrite fraiche, ce qui est le cas de Garabouréa ;
- visiblement issu des pyrites en voie d'altération, qu'il reste ou non des reliques de
ce minéral, ce qu'on voit à Bantanko.
L'or peut être également présent dans la pyrite sans être détectable, ou facilement
détectable au microscope à réflection. On le met alors en évidence par analyse chimique
ou spectrographique. C'est ici le cas des pyrites de Kafori, Bantanko, la Daléma,
Moussala (Mahina-Mine) et Boboti.
Par ailleurs on connait de l'or libre dans certains filons quartzeux de la région, mais
les filons en question sont systématiquement pyriteux, et l'or libre se trouve
généralement à proximité du sulfure.
Il Ya donc une relation entre l'or et la pyrite. Elle est généralement directe, rarement
indirecte.
Cette relation existe aussi bien dans les filons hydrothermaux au sens large: shear-
zones, que dans les roches sédimentaires ou volcanosédimentaires comme les cherts
pyriteux. Cette relation est un phénomène banal, analysé par différents auteurs comme
Jones et Fleischer (1969) in Handbook of Geochemistry. Selon ces auteurs deux points
importants se dégagent:
- le premier n'est pas surprenant. Il s'agit de la très grande variabilité des teneurs
d'or dans les sulfures analysés;
- plus intéressant, ces teneurs augmentent avec la richesse globale de
l'environnement en ce métal, et non pas avec la nature propre du sulfure.
Il eût peut-être été plus direct de dire que l'or primaire tendait à s'associer
systématiquement aux sulfures, quels qu'ils soient, et que ses teneurs y augmentaient en
fonction de la richesse globale du milieu. Pour ces auteurs, ces conclusions s'appliquent
au cycle hypogène, magmatisme et hydrothermalisme. En fait elles peuvent s'étendre au
métamorphisme et aux remobilisations qui lui sont associées, comme l'a montré

Bonnemaisson dans son étude sur les shear-zones : l'or est associé aux sulfures, d'abord
à la pyrrhotite
CHAPITRE 3 - L'OR ALLUVIONNAIRE ET COLLUVIONNAIRE
1- Aperçu sur l'historique des travaux de prospection d'or alluvionnaire du
Sénégal oriental
11-1- Techniques traditionnelles d'exploitation
Les techniques traditionnelles utilisées pour recueillir l'or sont classiques. Le
procédé le plus simple consiste à rechercher dans le lit des fleuves et des marigots des
alluvions riches, d'où l'or sera extrait par batée à la calebasse. Très exceptionnellement,
cette pratique permettra la découverte de grosses pépites en grattant les alluvions. Au
début des annnées 80 une pépite de l'ordre de plus de 200g aurait ainsi été trouvée. On
peut supposer qu'en progressant de proche en proche à partir des alluvions actuelles
faciles à prospecter, on soit passé à l'exploitation des alluvions du lit majeur, puis à
celle des terrasses. C'est la démarche qui semble avoir été suivie dans d'autres régions,
comme dans les bassins tertiaires et quaternaires du Nord-Ouest de l'Espagne pendant
l'Antiquité (Hérail 1984, Guillou comm. pers.).
Le passage des concentrations alluviales au minérai éluvial et aux gisements
primaires associés à des roches plus ou moins altérées, a été ici largement facilité par
l'existence de roches fertiles altérées affleurant dans le lit de certains cours d'eau. En
mai 1985, nous avons examiné avec J.J.Guillou des recherches sur des affleurements de
tufs à tourmaline, rubéfiés et altérés, situés à quelques centaines de métres au sud du
village de Frandi, sur la rive gauche de la Falémé, côté sénégalais. Ces grattages se
trouvaient à proximité immédiate des placers du lit mineur en cours d'exploitation.
Malgré le hiatus génétique que l'on peut imaginer
entre les deux types de
concentration, le passage spatial de l'un à l'autre était quasi-direct.
Les travaux en alluvions nécessitent souvent des puits de section circulaire dont la
profondeur peut atteindre une dizaine de métres. C'est a fortiori le cas des travaux en
roche. Des galeries peuvent rayonner du fond de ces puits, ce qui est fréquent plus à
l'Est, au Mali. Enfin au Burkina, on a trouvé des témoins de travaux profond à Poura en
sondage. Il s'agit peut être là de vestiges très anciens (influence portugaise ?).

275
On peut remarquer que la préférence des mineurs semble aller à la prospection par
puit, alors que les alluvions fertiles affleurent à quelque distance. Nous l'avons constaté
autour du village de Sansamba, où les travaux descendaient dans les alluvions
conglomératiques d'un affluent de la Falémé, là masquées d'un dépôt arénacé. A une
centaine de métres plus loin, les mêmes conglomérats, affleurants, étaient négligés. De
plus les mineurs considéraient que cet affleurement était indépendant des roches
aurifères.
Le premier point s'explique facilement. Les difficultés plus grandes qui
s'attacheraient au creusement de galeries de bonne tenue, qu'il faudrait impérativement
boiser, au moins à leur entrée et dans certaines alluvions, est certainement à l'origine de
cette prédilection des artisans pour les travaux verticaux.
Le second, qui serait un manque de conceptualisation des mineurs, est moins facile
à cerner directement. Cependant, il est d'abord vraisemblable que la difficulté de forer
des galeries stables soit encore en cause. De plus, de nombreux siècles d'exploitation
ont ponctuellement stérilisé de nombreux secteurs,
particulièrement là où le
recouvrement est le plus faible. Il est donc devenu plus intéressant de tenter d'accéder
directement à la couche encore productrice par un puit de quelques métres que par une
galerie de plusieurs dizaines de métres. Que cette certitude soit convenablement
explicitée ou non, par les artisans actuels, ou qu'elle soit admise par tradition suite à
l'expérience accumulée, ne change rien au résultat.
Il est donc vraisemblable, compte tenu de la durée pluriséculaire des travaux dans la
région, que des expériences passées et dont le résultat estt gardé en mémoire, orientent
les travaux actuels. Il faut souligner que les villageois sont particulièrement discrets
pour tout ce qui touche à la recherche de l'or. Pire, dans certains cas, comme en avril
1991, au nord du village de Sansamba, ils cherchaient nettement à détourner l'attention
des visiteurs.
Cette activité traditionnelle s'est ainsi maintenue jusqu'à l'heure actuelle. C'est la
source régulière de revenus pour les villageois, et elle attire même des étrangers à la
région. Les quantités extraites sont particuliérement mal connues. Les mineurs ne
pèsent pas eux-mêmes les produits de leur récolte. On se trouve ici en région
frontalière, les placers du lit mineur étant la plupart du temps situés sur la ligne de
démarcation. Les négociants malinkés ou foulbés, sont surtout maliens. Cette
nationalité serait la plus active dans le négoce de l'or, et, à ma connaissance, il n'existe
pas de bureau officiel d'achat à proximité des exploitations sur notre territoire.
Cependant, il apparait que nos orfévres puissent utiliser indirectement cette source,
comme tendrait à le monter la haute teneur en métal des bijous sénégalais, parfois

276
supérieure à la norme fran~'aise el sénégalaise de 18 carats (75 % d'or), pourtant la plus
élevée des nom1es officielles dans le Monde.
Dans la région étudiée, le droit traditionnel concernant les secteurs aurifères
distingue deux cas. Il peut s'agir:
1°) d'emplacements où la prospection et l'exploitation sont libres, ce qui est le cas
du lit de la Falémé. Tout un chacun peut y travailler selon un code de bonne conduite,
qui semble parfaitement respecté par ces orpailleurs très disciplinés;
2°) de secteurs traditionnellement détenus par les familles qui les exploitent. Ces
dernières sont d'ethnie malinkée ou apparentée (diakhankée). C'est la règle dans les
alluvions du lit majeurs, les terrasses, les gites primaires, c'est à dire partout où le
minerai est dissimulé en profondeur. Dans ce cas, il s'agit de la terre ferme, concernée
donc par le régime foncier traditionnel.
1-2- les travaux officiels de prospection
Au Sénégal oriental, les placers aurifères ont été recherchés
de manière
systématique depuis la première guerre mondiale. Deux ensembles de campagnes de
prospection minière se sont succédés:
- de1927 à 1968, des géologues du BUMIFON puis du BRGM (travaillant en
dernier dans le cadre du PNUD) ont exploré cette région. Parmi les principaux
documents concernant l'or, signalons les rapports de M. Defossez, D. Soulé de Lafont,
G. Pissemsky, A. Zinkin...etc)
- de 1971 à 1973, les missions sénégalo-soviétiques ont repris ce thème, ce qui a
donné lieu à un rapport de fin de mission en 1973.
Le premier ensemble de travaux a donné lieu à la découverte de placers qui ont été
intensemment exploités, si bien qu'à l'heure actuelle, ils sont quasi épuisés.
Les travaux de la deuxième phase (1971-1973), ont eu pour cadre la rive gauche de
vallée de la Falémé sur un parcours compris entre les villages de Sansoutou au Nord et
de Bofeto au Sud, ainsi que les vallées de petits cours d'eau (Coling, Kassaguéri, Samé
et Kassassoko). Dans la vallée de la Falémé, le rapport final de l'équipe sénégalo-
soviétique confirme que toutes les alluvions, actuelles ou anciennes sont aurifères: les
trois "terrasses mixtes" (lit majeur inclus) et les dépôts du lit mineur :

277
-la haute terrasse ("troisième terrasse"), à une altitude relative de 16-18 m, n'est
représentée que par de petits dépôts isolés; l'épaisseur des fonnations meubles de cette
terrasse ne dépassent 3 m, l'épaisseur moyenne étant égale à 1,5 m ;
-la basse terrasse ("deuxième terrasse"), à une altitude relative de 6-13 m, est
beaucoup plus développée, avec une épaisseur de 5,5 m ;
-les alluvions du lit majeur ("première terrasse") sont partout répandues, leur
épaisseur moyenne étant de 9 m. Elles correspondent au dépôt sédimentaire qui
surplombe le lit mineur en le délimitant.
On peut faire un certain nombre de remarques suivantes sur le rapport de la Mission
sénégalo-soviétique:
Les rédacteurs de ce rapport final ont qualifié les dépôts du lit majeur d'alluvions de
première terrasse". En fait, en période humide, comme à certains moments de l'Entre-
deux-guerres, le lit majeur était largement occupé à la saison des pluies par les eaux de
la Falémé. On cite le cas d'une drague utilisée pour la récupération des alluvions
aurifères qui aurait été laissée par la crue à une altitude de 14m au dessus du lit mineur!
c'est à dire à un niveau largement au dessus du toit des dépôts qualifiés de première
terrasse par ces auteurs. On peut donc craindre que la nomenclature utilisée par les
rédacteurs de ce rapport n'aie été fortement influencée par l'existence actuelle d'un
épisode sec. Ce dernier a débuté vers 1968, leurs travaux se sont étendus de 1971 à
1973, donc aprés les premiers effets du dessèchement actuel. Cette fluctuation
climatique éphémère ne saurait donner prétexte à une modification de la nomenclature
classique des terrassses et dépôts alluviaux. Nous utiliserons donc les termes de haute
terrasse, de basse terrassse et de dépôts alluviaux de lit majeur et de lit mineur.
Les résultats des travaux de la première phase ainsi ceux de la deuxième phase ont
donné des teneurs faibles (0,1-2g/t). Au total les conclusions des différentes études
n'innovaient pas vraiment sur certains faits déja connus. Il s'agit en particulier des
connaissances traditionnelles des mineurs. Les vestiges des travaux anciens et les
exploitations actuelles se distribuent systématiquement sur tout le domaine minéralisé,
du lit mineur aux terrasses, pour atteindre les minéralisations en roche.
Cependant, outre le mérite qu'ils ont de décrire en langage scientifique de nombreux
faits d'observation reconnus par les anciens mineurs, ces rapports synthétisent
l'ensemble des données concernant notre secteur.

278
11- Méthodologie
L'impossibilité matérielle de faire fonçer de nouveaux puits, ou d'effectuer des
sondages, a fait que nous n'avons pu acquérir d'échantillons d'or alluvionnaire profonds
et d'or primaire, qu'à la suite d'achats effectués auprés d'ouvriers travaillants sur des
placers ou sur des filons de quartz aurifère en exploitation. Au total nous avons
recueillis des échantillons provenant de 4 placers situés sur la rive gauche de la vallée
de la Falémé, ainsi sur un de ses affluents, et de 2 filons de quartz. Nous avons aussi
échantillonné dans un secteur assez particulier de l'or colluvionnaire et de l'or
alluvionnaire.
Le but de notre travail sera de comparer la morphologie et la composition chimique
de l'or natif dans les différents stades de son transport de la source primaire aux placers
actuels. Nous nous pencherons également sur le détail de l'évolution d'or colluvionnaire
et d'or alluvionnaire dans un secteur bien déterminé.
111- Situation géologique cadre gîtologique
L'échantillonnage d'or alluvionnaire et colluvionnaire a été effectué dans 6 sites
différents que nous avons regroupés en 3 secteurs.
111-1- le secteur de Bofeto-Sansamba: or du lit mineur, du lit majeur et
concentrations primaires.
Ce secteur avait été prospecté pour l'or alluvionnaire par la Mission Sénégalo-
Soviétique (1971-1973). Il a la particularité de se situer dans la zone volcano-
plutonique de la Daléma. Il est caractérisé par le beau développement des alluvions du
lit majeur et par la faiblesse des basse et haute terrasses de la vallée de la Falémé.
Toutes ces alluvions sont aurifères mais les teneurs sont différentes, avec
l'augmentation classique des teneurs en progressant dans le temps: les dépôts du lit
majeur renferment des teneurs de l'ordre de 1,97-5,OIg/cm3.
Notons que nous avons retrouvé dans ce secteur les minéralisations d'or primaire
(filon de quartz) signalées par la Mission Sénégalo-Soviétique. De plus, nous avons
trouvé des concentrations inédites dans la plagioclasite leucocrate de Bantanko.
Dans ce secteur nous avons fait 4 échantillonnages : à Boféto sur de l'or
alluvionnaire du lit mineur de la Falémé, à Sansamba dans le lit majeur, a Karakaène
sur de l'or alluvionnaire et colluvionnaire et à Guarabouréa sur de l'or filonnien.

279
111-1-2- Le secteur de lloréto
1II-I-2-1-Morphologie des grains
La taille des grains recueillis est variable. Certains, de grande taille, atteignent 2.000
Jlm ; les plus petits éléments recueillis ont une taille située aux alentour de 280 Jlm.
Leur morphologie est originale, différente, comme nous le verrons plus loin, de celle
des grains de Sansamba. Il s'agit de formes aplaties, aux contours arrondis plus ou
moins complexes (photo 1, pUV-2). On y observe des inclusions très usées (photo 2,
pUV-2), de taille également variables, subarrondies ou parfois automorphes, montrant
des faces carrées à rectangulaires.
Deux types de grains ont été distingués:
_1°) des grains très aplatis, à bords très émoussés, dont la surface est accidentée
de dépressions automorphes de quelques microns de plus grande dimension, en fonne
de cristaux orthogonaux en creux. Certains individus ont partiellement conservé leur
forme cristalline, montrant des bords plus ou moins réguliers. Au maximum de leur
usure, ils présentent une forme ovale.
Dans les dépressions automorphes des grains, des globules de matériel peu aurifère
sont parfois présents. L'analyse chimique y révèle la présence d'argent et de chlore.
_2°) des grains xénomorphes, à bords peu émoussés et irréguliers, montrant
parfois des pointes allongées et courbées. Ils présentent de nombreuses dépressions.
Aucun de ces deux types de grains ne présente de rayures.
111-1-2-2- Chimisme des grains (n013 à n016) et d'une inclusion (nOI7)
N°An.
13
14
15
16
17
Si
1,66
0,93
1,87
1,48
1,64
Au
97,6
97,16
97,23
100,31
82,6
Ag
-
1,08
-
0,01
12,79
Fe
1,51
-
1,43
-
1,13
Cu
-
1,35
1,43
-
1,13
a
-
-
-
-
0,90
Tabl.29 - Analyses chimiques des grains d'or alluvionnaires de Bofeto et d'une
inclusion

2S0
Considératioll sur la composition chimique des grains d'or
Il n' y a pas de différences notables de chimisme entre les paillettes à bords peu
émoussé et celles à bords très émoussé. Par contre, les grains subautomorphes à faces
régulières, se distinguent des autres grains, car ils ne renferment ni fer ni cuivre.
L'absence de ce premier métal est significative d'une faible évolution à partir du minerai
primaire, les teneurs en fer semblant acquises lors de l'évolution ultérieure (Watha-
Ndoudi et al 1990).
- Au est évidemment présent dans tous les grains analysées. Les paillettes
xénomorphes à bord peu ou très émoussé renferment entre 97,16 et 97,6% Au. Il n'y a
pas de différence sensible de composition entre le coeur et le cortex des grains;
- Ag est peu ou pas représenté. Il n' a été mis en évidence que dans deux grains.
Les teneurs sont de 0,01 à 1,08% ;
- Fe et Ag s'excluent mutuellement. Le fer n'a été détecté que dans les grains qui
ne renferment pas d'argent. Il représente environ 1,47% en moyenne de la compositon
des grains d'or;
- Cu tient une faible place dans les paillettes d'or analysées.Il y est faiblement
représenté ( 0,7% en moyenne ).
- Si est faiblement représentée dans les paillettes, avec des teneurs entre 0,93 et
1,87%;
L'inclusion
L'inclusion analysée a une forme quelconque. Contrairement aux paillettes, elle
renferme en faible pourcentage de chlore (0,90) et beaucoup d'argent (12,79%). Les
teneurs en Au descendent à 82,6%. Le cuivre et le fer ne représentent respectivement
que 0,93% et 1,13%. Nous développerons l'interprétation des inclusions chlorées et
argentifères lors de l'étude du gisement suivant.
111-1-2- Le secteur de Sansamba
Ill-I-2-1- Morphologie des grains d'or
La dimension des grains peut atteindre ici 1mm. Leurs formes sont complexes,
présentant des contours arrondis qui masquent des formes automorphes associées et
justaposées: on remarque en effet que ces paillettes ou leurs parties composantes,
s'incrivent, au moins partiellement, dans des volumes réguliers. Cependant leurs

281
bordures sont systématiquement émoussées. De plus des déformations d'ensemble se
devinent parfois, peut être apparues lors de l'extraction.
La photo 1, pl. IV-3 montre une association de 2 grains; cette association se fait le
long d'une cicatrice qui suit une dépression.
On reconnait sur la surface des paillettes de nombreuses cavités parfois très
régulières, pouvant être très profondes. Elles représentent aussi bien des puits de
dissolution que des empreintes de l'encaissant, l'un n'excluant pas l'autre (photo 3,
pI.lV-4).
Il faut également souligner l'existence de stries larges et profondes dues au contact
mécanique entre les grains d'or et l'encaissant alluvial (photo 3, pI.IV-4).
La plupart des grains présentent des inclusions variées panni lesquelles on reconnaît
facilement des grains de quartz, et peut-être de l'ilménite (?). D'autres inclusions plus
spectaculaires ont été observées sur des grains d'or de la photo 1, pl.IV-4. Ces
inclusions ne sont visibles qu'au fort grossissement et leur taille est de l'ordre de 800nm.
Elles ont des formes variées mais toujours à tendance automorphes (photo 4, pI.IV-4).
Au grossissement le plus élevé où les inclusions sont encore reconnaissables au MEB,
on note que la surface de celles ci est granuleuse (photo 2, pUV-4).
Ill-I-2-2- Chimisme
Analyse des spectres
Nous avons sélectionné 5 grains d'or provenant de la localité de Sansamba, ainsi que
certaines inclusions pour étudier leur composition gràce au spectromètre du service
commun d'analyse de l'Université de Trente.
les grains
Dans les grains analysés, seuls sont apparus les pic de Au, Si, Ag, Fe, Cu :
- Au montre un pic important;
- Si est faiblement représenté dans la plupart des cas, il devient moyennement à
très important dans les grains 4 et 6 ;
- Ag, Fe et Cu sont en faible pourcentage;
- le pic de Ca apparait dans le grain 3.

282
Ine/usions automorphes
Par rapport aux spectres précédents, on note l'apparition d'un nouveau pic, celui du
chlore. Le pic de l'argent est ici nettement plus important que dans les paillettes. Par
contre, le silicium est nettement moins important.
Analyses des résultats quantitatifs
Les paillettes
Le tableau ci-dessous donne les résultats des analyses effectuées sur 5 paillettes
N°An.
1
2
3
4
5
SI
7,5
1,84
19,7
1,05
2,09
Au
86,07
92,62
. 75,43
94,16
92,73
Ag
3,97
2,51
2,37
2,91
2,44
Fe
1,72
1,8
0,41
-
1,89
Cu
0,74
1,23
0,76
0,98
1,45
Ca
-
-
1,32
1,75
-
Tabl. 3D - Analyse chimique des pépites d'or de Sansamba
On peut faire les remarques suivantes:
- Au fonne l'essentiel des paillettes. Ses teneurs varient entre 75,43 et 94,16% ;
- Ag est faiblement représenté, cas classique des minéralisations secondaires
d'or. Les valeurs recueillies restent comprises entre 2,37 et 3,97 %, et peuvent donc être
considérées comme relativement stables autour de 3% ;
- Fe et Cu fonnent un faible volume des paillettes analysées. Le pourcentage de
Cu est assez stable, entre 0,75 et 1,45%. Le fer est plus variable, et peut être absent. A
la différence de l'élément précédent, qui fait partie des métaux nobles comme Au et Ag,
il est vraisemblable qu'il s'agisse plutôt d'une impureté, au moins partiellement;
- Ca a été détecté dans deux grains (1,32 et 1,75%) . Sa présence est
difficilement explicable autrement que par des impuretés silicatées ou carbonatées.

283
- Si montre généralement des teneurs faibles, fOffilant entre 1,05 et 7,5% des
échantillons. Le grain
3 est remarquablement riche (19,7%), ce qui est
vraisemblablement dû à une erreur d'analyse (le point de sonde ayant dépassé la surface
initialement prévue). Dans tous les cas, comme il s'agit d'un élément qui ne fonne ni
composé ni alliage avec l'or, nous avons affaire à des impuretés;
Inclusions automorphes
Trois inclusions automorphes ont été analysées; les résultats ont été transcrits dans
le tableau 31 ci-dessous.
N°An
1
2
3
Au
82,34
80,18
90,18
Ag
14,99
14,95
8,11
Fe
-
1,02
-
Cl
1,68
1,48
0,09
Cu
0,78
1,03
1,21
Si
0,68
1,34
1,26
Tabl. 31 - Analyse chimique des inclusions automorphes des grains d'or de Sansamba
Rappelons que la particularité de ces inclusions par rapport aux paillettes se situe à
deux niveaux:
-la présence de chlore (de l'ordre de1,08%)
-l'abondance relative de l'argent (de l'ordre de 12,8)
En ce qui concerne les autres éléments:
- Si est faible compris entre 0,68 et 1,34%
- Au est fortement représenté,compris entre 80,18 et 90,12
- Fe est peu ou pas représenté (1,02 en moyenne)
- Cu occupe également un faible volume avec des teneurs comprises entre 0,78
et 1,21
11101-3- Le secteur de KaraKaène
Deux types d'échantillon ont été prélevés à la hauteur du village de Karakaène. Il st
agit de grains d'or remanié colluvionnaire et de grains d'or alluvionnaire:

IIl-I-3-1- Les grains d'or collu\\'Îollllaires
Ces grains ont été prélevés au Nord de Karakaène sur le flanc de la colline qui
surplombe ce village. Ils ont été remaniés mais de façon moindre relativement aux
grains d' or alluvionnaires récoltés dans un cour d'eau du même secteur. L' émoussage
des grains n'est pas très marqué (photo 5 et 6 pl. VI-4) et les bords sont souvent
mamelonnés La surface des grains est accidentée et tapissée de reliefs automorphes. On
y observe en outre de nombreuses dépressions correspondant à des puits de dissolution.
111-1-3-2- Les grains d'or alluvionnaires
Ils proviennent du principal cour d'eau du village de Karakène qui est un affluent de
la Daléma. La fonne des grains est variable. On note des grains allongés fusifonnes à
queue, des grains corodés, enfin des grains aplatis et subarrondis (photo 1 à 4, p1.lV-5
). Sur la surface de certains grains, on observe souvent de nombreuses stries
correspondant à des empreintes de chocs et des cavités de dissolution (photo 7, pUV-
4). Beaucoup de grains présentent des stuctures feuilletées.
Certains grains montrent des zones abritées, qui, dans le détail, présentent des
structures anastomosées (photo 1 à 3, p1.IV-6). Des croissances secondaires
(cristallites) s'observent dans les dépressions des pépites. Elles peuvent s'organiser en
structures cubiques de 2è ordre (photo 4 à 6, p1.IV-6).
111-1-4- Le secteur de Garabouréa : minéralisations filoniennes
11l-1-4-1- Morphologie de l'or
Les grains ont une texture squelettique, très contournée (photo 1 à 3, pUV-7).
Certaines fonnes cristallines sont constituées d'un empilement de feuillets. Plus dans le
détail, la surface des grains est accidentée et tapissée de reliefs automorphes aux arêtes
franches. Cependant certains grains ont des bordures mamelonnées.
On observe souvent dans les grains de nombreuses inclusions de quartz. Cependant
certaines particules en sont libres. Au niveau de la surface des grains, on note souvent
des pseudomorphoses rhomboédriques.
111-1-4-2- Chimisme de l'or
le tableau 32 ci-dessous donne les résultats de l'analyses de particules d'or du filon
de garabouréa.

285
N°An.
1
2
3
Si
1,44
5,1
1,28
Au
81,82
91,08
79,14
Ag
15,7
1,3
20,15
.fè
0,3
2,69
-
Cu
0,73
-
0,24
Tabl.32 - Analyse chimique des particules d'or primaires de Garabouréa
Interprétation
Deux types d'échantillons ont été distingués:
- des grains de petite taille, qui sont très riches en Au et pauvres en Ag, comme
l'analyse n02 ;
- des grains de grande taille, riches en Ag, avec des teneurs qui oscillent entre 15
et 20%, et où l'or est de l'ordre de 81 %.
Dans tous les cas le fer et le cuivre sont faiblement représentés, avec respectivement
des valeurs de O,OO(?) à 2,69% et de O,OO(?) à 0,73%
111-2- Le secteur de Kérékunda (Ngolouma) : or primaire filonien
Ngolouma correspond à une colline située au S-W de Kérékunda.(Supergroupe de
Mako).Il y existe un filon de quartz aurifère qui fait actuellement l'objet d'une
exploitation artisanale. Un prélèvement de quelques grains d'or, issus directement des
filons de quartz, a été effectué. Les travaux d'approche descendent à environ 10 m. A
cette profondeur le minerai est directement disponible à partir de galeries rayonnantes.
Nous nous trouvons donc dans une zone d'altération superficielle, située dans la partie
inférieure du profil pédologique. Compte tenu de la topographie (colline) nous somme
ainsi dans un domaine actuellement lessivé et oxydant, qu'on peut comparer à la zone
d'oxydation des filons sulfurés.
Ces échantillons ont été étudiés morphoscopiquement et chimiquement.
111-2-1- Morphologie de l'or
Les échantillons recueillis présentent un aspect squelettique, spongieux (photo 1,
pI.IV-8). Le détail de leur surface montre un entrelacs de formes automorphes dont
certaines doivent être rapportée à la croissance propre de l'or (photo 3, pI.IV-8), en
particulier lorsqu'il s'agit de "stries" de croissance. D'autres formes automorphes sont

286
plus difficiles à caractériser, C~lr on peut toujours avoir à faire à des empreintes de
minéraux encaissants. On note parfois sur la surface de certains grains des rayures et
des cavités de dissolution aL! d'empreintes (photo 4, pIJV-8).
111·2-2- chimisme
Les résultats des analyses des échantillons d'or ont été transcrits dans le tableau 33
ci-dessous:
NDAn.
18
19
20
Si
1,8
1,73
1,27
Au
90,14
87,4
88,01
Ag
7,1
9,26
9,93
Cu
0,92
2,28
0,23
Fe
-
-
0,63
Cl
0,34
-
-
Tabl. 33 - Analyse chimique des particules d'or primaire de Kérékunda
Interprétation
Les teneurs en or varient entre 87,40 et 90,14. Pour une minéralisation primaire,
on trouve des teneurs en argent moyennement élevées, d'environ 9%. Mais ce métal est
ici deux fois moins abondant que dans l'or de Garaboureya. Le cuivre est faible dans la
plus part des grains analysés (1,1 % en moyenne). le fer, quasiment inexistant, n'a été
dosé que dans un échantillon. Le chlore apparait ici dans un minerai primaire. Comme
nous l'avons vu dans les commentaires concernant les inclusions des grains d'or des
alluvions anciennes et récentes, cet élément doit être Hé préférentiellement à l'argent. Sa
présence ici nous montre que son apparition est bien précoce dans les minéralisations
aurifères du Birrimien. Nous nous trouvons ici dans une zone où le stock d'or primaire
évolue dans des conditions de surface, en milieu oxydant, ce qui sera développé dans
les paragraphes suivants.
IV· Conclusion - Le problème de la présence du chlore.
L'existence de teneurs décelables en chlore dans des grains d'or n'est pas un fait
nouveau. Il a été signalé par J. Naho (1988) dans ses analyses de grains d'or provenant
du gîte birimien d'Ity (Mont Floutouo) en Côte d'Ivoire. Cependant cet auteur n'a pas
mis en évidence une liaison entre ce chlore et de l'argent. Un premier point doit être

287
éclairci. Le chlore est évidemment présent en très hautes teneurs dans ces lacs salés et
dans les eaux océaniques. Souvent le chlore des eaux des salines continentales dérivent
d'évaporites préexistentes lessivées, mais il ne faut quand même pas limiter la
distribution de cet élément au milieu marin ou aux sédiments qui s'y sont formés. On
sait que les roches magmatiques contiennent des teneurs non négligeables en chlore, de
l'ordre de quelques dizaines de ppm, sinon plus. Cet halogène se distribue dans un
grand nombre de silicates, tant ferromagnésiens (biotite, pyroxènes, olivines...)
qu'autres (feldspaths, feldspathoïdes ... ), ou dans d'autres supports, comme la
chlorapatite ...Les teneurs globales sont certes très faibles vis à vis de celles des eaux
marines, et sont aussi sensiblement plus faibles que celles de certaines roches
sédimentaires ou métamorphiques qui contiennent souvent quelques centaines de ppm
de Cl. Elles sont cependant loin d'être négligeables par rapport à celles de l'or et de
l'argent dans les mêmes roches, qui vont de quelques ppb pour l'or (tableau
), à
quelques ppm pour l'argent. La présence de chlore en trace en domaine continental ne
doit donc pas choquer a priori, d'autant que cet élément persiste dans les sols aprés
avoir été libérés de leus minéraux supports magmatiques ou autres, malgré un certain
lessivage marqué par une diminution vers le haut des profils. 11 faut cependant souligner
que les données précises sur les sols tropicaux semblant rares (Handbook of
Geochemistry).
De plus l'existence de concentrations de minéraux halogénés (chlorures, bromures
et iodures) dans la partie superficielle de certains gisement métallifères est un fait
classique. Il s'agit généralement de gisements situés dans des domaines géographiques
soumis actuellement à des climats arides, comme l'Ouest des Etats-Unis ou la
Cordillère des Andes, sans qu'il s'agisse d'une règle. On connait par exemple les
célèbres halogénures d'argent décrit au début du XIXème siècle dans le gisement du
Huelgoat dans le Finistère central, région au climat tempéré humide ou froid
(glaciation) au moins pendant tout le Quaternaire (Guillou, comm. oral).
Plus précisément, dans les zones d'oxydation des gîtes, on trouve l'ensemble de
minéraux caractéristiques suivant, d'abord d'argent:
- la cérargyrite (alias chlorargyrite), Ag Cl, avec une forme mal cristallisée appelée
ostwaldite. Ce minéral contient parfois du sodium et passerait (?) au minéral suivant;
- la huantajayite, Ag Na Cl ;
- la bromargyrite, Ag Br ;
- l'iodargyrite, Ag 1.
On connait aussi des chlorures de cuivre, ou mixtes à cuivre et plomb:

- l'atacamite, Cu2 CI (011)3 ;
- la iaboleite, Cu Pb2 Cl2 (OH)4.
Les minéraux de plomb contenant du chlore sont nombreux et bien répandus. Citons
- la pyromorphite, PbS (P 04)3 CI ;
- la mimétite, PbS (As 04)3 Cl ;
- la vanadinite, PbS (V 04)3 CI ;
- la phosgénite, PbS (C03) Cl2
Tous ces minéraux, comme aussi le calomel Hg Cl, se rencontrent dans le domaine
superficiel, essentiellement dans la zone d'oxydation des minéralisations sulfurées, en
milieu souvent très oxydant.
De plus on sait aussi classiquement, au moins depuis De Launay (1908) que
l'essentiel des anions qui s'associent aux métaux dans cette zone d'oxydation a une
origine superficielle. Il s'agit du phosphore, du vanadium ... , et de tous les halogènes,
chlore, iode et brome. En règle générale, les quantités disponibles dans les gisements
primaires semblent largement insuffisante pour former les minéraux concernés. Il faut
donc invoquer des circulations superficielles, avec transport latéral à oblique, amenant
ces éléments des niveaux d'altérations voisins. Dans l'immense majorité des cas, ces
niveaux ne sont pas minéralisés, et ils correspondent simplement aux roches régionales.
On conçoit donc mieux la présence de chlore dans les inclusions des paillettes d'or
alluvial, associé spacialement à de hautes teneurs d'argent: 1,5% de Cl et 15 %
d'argent. L'existence de l'un des éléments expliquerait l'autre:
Si nous partons de la roche primaire, anomalique en or et argent, ou franchement
minéralisée, on sait que l'évolution supergène ménerait normalement à son terme à des
minéralisations détritiques alluviales relativement appauvries en argent vis-à-vis de l'or.
Dans le cas présent, l'existence de chlore succeptible de s'associer à l'argent, entraînerait
l'apparition d'une espèce minérale stable en milieu oxydant et peu soluble, c'est à dire la
cérargyrite. Comme nous l'avons vu plus haut, ce minéral peut précisement se présenter
sous une forme mal cristallisée, "colloïdale", l'ostwaldite. Dans ces conditions, il est
facile d'admettre qu'on a ici affaire à des mélanges où l'or et l'ostwaldite coéxisteraient
en proportions variables, mélanges qui seraient également associés à de l'argent natif en
alliage.

289
Cette stabilisation de l'argent par le chlore expliquerait ainsi les hautes teneurs de
ces deux éléments dans cet or secondaire. De plus, ce phénomène ne semble pouvoir
apparaître qu'au cours d'une altération in-situ: l'activité du chore dans des eaux de
ruissellement est certainement négligeable, eût égard à sa dilution, tandis que l'argent
est clairement en voie d'élimination de l'alliage des grains d'or détritiques. Ce fait bien
connu est ici illustré par exemple par l'existence de teneurs de l'ordre de 15 à ZO % d'Ag
dans l'or filonien, baissant jusqu'à quelques 1,S% dans l'or alluvionnaire.
Par contre, dans un profil pédologique, les augmentations de concentration des eaux
intersticielles peuvent aller jusqu'à un degré élevé au cours de la saison sèche, comme
le démontre classiquement les nombreux concrétionnements et néoformations dans les
sols tropicaux. Ainsi, dans ces milieux, les importantes circulations verticales et
obliques augmentent, à la fois les concentrations locales en certains éléments, et leur
chances de rencontre. Au total, la genèse de formes minéralogiques rares, telles les
halogénures d'argent, se conçoit sans difficultés majeures dans un profil pédologique
actif du domaine intertropical.
Un autre aspect local doit être souligné. Les protores sont ici généralement riches en
sulfures, que ce soit dans les zones et filons hydrothermaux au sens large, les shear-
zones, et dans les quartites à pyrite (ou même, mais alors sous les plus expresses
réserves, car les analyses effectuées sont jusqu'ici négatives, dans les niveaux ferritères
où dominent largement les oxydes, mais qui contiennent une quantité non négligeable
de sulfures? ). Dans ces conditions, on tend à se rapprocher des conditions qui règnent
dans les parties affleurantes des amas métallitères, où le soufre libéré des pyrites joue
un grand rôle dans les processus d'oxydation-cémentation. On peut alors estimer qu'il
puisse exister ici un minimum de similitudes entre l'évolution superficielle des gîtes
métallitères et les processus pédologiques régionaux. Dans le cas des gîtes sulfurés, l'or
et l'argent se concentrent sous forme native dans la zone d'oxydation (et sous forme
halogénée pour le second). Dans la région étudiée, la concentration dans les sols de l'or
primaire disséminé, initialement associé à de la pyrite dans les roches ou dans les zones
hydrothermalisées, serait assez comparable, surtout si l'on prend en compte le
comportement de l'argent.
La présence de chlore géochimiquement actif, amène à évoquer un autre aspect
éventuel du cycle des métaux rares dans la région étudiée.
Les données expérimentales concernant la solubilité de l'or sont celles de Henley
(1973) et Seward (1973). Henley (1973) a montré la prédominance du complexe
chloruré neutre à des températures comprises entre 300 et sooec, et de AuCIZ- à plus
basse température en milieu oxydant . Seward (1973) a particulièrement étudié les

290
solutions porteuses d'ions bisulfurés en fonction de la température, du ph et de la
somme des sulfures en solution. 11l110nlre que Au(HS)l- et AU1S(HS)22-2 sont les
ions dominants. Grigoryea et Sukneva (1981) ont envisagé l'existence de complexe
thioarséniés dans les milieux riches en As mais aucune donnée n'est disponible sur leur
domaine de stabilité. Les solubilités obtenues par ces auteurs ont été reportées par
Romberger (1986) dans les diagrammes f02-ph (Fig. V -1) établi à partir des données
thermodynamiques de Wagman et al. (1969) et Seward (1973). Ces diagrammes
montrent que:
- Au est soluble sous forme de complexe à ph acide et f02 élevée;
-Au est soluble sous forme de complexe bisulfurés et pour une large gamme de ph
et f02 basse et pour des milieux où le soufre est stable à l'état de H2S et HS-.
En attendant l'étude des inclusions l'étude des inclusions fluides nous pouvons dire
que le transport de l' or s'est effectué plus probablement sous forme bichlorurée que
sous forme bisulfurée.

291
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A
Fig. V-l- Diagrammef02-ph pour les espéces en solution de l'Au, et les principaux
minéraux associés au dépôt de l'Au.
A- Diagramme logf02-ph pour le systhème Au-NaCI-H20 à 250"C, avec

l'indication des solubilités des complexes chlorurés d'or.
B- Diagramme log f02-ph pour le même systhème avec les indications des champs
de stabilité dufer et les principaux minéraux pouvant être indicateurs de
domaines def02-ph.
C- Diagrammef02-fS2 pour le systhème Au-Fe-As-NaCI-S-H20 à 250°C et ph=5
avec indication superposée du champ de stabilité de l'arsénopyrite sur les champs
de stabilité des minéraux du fer.

D-Diagrammef02-fS2 pour le systhème Au-Fe-As-NaCI-S-H20 à 250°C et
ph=5 avec la solubilité de l'or sous forme de thioarséniure superposé sur le champ de

stabilité de l'arsénopyrite. Les flèches indiquent la direction de solubilité décroissante.

PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Les nlinéralisations

PL
1\\,. - 1
1 ) /"
l,l 1( ./:: s , ,r,
\\!'
1, 2 et 3. ~ Di\\crs'.'s ;,11ll1c'S de ~r~ii[l' d'l)! (,\\ul indus dans une pyrite limonitis~e (P).
Nota sur la pil'lU n)3l]l!c' ll)r '.':-;\\ p,lIllelle liLm~; du fait d'une alt~ralion plus
poussée lJue dar]s les autres l'~lS


Pl:ll1l'lw 1\\ - 2
2. - Grain~ (for all\\l\\ilîlln~lill' ~ljlLlli ~l bl1rd éIl1lll1~~é, montrant de nombreuses
déprc~~iuns
2. - Inclusion de quartz dans un grain d'or
3. - Détail de la photo précédcnlè montrant cles cavités de dissolution


Planche IV - 3
(Morphologie des grains d'or alluvionnaire de Sansamba)
1. à 4 - Diverses formes de grains d'or alluvionnaires aplati, à bord émoussé et
contourné. La photo N°2 montre une association de 2 grains qui se fait le long
d'une cicatrice qui suit une dépression.


J()()
Planche IV - 4
(Grains d'or alluvionnaire de Sansamba)
1. - Inclusions automorphes (fi chlore et argent d'après les analyses chimique) dans un
grain d'or.
2. - Détail d'une inclusion automorphe vu au très fort grrossissement. La surface de cet
élément est granuleuse
3. - Cavités de dissolution orientés à la surface d'un grain d'or alluvionnaire
4. - Stries et dépression dans un grain d'or


]02
Planche IV - 5
(Morphologie des grains d'or alluvionnaire et colluvionnaire de Karakaène)
1. et 2. - Grains d'or alluvionnaire évolué à bord émoussé
3. - Grain d'or alluvionnaire aplati avec un émoussage fortement marqué
4. - Grain d'or alluvionnaire cordé
5. et 6. - Grains d'or colluvionnaire à émoussage peu marqué, montrant des cavités de
dissolution
7. - Stries et cavités de dissolution dans un grain d'or alluvionnaire
8. - Zone abritée dans un grain d'or colluvionnaire


30-t
Planche IV - 6
(Morphologie de détail des pépites d'or colluvionnaire de Karakaène)
1. - Zone abritée d'une pépite d'or colluvionnaire
2. et 3. - Détail de la photo précédente
4. - Croissance secondaire d'or (cristallites) dans une dépression d'un grain d'or
alluvionnaire
5. - Organisation des cristallites en une structure cubique de deuxième ordre
6. - Détail de la structure de deuxième ordre de la photo précédente


JOG
Planche IV - 7
(Morphologie de particule d'or primaire de Garabouréa)
1.- Fonne squelettique d'une particule d'or primaire de Garabouréa.
2. - Détail de la texture précédente.
3. - Texture montrant un empilement de feuillets.


30X
Planche IV - 8
(Morhologie de particllle d'or primaire prélevés dans le super groupe de Mako: secteur
de Kérékolll1da)
1. - Texture squelettique d'une particule d'or primaire
2. - Détail de la photo précédente.
3. - Entrelac de fOffile automorphe
4. - Stries de croissance.sur une particule


311
CHAPITRE 4 - SOURCE ET HERITAGE DE L'OR DANS LA REGION
ETUDIEE
1-Introduction
Il est possible de retracer partiellement l'histoire de l'or précambrien en remontant le
temps.
1-1- Aperçu sur les modalités des héritages par voie détritique au cours des temps
géologiques
Considérons le Witwatersrand: on note que dans les conglomérats, la plupart des
particules ont conservé leur morphologie détritique : aplatissement dû à leur
malléabilité, enroulement sur elles-mêmes de particules préalablement aplaties,
rayures... Si on les compare à des particules des dépôts alluviaux récents, on peut
estimer que leur distance de transport n'aurait en général pas dépassé 10 à 30 Km.
Fait insolite, ces grains d'or ont conservé leur finesse première durant ce transport
(Au/Au+Ag x 1000 = 870 à 960), alors que les particules des placers récents perdent de
leur argent au cours leur déplacement. Ce changement dans le comportement de l'argent
vis-à-vis de l'or est dû à la modification de composition de l'atmosphère. A l'Archéen,
on sait que la pression partielle de l'oxygène était très basse, à la différence des temps
plus récents. C'est cette différence qui affecte l'argent, qui est sensible à une
augmentation de f02 (D'hallbauer and Utter,·1977).
Cette caractérisque de l'or superficiel ancien nous permet de déduire que les
phénomènes superficiels qui ont déterminé la formation de l'or éluvial du Birrimien,
sont, pour l'essentiel, récents. Cela malgrè l'importance géomorphologique de la
paléosurface orosirienne exhumée de la Falémé. Tout au moins, il est évident que les
phénomènes d'oxydation récents ont déterminé la composition des paillettes des
éluvions, quelle que soit leur époque d'apparition.
1-2- Les greenstone belts comme source de l'or
La reconstitution paléogéographique du bassin de Witwatersrand a montré que son
alimentation en or venait surtout du N-W. Des cours d'eau qui se terminaient dans des
deltas, drainaient un paysage de greenstone belt et de massifs granodioritiques. En
dehors de ces matériaux, d'autres roches aurifères étaient également érodées. L'or s'y

312
serait trouvé dans un encaissant mé[:lVolcanique plus ou moins riche en filons, dans des
formations chimiques volcanosédimentaires ou même dans des roches sédimentaires. Il
a été prouvé récemment que les formations ferrugineuses oxydées du Kaapvaal craton
contiennent en moyenne 204 ppb, teneur très supérieure à la moyenne des greenstones
belts. Manifestement on peut trouver la raison de l'énorme anomalie positive du
Witwatersrand (Saager and Muff 1978).
1-3- L'or concentré dans les gisements primaires
Deux hypothèses s'imposent :
- ou l'or vient du substrat des greenstones belts, en étant émis du manteau supérieur
pendant et aprés la mise en place de ces ensembles;
- ou bien il est directement associé à certaines roches des greenstones belts, ce qui
permet d'envisager l'hypothèse classique de la sécrétion: dans le meilleur des cas, l'or va
s'exprimer à partîr de ces roches anomaliques, puis il va subir une migration plus ou
moins ample vers des sites de piègeage, filons ou autres.
Cependant, trop de précision dans les hypothèses présentées semble souvent peu
réaliste:
- 1°) l'or est souvent largement distribué dans les greenstones belts, où il se répartit
en plus ou moins grande abondance dans différents types pétrographiques. Dans de
nombreux cas, il sera donc difficile de choisir a posteriori la source éventuelle du
stock-métal en essayant de reconstituer la chaîne des évènements à partir du gisement,
d'autant que:
- 2°) cette distribution irrégulière ne préjuge pas de la disponibilité du stock-métal,
qui dépend:
- a) de l'expression de l'or en roche, lié à des silicates, des oxydes, des sulfures,
état qui doit conditionner les possibilités de mouvement.
- b) de l'aptitude des roches support à autoriser la migration de cet or, s'il est
libéré de ses sites initiaux.
- c) de l'existence de fluides succeptibles de transporter à distance l'or aprés son
extraction, et de leurs capacités de mouvement. Il faut aussi souligner que ces fluides
transportent essentiellemnt l'or, au détriment d'autres éléments métalliques, pourtant
beaucoup plus abondants et a priori mobilisables (1).
- d) et enfin de l'existence de pièges succeptibles de fixer l'or en migration.

313
L'ensemble de ces contraintes peut apparaître à différentes époques de l'évolution
des greenstones belts. Il faut cependant mettre à part les phénomènes de minéralisation
concernant les niveaux sédimentaires chimiques intercalés dans de tels édifices, et qui
sont évidemment limités à l'époque du dépôt de leur support (syngenèse).
En effet la complexité de l'organisation des ceintures anciennes de roches vertes fait
que les phénomènes thermiques s'y succédent, telles que les intrusions profondes ou de
semi-profondeur, la mise en place de matériaux volcaniques, ou les phénomènes
métamorphiques.
Il Y a donc dans un premier temps un emboîtement subcontinu des phénomènes
d'apport profond de matériel magmatique plus ou moins anomalique et de remise en
mouvement des stock-métaux précédents. Le jeu des phénomènes tectoniques plicatifs
et cassants aux différentes échelles concernées, relaye ce premier groupe de
phénomènes des débuts de la formation de l'ensemble de type greenstone belt, jusqu'aux
différentes étapes de son évolution. Cette dernière est susceptible d'être fort complexe,
puis d'être suivie de remobilisations polyphasées appartenant à d'autres .cycles
orogéniques.
Plus précisément, les grands traits de l'évolution favorable à la formation de
concentrations par sécrétion ont fait l'objet d'un premier concensus à partir de l'étude
des gisements de la région de Yellowknife au Canada (R. Boyle, 1961), d'Afrique du
Sud (R. Viljoen et al., 1969 ; C. Anhaeusser, 1976), de la région de Kilo au Zaïre (J.
Larreau, 1973). Les minéralisations se seraient produites pendant des épisodes chauds
consécutifs à des déformations accompagnées de métamorphisme à la suite d'intrusions
granitiques polyphasées. Le dépôt aurait lieu dans "une zone thermique optimum" à
distance des granites.
(J) note: Il faut souligner que cet aspect de l'hydrothermalisme n'est que trop rarement pris en
compte, la ségrégation entre éléments disponibles et éléments transportés et déposés n'étant souvent, ni"..--'~~-..",.
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sérieusement analysée. ni même explicitement constatée en dehors de schémas type zonalité~;f;et:[~T:j:-~".\\
batholithiques, où l'on ne prend en compte que les éléments mobilisés.
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II- Distribution de l'or dans les minéraux et les roches
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Dans les météorites on a trouvé des teneurs en or qui varient entre 50 et 16Oppb~'~.~.~~~~~~~~·/
faut noter que l'or s'y concentre dans les phases de métaux natifs (ferronicke1) : 1,1 à 1,4
ppm. Le caractère sidérophile de ce métal noble ressort donc clairement.
Dans les roches magmatiques, on note une tendance à la diminution de la teneur
moyenne en or, en allant des roches ultramafiques vers les roches felsiques. Ainsi:

314
- dans les roches plutoniques calcoalcalines, on passe de 12ppb à moins de
O,5ppb en allant des gabbros aux granites;
- dans les roches volcaniques, on passerait de 23ppb à moins de 0,5ppb en allant
des mafiques aux felsiques.
Plus précisément, en ce qui concerne les basaltes on a des teneurs moyennes qui
oscillent entre 6 et 0,6ppb. Des basaltes primitifs non contaminés, représentés par des
tholéiites océaniques des Rides Est-pacifiques et médio-atlantiques, ont une teneur
moyenne de l'ordre de 0,6ppb.
Quelle est l'explication de la diminution de l'or au cours de la différenciation
magmatique?
Dans les minéraux magmatiques, les teneurs en or diminue en moyenne d'environ
70 ppb à 0,15 ppb dans l'ordre suivant : magnétite, silicates ferromagnésiens
(pyroxènes, amphiboles, biotite), feldspaths, quartz. La fréquence de l'or pour les
minéraux fémiques a été expliquée par la nature des liaisons. Mais on n'a aucune
certitude sur les sites de l'or dans ces minéraux des roches ignées : remplacement
isomorphique , micro-inclusions de minéraux riches en or, grains extrêmement petits
d'or natif. .. Quoiqu'il en soit cette diminution des teneurs d'or dans les minéraux
magmatiques en allant de la magnétite au quartz, s'accorde bien avec la distribution de
cet élément dans les roches qui en sont formées.
On constate, et on explique donc l'appauvrissement en or au cours de la
différenciation magmatique. Il en vient qu'une concentration aurifère
ne saurait
provenir d'une simple différentiation magmatique, en dehors de cas précis:
- or lié à des roches ultrabasiques où il s'exprime sous forme native;
- or associé en faible teneur à des métaux chalcophiles (cuivre-nickel dominants)
eux-même concentrés par ségrégation sulfurée dans des massifs basiques.
Un relais hydrothermal est donc nécessaire. Tout le problème sera de préciser sa
précocité vis-à-vis des phénomènes de différenciation magmatique: l'or sera extrait de
roches mafiques ou ultramafiques, plus riches en or mais rarement hydrothermalisées,
ou sera extrait plus facilement mais à partir de roches beaucoup plus pauvres, comme
les granites: les phorphyres cuprifères et molybdiques, riches en or, liés aux massifs de
granodiorites sont un compromis entre ces contraintes extrêmes

315
III- Distribution de l'or dans les roches de la région étudiée
III-l- Méthodologie
La plupart des fonnations de Diallé-Daléma ont fait l'objet d'un prélèvement
systématique pour une analyse d'or. Ce sont les roches métasédimentaires, les roches
métavolcano-sédimentaires, les roches volcaniques, les roches plutoniques, les filons de
quartz, les formations superficelles latéritiques et enfin les minerais de fer de la Falémé
(voir carte de localisation des échantillons).
Des échantillons de 10 Kg ont été prélevés. Ils ont été ensuite séparés en 5 lots de 2
kg par cartage. Un de ces lots a servi pour l'analyse d'or aprés avoir été préalablement
broyé puis porphyrisé. Les analyses ont été effectuée chez Caleb Brett International
(Angleterre). Les quantités de poudre analysées sont de l'ordre de 15g et les limites de
dosage de l'or sont de : Ippb pour la limite inférieure et de 10000ppb concernant la
limite supérieure.
Avant de rentrer dans l'examen de ces analyses et leur comparaison à celles
obtenues sur des roches de même nature de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba
(Supergroupe de Mako) et d'autres régions du globe, signalons que le clarke de l'or est
de l'ordre de 1 ppb.
111-2- Résultats
111-2-1- Les formations de Dialé-Daléma
111-2-1-1- les tufs acides à ciment secondaire de tourmaline
Onze affleurements de roches préalablement bien étudiées ont fait l'objet d'un
prélèvement pour l'analyse d'or. Comme nous l'avons signalé plus haut, les tufs acides à
ciment secondaire de tounnaline forment des collines orientées pour l'essentiel NNE .
Les prélèvements qui ont été effectués concernent les sommets, les flancs et les pieds
des collines. Les résultats des analyses sont consignés dans le tableau 34.
On peut noter que les teneurs en Au varie entre 5 et 517 ppb, avec une valeur
moyenne de 69 ppb. La plus forte teneur a été obtenue sur un affleurement qui se situe
au sud de Moussala, plus précisément dans les albitites de la piste Bambadji-Mahina
Mine.

316
111-2-1-2- Les autres roches volcanosédimentaires et sédimentaires
Ce sont des tufs épiclastiques, des brèches, des conglomérats, des quartzites et des
calcaires. La plupart de ces roches sont riches en pyrite qui peut être disséminée ou
localisée dans des fissures.
Les résultats des anlyses effectuées sont donnés par le tableau 35. On note des
teneurs qui oscillent entre 2 et 2076 ppb; On a donc une teneur moyenne de l'ordre de
414ppb. Deux faciès renferment les teneurs les plus élevées. TI s'agit d'une part d'un tuf
schistosé (l63ppb) en contact avec une intrusion d' albitite dans la Falémé à la hauteur
de Madina, d'autre part de grès tufacés affleurant dans la Daléma (2076 ppb). Ces
derniers renferment de la pyrite disséminée ou alignée dans une veinule de quartz.
111-2-1-2- les roches volcaniques et hypovolcaniques
C'est un ensemble de 14 faciés qui a été analysé. Les résultats des analyses sont
donnés par le tableau 36. Pour l'essentiel les teneurs en Au sont très faibles, par
rapport aux valeurs régionnales, étant comprises entre 2 et 177ppb . La plus forte teneur
a été obtenue sur une des nombreuses intrusions d'albitite centrée autour du village de
Bantanko tout près du marigot Bandiassé. Cette albitite est recoupée par des veinules de
quartz E-W où l'on distingue à l'oeil nu des cubes de pyrite oxydés. Les sections polies
qui ont été taillées dans ces roches ont permis d'observer de l'or toujours inclus dans les
cristaux de pyrite altérée; ceci explique l'anomalie décelée par l'analyse.
Les andésites de la Daléma
Deux andésites ont donné 4 et 13ppb d'or, ce qui est supérieur à la moyenne du
Handbook. TI est cependant difficile de conclure à une anomalie régionale, compte tenu
du trop faible nombre d'échantillons.
Les microdiorites
Cinq dykes de rnicrodiorites ont été échantillonés. Les teneurs y sont de 2, 3, 3 et 4
ppb. Nous sommes là exactement dans les normes du Handbook.
Les albitites de Bantanko
Quatre échantillons de ces roches filoniennes de serni-profondeur, de mise en place
tardive, ont été prélevés. Les teneurs varient entre 44 et 1090ppb (moyenne de 382,2

317
ppb). Ces hautes teneurs sont sans doute dues en grande partie à la présence de veinules
de quartz minéralisé.
Les albitites méso à mélanocrate
Quatre anlyses ont été effectuéessur ces types de roches composées esssentiellement
de plagioclases souvent destabilisés en calcite ou en phyllites de type muscovite, et de
boîtes noires automorphes représentant d'anciens minéraux ferromagnésiens altérés. Les
teneurs fournis sont en moyenne de 6ppb.
111-2-1-3- Les roches plutoniques de Dialé-Daléma et leurs contacs
Il s'agit des granitoïdes de Saraya et de Boboti . Les prélèvements ont été effectués à
l'intérieur et en bordure des massifs dans la zone de contact avec les formations
encaissantes. On remarque que teneurs sont toujours faible et dans certains cas même
nuls; elle sont comprises entre 1 et 24 ppb (tabI.37).
Le granite de Saraya
Seules deux analyses concernent ces roches. Elles concernent le granite de Saraya
dans sa masse, avec une teneur inféreure à 1 ppb, et au niveau de sa tenninaison avec 5
ppm. On peut interpréter cette "terminaison", riche en pegmatites et où Witchard a
signalé des greisens, comme partie du niveau supérieur, apical du massif. Une élévation
des teneurs en or s'expliquerait alors par des phénomènes deutériques.
L'encaissant carbonaté du granite de Saraya
Un seul échantillon, prélevé au niveau du contact, à 1 m du granite, donne 2 ppb, et
correspond à un simple maintient des teneurs.
Les granodiorites et apHtes associées
Deux échantillons de la granodiorite de Boboti ont été recueillis, l'un en bordure sud
au contact de l'encaissant, avec 24 ppb ; l'autre en bordure nord, avec 2 ppb. L'apHte,
avec 2 ppb, se trouve aussi au Nord. La granodiorite de Dar Salam donne une teneur
inférieure à 1ppb.
Les phénomènes deutériques semblent ici beaucoup moins marqués que dans le
granite de Saraya, et le simple maintient des teneurs dans l'apHte en serait le reflet Par

318
ailleurs, on met ici en évidence un phénomène deja connu, l'augmentation éventuelle
des teneurs en or dans la partie marginale ou l'encaissant des granitoïdes intrusifs. Ce
phénomène est cependant fort irrégulier et localisé, comme on l'a vu avec l'encaissant
du granite de Saraya et comme on va le voir avec une analyse de cornéenne.
Cornéenne en bordure de la granodiorite de Boboti
La teneur trouvée est de 2 ppb.
Conclusion sur les granitoïdes, leurs différenciation et roches de contact.
Les valeurs trouvées sont toutes banales, dans les ordres de grandeur des données
du Handbook. Seule la bordure sud de la granodiorite présente une haute teneur,
anomalique, de 24 ppb. Le phénomène de refoulement marginal de l'or n'apparait donc
ici que localement. TI faut cependant prendre en compte le faible nombre d'analyses.
111-2-1-4- Les filons de quartz
Un seul filon de quartz a été analysé. Il s'agit du filon d'un filon aurifère orienté E-
W et situé au SE de Garabouréa. La plus forte teneur enrégistrée concerne ce filon (>10
OOOppb). Un controle de cette anomalie a été effectuée à Trente; le résultat indique une
teneur dépassant 14000 ppb).
III-2-1-S- Les minerais de fer
Les prélèvements ont concerné deux collines de fer: la colline de Karakaène-ndi et
celle de Koudékourou. Les teneurs obtenues sont faibles respectivement de 2 et 3 ppb
(tabl. 38).
Ill-2-1-6- Les latéritiques sur formations volcanosédimentaires
Les altérations lattéritiques sur formations sédimentaires et volcano-sédimentaires
au sud et au Nord du domaine Est-Saraya ont été prélevés et analysées. Comme
précédemment les teneurs sont faibles oscillant entre 55 et 19ppb (tabl. 38).

319
Tufs à ciments de tounnaline
IWEch.
1
1
2
1
3 T 9 T Il 1 16a 1 20 1 22 1 23 1 37 1 53
IAu (ppb
5
1 51
1 3
15171 9 1 10 1 16 1 5 1 10 1 60 1 28
Tab.34 - Teneurs en or exprimées en ppb des tufs à ciment de tourmaline.
Tufs ~iclastiaues
Quartzites
Calcaires
Conl!.lomé.
IWEch.
131
15
17 1 53 1 61 1 10
41 1 19 1 58 1 6 1 28 1 39
24 1 54
141 16al
IAu (ppb)
4
1 2075
4
1 28 1 11 1 163
3
1 4
1 7 1 34 1 16 1 33
13 1 17
3 1 22
Tab.35 - Teneurs en or exprimées en ppb des tufs épiclastiques, quartzites, calcaires et
conglomérats.
Andésites
Microdiorites
Albitites leucocrates
Albites méso à mélano
1N°Ech.
40 1 60
31 1 59 1 56 1 55
1
1nA 1 38 138-911 38AI 38C
27 1 33 1 42 1 341
IAu(ppb
4
1 13
2
1 3 1 3 1 3
1
1 44 11771 280 1320\\1090
17 1 3 1 2
1
31
Tab. 36 - Teneurs en or des roches volcaniques et hypovolcaniques (exprimées en ppb)
N° Ech. Au (ppb
Filon de auartz
N43
>10000
Granit. Sara.
Grano. et allIite
CoornéennCli
N5
2
IWEch. N441 N36
N20A1N26TN35 rN25 N45 IN30
Minerai de fer
N40
3
N44
3"5"
\\Au (ppb
5
1 <1
241
21<1
1
2
21
2
Latérite
NIB
19
Tab. 37 - Teneurs en or des roches plutoniques et
Tab. 38 - Teneurs en or exprimées
de leur contact exprimées en ppb
en ppb des filons de quanz,
minerai de fer et latérites
sur roches à dominantes

volcanosédimentaires.
N°Ech
LocalisatIOn
Au (ppb)
9O-97B
Tinkoto
3
Basaltes
90-89
Koulountou
6
90-9
Sabodala
1
D-90-26B
Sabodala
<2
90-12
Mamakono
4)
Gabbros
90-83
Bransan
5
N49
Bafoundou
3
07197
--éoba-Yéhmal<
4
Grauwackes
090-19G3
Soréto
8
N47
Bafoundou
5
Jaspes
N48
Bafoundou
9
Tuf rhvolitiaue
N51
Mako
6
Brèche volcaniaue
N52
Mako
4
Tab. 39 - Teneur en or exprimées en ppb des roches
du supergroupe de Mako (Basaltes, gabbros,
grauwackes,jaspes, tufs rhyolitiques, brêche
volcanique)

320
IV· Distribution de l'or hors de la région étudiée: le supergroupe de Mako
Des prélèvements ont été effectués dans la partie méridionale du supergroupe de
Mako, notamment les villages de Bantata , bafoundou, Mako et Niéméniké. Les faciés
concernés sont des gabbros, des tufs volcaniques, des bréches volcaniques des jaspes et
des grès. Les teneurs (ppb) moyennes obtenues sont respectivement 3, 5,4 et 7. (tabl.
39 )
Ngom (1990, inédit) et Diallo (1990, inédit) ont dosé Au dans des roches
magmatiques mafiques et ultramafiques et des grauwackes provenant des parties
centrale et septentrionale du supergroupe de Mako (tabI.39). On peut faire les
remarques suivantes:
- Les basaltes ont des teneurs en Au qui ne dépassent pas 6 ppb. Les valeurs
moyennes proposées dans la littérature pour ce type de roche oscillent entre 6 et 0,6
ppb.
- Les teneurs en Au dans les Gabbros sont nettement plus élevées que celles des
basaltes; elles peuvent être très forte (45ppb), dépassant très largement les valeurs
moyennes connues dans la littérature pour ce type de roches.
- Les grauwackes renferment des teneurs en Au a.ssez élevées, comprises entre 4 et
8 ppb.
V· Comparaisons de la distribution de l'or dans les formations étudiées avec celles
présentées dans la littérature
V-I-Remarques générales
Notre principale source d'unformations est le Handbook of Geochemistry. Dans
celui-ci certaines valeurs semblent relativement fortes par rapport à d'autres données.
Certes, on peut toujours critiquer, à plus ou moins juste titre, les teneurs moyennes
données par les géochimistes, mais il est quand même insolite de trouver des variations
d'un facteur de 10 dans un groupe de roche aussi répandu et significatif que les basaltes,
y compris dans le même groupe d'échantillons. Par exemple, les analyses de 5 basaltes
alcalins de la ride médio-atlantique donnent des teneurs allant de 0,5 à 16 ppb (Anoshin
et Yemel'yanov, 1969 et DeGrazia et Haskin, 1964, in Handbook of Geochemistry). La
première valeur semble être très voisine de celle de la grande majorité des basaltes. La
seconde correspond peut être à un échantillon hydrothermalisé, ou alors la distribution
de l'or serait irrégulière, les échantillons retenus sont trop petits, et il y aurait effet de
pépite?
Au total, on comprend mal pourquoi le clarke de l'or serait généralement estimé
à 1 ppb. au vu des valeurs moyennes données par le Handbook, concernant les roches

321
constituant l'essentiel de la croûte terrestre: les teneurs données correspondraient'elles
en partie à des échantillons prélevés dans des secteurs minéralisés ou tout au moins
anomaliques? C'est sans doute dans une optique voisine que le rédacteur du chapitre 79-
E du Handbook of geochemistry, élimine des valeurs qu'il considére comme trop
élevées. C'est précisément le cas de données fournies par Degrazia et Haskin 1964,
mais aussi les résultats d'autres auteurs comme Kushmuradov, 1970; Moisenko et
aL,1971 et Shilin, 1968.
V-2- Comparaisons
-Les échantillons de granite analysés ont été prélevés sur les bordures de la
partie apicale du massif de Saraya. La moyenne de 3 ppb obtenue est légèrement
supérieure à la moyenne des 310 analyses (l,7ppb) fournie par le Handbook of
geochemistry.
- Les granodiorites (3 analyses) présentent une moyenne de 9ppb qui est 3 fois
supérieure à celle donnée par les 300 analyses du Handbook of geochemistry. Cette
différence pourrait être due au nombre restreint de nos analyses par apport à celles de la'
littérature. Cependant, nos granodiorites sont issues d'un manteau vraisemblablement
anomalique, ce qui n'apparaît pas ici.
- La seule analyse relative aux aplites donne une teneur de 2ppb qui est
nettement inférieure à la moyenne de 4,1 ppb fournie par les 23 analyses du Handbook.
Soit notre faciès est pauvre en or, soit le nombre d'analyse est trop faible.
- Comme dans le cas précédent les gabbros et diorites montrent des teneurs
inférieures à celles de la littérature. Ces dernières concernent un nombre très élevé
d'analyse (580 pour les gabbros et 261 pour les diorites). Nos moyennes pourraient être
considérées comme acceptables, mais correspondrait à des sources magmatiques peu
aurifères.
- Les teneurs en or des plagioclasites n'ont pas été comparées faute de références
dans les données de la littérature. Les moyennes présentées (6,3ppb) pour les variétés
méso et mélanocrates sont assez élevées. Les 382,2 ppb pour les leucocrates sont
remarquables, mais nous sommes ici dans un faciès minéralisé.
- les roches aux contacts immédiats des granitoïdes (cornéennes) qui présentent
une moyenne de 2 ppb, n'ont pu être comparées avec des faciés du même type.
- Les roches volcanosédimentaires et sédimentaires (tufs épiclastiques,
quartzites, chens-jaspes) présentent les teneurs en or les plus importantes de la région
étudiée. La moyenne la plus élevée (417ppb) a été fournie par 5 analyses de tufs
épiclastiques; cette moyenne est nettement supérieur à celle données par 105 analyses
publiées correspondant à une moyenne de 3,2 ppb publiées dans le Handbook of

322
geochemistry. Ces roches pourraient une source possi.ble de l'or remobilisé dans les
filons et veinules de quartz de la région étudiée.
- Les fonnations latéritiques sur roches volcanosédimentaires et les minerais de fer
n'ont pu être comparés. Dans chaque cas 2 analyses ont été effectuées. Les moyennes
obtenues sont élevés dans les latérites (37ppb) et banales dans les minerais de fer.
Types de roche
Données de la littérature
Ce travail
nbre d'anal. Moy. (ppb)
nbre d'anal.
Moy. (ppb)
granite
310
1,7
2
3
wanodiorite
380
3
3
9
aplite
23
4 ~)
,"'-
1
2
gabbro
580
4,8
1
3
diorite
261
3,2
4
2,7
albitite méso à mélan.
4
6,3
andésite
696
3,6
2
8,5
albitite leucocrate
5
382,2
cornéenne
2
2
tuf à tourmaline
10
68,5
tuf épiclastique
105
3,2
5
417,2
Quartzite
2
4,9
4
24
chert-iaspe
28
2,5
2
24,5
latérite
2
37
minerai de fer
2
2,5
calcaire
50
1,5
3
11,7
filon de quartz
> 10000
Tab. 40 - Teneurs moyennes en Au des roches de La Daléma. Comparaisons avec les
données de la littératures

323
CHAPITRE V - LES FILONS DE PALEOSURFACE ET l'URANIUM
L'existence de remplissages de fractures a silice fibreuse a été signalée dans la
boutonnière de Kédougou-Kéniéba (Ndiaye, 1986). Ces filons, connus dans le
Phanérozoïque européen et maghrébien étaient inédits au Protérozoïque. La figure ll-8
donne une localisation des filons dans la zone étudiée.
La signification des filons de quartz fibreux a été évoquée par Arnold et Guillou
(1980), Esteyries et Guillou (1986), Dicko (1983), Boulay (1984). Il s'agit de
l'équivalent des dépôts diagénétiques siliceux qui bordent les lagunes, équivalent
déposé dans les fractures vivantes qui s'ouvrent sous les formations sédimentaires siége
de l'activité diagénétique. Les nappes acquifères qui affectent les sédiments peuvent et
doivent aussi transiter dans ces fractures où leur circulatioIf est plus facile. On a ainsi
l'apparition d'un milieu souterrain ouvert infrasédimentaire où les eaux de nappes
filtrées se mélangent et déposent des produits dont la minéralogie est très voisine de
celle des ciments diagénétiques mais qui sont favorisés par l'ouverture du milieu et sa
propreté. Il ya donc formation de grands cristaux beaucoup plus pauvres en impuretés
que les nodules et ciments diagénétiques.
Il ya également transposition des minéralisations qui se localisent dans ces
marges évaporitiques , V-V, Cu-Co-n, Pb-Ba.... et qu'on retrouve dans ces corps
filoniens. Toutes les lois qui régissent ces minéralisations et l'apparition du Zinc
s'appliquant
ici,
telles
qu'elles
ont
été
définies
par
Guillou
(1980).

C. R. Acad. Scî. Paris, t. 306, Série II, p. 141-144, 1988
141
Géologie/Geology
Distribution des filons de surface à quartz fibreux et
pseudomorphoses siliceuses, liés aux évaporites. Cas des
filons sous sebkha
Jean-Jacques GUILLOU et Papa Moussa NDIAYE
Résumé - Si les conditions tectoniques s'y prêtent, l'association secondaire à quartz fibreux qui
êpigénise les sédiments en marge des milieux évaporitiques, envahit les fractures ouvertes du substrat.
Ce phénomène apparaît aussi bien en bordure de bassin satin par écoulement gravitaire des eaux
continentales vers la dépression, que dans des environnements continentaux peu accidentés, sous
sebkha, par artésianisme.
Distribution of the superficial veins filled with fibrous quartz and siliceous
pseudomorphoses, associated with evaporites.
Case of the veins under playas
Ahstract - A mineralogîcal association of fibrous quartz and siliceous sulphate pseudomorphoses as
secondary ciment characterizes the sediments of the margin of evaporitic environments.
If any suitable
tectonic conditions occur, this association fil/s the open fractures of the basement.
These vein deposits
are either encountered in the margin of saline basin, related to the gravitational continental water
flows, or under playas, related ta artesian waters.
1. INTRODUCTION. - Une association minérale à silice fibreuse et pseudomorphoses de
sulfates calciques épigénise les sédiments en marge des milieux évaporitiques, là où
fluctuent et se mélangent les eaux douces continentales et les saumures ([1] à [3]). Outre
la silice et les reliques des sulfates calciques, elle se compose de carbonates calciques et
de dolomite, d'adulaire, de fluorine et de barytine, de différents sulfures de fer et d'autres
métaux lourds ([1] à [5]). Quand des fractures ouvertes affectent la couverture sédimentaire
et son substrat, les nappes circulent dans ces vides et y déposent les mêmes minéraux. Ils
diffèrent des épigénies intrasédimentaires par leur taille souvent supérieure, par la fré-
quence des formes extérieures et par leur limpidité, toutes caractéristiques dues au milieu
ouvert. La silice fibreuse s'y exprime de préférence en « paracristaux » de quartz [6],
formés de l'association sénaire de groupes de fibres parallèles, disposés symétriquement
en oblique selon l'axe C, et qui évoluent par lissage vers des monocristaux. Transposé
au système cubique, ce mode de croissance s'applique aussi à la fluorine [7]. Les pseudo-
morphoses, qui affectent surtout l'anhydrite sont abondantes [8].
Au total, les dépôts intrasédimentaires et les remplissages cogénétiques de fractures
présentent la même association cristalline. Les quelques changements d'habitus observés
expriment l'originalité de milieux diagénétiques voisins comme l'a montré plus générale-
ment Millot [9].
II. DISTRIBUTION DES SILICIFICATIONS INTRASÉDIMENTAlRES ET FILONIENNES LIÉES AUX
MILIEUX ÉVAPORITIQUES. - Les dépôts évaporitiques s'inscrivent et se conservent mal dans
la sédimentation. Par contre, les silicifications intrasédimentaires qui leur sont liées
apparaissent facilement et résistent mieux aux vissicitudes géologiques. Elles témoignent
ainsi de phénomènes fugitifs: Arbey [3] interprète les croûtes siliceuses oligocènes de
Limans (Alpes de Haute Provence) comme l'épigénie de « croûtes évaporitiques sembla-
bles à celles que l'on voit se former après une crue à la surface des sebkha continentales ».
De par leur situation, les silicifications de fractures sont encore mieux préservées. Elles
Note présentée par Georges MILLOT.
0249-6305/88/030600141
$2.00 © Académie des Sciences

142
C. R. Aead. Sei. Paris, t. 306, Série II, p. 141-144, 1988
NW
SE
PbS
D
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X
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.•"'~~~•••••SiO'
Fig. 1. -
Coupe de la Mine Christian Levin. Essen. Ruhr. RFA, d'après Buschendorf et coll. [11J. Si02 :
zone siliceuse, PhS : zone minéralisée en galène, Ba S04: zone barytique, FeS 2 : secteur où la marcasite
dépasse 9 %' Les flèches indiquent la direction d'écoulement des eaux continentales.
Fig. 1. -
Cross section of Christian Levin Mine. Essen. Ruhr. RFA, after Buschendorf et al. [l1J.
Si0 2 :
si/iceous zone, PbS : galena rich zone, Ba S0 .. : barytic zone, FeS : areas where the marcasite grades up from
9%.
The arrows show che flow direction of the cominental waters.
sont donc très généralement distribuées. On les trouvera:
1° et 2° en bordure de grand bassin évaporitique marin, tels les filons permiens de
Lead-Hill en Écosse, en marge de la Mer du Zechstein [7], ou au passage d'une zone
haute à une dépression intracontinentale soumise à un climat aride, comme c'est le cas
des filons uranifères penniens de la région de Grury dans le Morvan, au bord du Bassin
permo-carbonifère de Blanzy [7] : ces deux cas se confondent lorsque les données sont
incomplètes;
3° en dehors des zones d'influence des grandes dépressions, dans des milieux continen-
taux au relief très peu marqué, où les fonnations évaporitiques de type sebkha sont
répandues mais éphémères: nous examinerons les cas de 'la Pénéplaine armoricaine et de
la surface à 1 milliard d'années de la Fenêtre Kéniéba-Kédougou au Sénégal.
III. LES CARACfÉRISTIQUES DES FILONS SITUÉS ENTRE ZONE HAUTE ET DÉPRESSION ÉVAPORITI·
QUE. - Leur localisation est illustrée par le cas du Rouvergue, au Nord d'Alès (Gard) (10].
Les remplissages affectent des décrochements NW-SE, au passage d'un horst, l'Anticlinal
du Rouvergue, à une dépression, le Bassin de Bessèges. Les fractures filoniennes dont
l'ouverture atteint 50 m accueillent des dépôts de quartz fibreux pseudomorphique mêlés
de matériaux stéphaniens remaniés, qui sont issus des zones hautes en surrection rapide
soumises à l'érosion. Le remplissage détritique enregistre donc le fonctionnement à sa
charnière d'un couple zone haute en surrection -
bassin en subsidence. Ceci détermine
la situation paléogéographique du composant siliceux.
La morphologie intrafilonienne est précisée par certains levés miniers où sont indiqués
les gangues (fig. 1).
Encaissé dans le Westphalien, ce filon voit le passage latéral en oblique d'un remplissage
siliceux faiblement minéralisé à une minéralisation sulfurée piombo-zincifère, puis à un

C. R. Acad. Scï. Paris, t. 306, Série II, p. 141-144, 1988
143
Evaporation
•1
•1
•1
1
1
1
•;1
libre
Calcai-re
Nappe d'eau captive
Nappe salée de la sebkha
~
Marne
~ dans· le calcaire
dans les alluvions
Fig. 2. - Coupe d'une sebkha, d'après R. Coque [15].
Fig. 2. -
Cross section of a playa, after R. Coque [15].
From the left : limestone, mari, fresh water in the /imestone, salt water in the alluvial deposit.
remplissage sulfaté barytique. On retrouve en fracture la chaîne des ciments diagénétiques
qui caractérise des gîtes de type red-bed s.l. ([4] et [5]), liés aux marges évaporitiques et
où la silice passe aux sulfures puis aux sulfates, en allant du domaine émergé au bassin
salin.
Cette morphologie est due au trajet des nappes d'eau continentales qui s'écoulent par
gravité vers les dépressions. Elles pénètrent et descendent dans les fractures où, au contact
des saumures plus denses, elles remontent en oblique en s'y mélangeant (fig. 1). Dans le
détail de cette figure, la distribution rythmique en bandes obliques à verticales des
concentrations de marcasite illustre un phénomène stationnaire dans la dynamique
d'écoulement et de mélange des eaux.
IV. CARACfÉRISTIQUES DES FILONS LIÉS À DES AIRES CONTINENTALES PEU ACCIDENTÉES, Où
MANQUENT LES BASSINS ÉVAPORITIQUES BIEN INDIVIDUALISÉS. -
Les nombreux filons à quartz
fibreux, pseudomorphoses siliceuses et reliques d'anhydrite qui se rencontrent dans le
sud de la Pénéplaine armoricaine [7] ne correspondent plus au cas précédent. Dans ce
domaine resté presque continuellement émergé depuis la fin du Paléozoïque, les dépres-
sions sont localisées et très peu marquées. Les sédiments évaporitiques sont inconnus. Il
faut donc y envisager l'existence des dépôts salins pelliculaires et fugitifs pour rendre
compte de l'apparition de ces remplissages. Le même problème se retrouve sur la
paléosurface datée à 1.022 M.a. [12] de la « plaine» de la Falémé (Sénégal-Mali). Recou-
verte à l'origine de dépôts de type série rouge continentale [13] et assimilable à un
pédiment, elle est formée de schistes birrirniens et de granites recoupés par des fractures
E-W qui accueillent des remplissages filoniens à quartz fibreux et pseudomorphique [14].
Ces filons qui se localisent en particulier dans la partie centrale haute et rigoureusement
plane de la surface, à l'écart des surcreusements tertiaires, ne peuvent être liés qu'à des
formations évaporitiques continentales pelliculâires, actuellement disparues.
La composition des remplissages reste fondamentalement la même que dans les filons
précédents. Mais leur distribution est différente. Ils se disposent en demi-lentilles
emboîtées, ouvertes sur la surface. Les formations les plus superficielles et les plus internes
sont les plus évaporitiques. La silice massive périphérique passe aux pseudomorphoses
siliceuses, puis aux sulfates internes.

144
C. R. Acad. Sei. Paris, t. 306, Série II, p. 141-144, 1988
Cette situation topographique et cette morphologie interne permettent d'envisager la
liaison de ces filons avec des milieux évaporitiques continentaux de type sebkha (fig. 2).
Les sebkhas se localisent souvent sur des surfaces peu accidentées à l'intérieur du
domaine continental. Leur fonctionnement fait principalement appel aux écoulements
souterrains. Les eaux artésiennes y ameurent, s'évaporent, la salinité de surface augmente
et le niveau de la nappe fluctue au gré des variations croisées des apports et de
l'évaporation. Quand une fracture ouverte recoupe le substrat et ses aquifères, toutes les
conditions sont remplies pour qu'un dépôt filonien apparaisse. Le gradient de salinité
croît vers la surface, les fluctuations des nappes permettent le dépôt de la silice en
profondeur, ceux des sulfates et autres évaporites en surface, et lors des remontées d'eaux
douces, le remplacement pseudomorphique des minéraux plus superficiels par la silice
plus profonde. On conçoit aussi qu'un tel modèle fonctionne simplement sur fracture,
sans qu'un aquifère sédimentaire soit nécessaire.
V. CONCLUSION. - Les sédiments des marges des milieux évaporitiques sont épigénisés
par de la silice fibreuse souvent pseudomorphique qui envahit aussi les fractures ouvertes
du substrat Ces remplissages siliceux de fractures suivent la distribution des évaporites
dans le domaine continental. On distingue les filons de bordure de bassin marin à
intracontinental des filons sous sebkha, formés sous des dépôts salins continentaux
pelliculaires et éphémères. Dans les deux cas, l'assemblage minéralogique reste fondamen-
talement le même, comme le mécanisme hydrologique qui met en œuvre la rencontre
d'eaux continentales et de saumures par des circulations à prédominance latérale en
marge des dépressions ou par des résurgences artésiennes sous sebkha. Enfin, bien
protégés de l'érosion, ces remplissages filoniens à silice fibreuse et pseudomorphoses de
sulfates restent souvent les seuls témoins des phénomènes évaporitiques, en particulier
dans les domaines continentaux surélevés, temporairement occupés par des sebkhas.
Note reçue et acceptée le 9 novembre 1987.
RÉFÉRENCES BIBUOGRAPHIQUES
[1J P. MUNlER-eHALMAS, C. R. Acad. Sei. Paris, 110, 1890, p. 663-666.
[2J A. MIOIEL-LEVY et P. MUNIER-CHALMAS, Bull. Minéral., 15, 1892, p. 159-190.
[3J F. ARBEY, Bull. Centre Rech., Pau, S.N.P.A., 41, 1980, p. 309-365.
[4J J. C. SAMAMA, Thèse Sc., Nancy, 1969,450 p.
. .. ,.
[5] J. J. GUILLOU, Thèse Sc., Paris-VI, 1980, 2, 279 p.
[6] M. ARNOLD et J. J. GUIllou, Bull. Minéral, 106, 1983, p. 417-442
[7] C. EmNRIES et J. J. GUIllou, C. R. Acad. Sei. Paris, 302, série n, 1986, p. 1075-1078.
[8J M. ARNOLD et J. J. GUILLOu, C. R. Acad. Sei. Paris, 290, série D, 1980, p. 155-157.
[9] G. MILLOT, Bull. Serv. Carte géol. Ais. Larr., 13, n° 4, 1960, p. 129-146.
[10] M. ARNOLD, J. J. GUILLOU, A. PERNETT et J. L. ZIMMERMANN, Mém. B.R.G.M., n° 104, 1980, p. 177-
210.
[l1J F. BUSCHENDORF, M. RICIITER et H. W. WALTER, Beih. GeoJ.:Jb; 28, 1957, p. 1-163.
[12] J. P. BASSOT, Thèse Sc., Clermont-Ferrand, 1966, 331 p.
, [13] G. M1LLOT, Géologie des Argiles. Masson, Paris, 1964, 499 p.' i;
":'[14] P. M. NDIAYE, 'Thèsè'3' cycle, Dakar, 1986,'109 p.
< <;""',::"".:t
[15] R. CoQœ;'Encyclopèdid Ùniversalis, Paris, 2, 1968, p: 373-381:"";;:'
J. L G,:: Laboratoire de: Caractérisation des Gîtes minéraux; E:N.S.G., B.P. n° 452, 54001 Nancy Cedex,
. P.M.N. : Département de Géologie, Faculté des ScienceS; Université de Dakar, Dakar Fann, Sénégal.

F:t.11ri'~f.
r(~C-~n\\.Fl".
:p;ur
1",
(;(..(11(;,,1.-
CRITERES DE RECONNAISSANCE ET ROLE METALLOGENIQUE
D'UNE PALEOSURFACE A UN MILLIARD D'ANNEES
CRITERIA FOR IDENTIFICATION AND METAllOGENIC IMPORTANCE
OF A 1 GA OlD PAlAEOSURFACE
Guillou J. -J.
(*)
Ndiaye P.M.
(**)
Sainarna J. -C.
(*)
Héme quand
elles ont été sensiblement érodées,
le. paléo.urfaces
continentales peuvent
se repérer
par la
pr6sence,
dana
les fractures
du socle
sous-jacent,
de filons
siliceux
qui se
sont form's
en
liaison avec
la paléosurface
concernée.
Les
remplissages
de
ces filons
sont
caractérisés
par
des
pseudomorphoses
de
sulfates d'origine
évaporitique.
On y distingue les
dépOt. de
fractures
situées sous
des
déprassions
de
type sebkhra,
de ceux qui
.e localisent en marge de bassin. évaporitiques endoréiques ou littoraux.
Dans
la
fenAtre de lCéniéba,
une
telle surface
li. filons
de silice
pseudomorphique s'est
formée voici
un
milliard d' annéas.
Dégagée
par
l ' éroaion,
alla se
confond
avec
lea
aurfacas
récentas,
mais
aa mise
en
évidenca parmet
da
mi aux
comprendra
certaina
traita
métallogéniques
régionaux.
comme
les
remplissages
uranifAres des épisyénitaa du granite de Saraya.
Ahstract
Continantal
sedimenta
and
paleosurfacas
can
be
characterized
by
class ics
arguments,
as
red-bad
type
conglomerates and aandstonas,
palaaoaurfacea and altarations,
palaao-inselbergs, karsts,
. . . , or by othar
alements, as tha fillings of open fracturaa of tha basamant in communication with surfaca.
Thaaa fillings
of fibrous quartz and ailicaoua anhydrita paeudomorpha ara tha equivalent of tha aacondary cement of tha
sedimants of
tha margin of
avaporitic
environmants.
Thasa vein
daposits
are
aithar
encountarad
in the
margin of marina
or andoreic basin,
ralated to gravitational
continental water flows,
or
undar
playas.
related to artasian waters.
In
lCenieba
window,
birimian
morphology
rasults
of
the
superposition
of
e
1 Ga
palaeosurface
and
Quaternary-Canozoic surfaces. Uranium bearing Tambaoura Sandstonas lies on this 1 Ga proterozoic surface.
In the Saraya area,
tha
fibrous
quartz
with anhydrite psaudomorphs
from under-playas
surfaca veins,
and
the uraniferous
complex fillings of episyenites belong also to Protarozoic continental
events.
Protero-
zoic
paleo-inselbergs
are
also
common.
Batween sandstones
and
the
birimian
basament,
basal
saprolites
and
altaration
hava
provided
a
peculiar
permeable soft
lavel,
able
ta
control
the
recent
claaning
of
sandstones under humid climates,
according ta tha sub-horizontal arid proteroxoic palaeosurfaca.
In conclusion,
1)
post-magmatic uranium distribution is chiefly directed by proterozoic
geomorphological
featuras;
2)
thasa proterozoic arid features ara partly inharitad by recent surfacas.
IaTRODUCYIc.
i l importe de précisar leurs caractéristiques.
Dans
la
fenêtre
de lCéniéba,
le
modelé
actuel
du
Birrimien résulta da la superposition d'une pédi-
D.l!:HEITS CAKACTEIl.ISTIQIŒS DES PALEOSUllFACES
plaine
protérozolqua .datée
li.
1066 Ha
[1)
et
des
surfaces
d'érosion
et
de
cuirassement
tertiaires
1. Les
red-beds
sarinca.baats.
Les
formations
et
quaternairas.
Ces
év6nements
continentaux
continentales
anciennes
qui
ont
échappé
aux
déterminent
la
distribution
des
indices
minérs-
érosions
ultérieures
sont
essentiellement
repré-
lisés. Ici et plus. l'Est
(Burkina Faso),
l'ura-
sentées
par
les
conglomérats,
grAs
et
arkosas
de
nium
sembla
concentré
par
les
phénomilnes
super-
type red-bed s.l. Elaborés sous climat. tendance
gilnes
précambriens,
alors
que
l'or
est
surtout
aride,
ces
dépOts
gréseux
et
arkosiques
ont
des
redistribué par les actions récentes.
caractéristiques nombreuses
et précises
[10).
Ils
contiennent
en
particulier
des
minéralisations
Cependant,
comme
la
reconnaissance des
anciennes
variées,
• U-V,
Cu ou Pb-Ba.
surfaces continentalas n'est pas
toujours simple,
(*)
Labo. de Caractérisation des Gîtes Minéraux, ENSG, 54001 Rancy, France.
(**) Dépt. des Sciences de la Terre, Unlv. de Dakar, Sénégal.
313

~ecent Data in ALrican Earth Sciencea
2. Laa
pa160-slacia.
-pédlaenta
ou
-p6diplaine.
profondeur,
dans
les
cassures
ouvertes
du
sub-
sur lesquels
se .ont formé. ces
red-beds,
corres-
strat,
vides
dont
la
perm6abilit6
plus
grande
pondent aussi
ll des mode16s arides.
I r ' s
aplanis,
facilite
l"abondance
et
le
d6veloppement
de
i l s
sont
accident6s
de
petites
entailles
( r i l l s ,
cristallisations plus
·propres"
[2].
ouadi)
ll
mat6riaux
plus
grossiers
et
de
d6pres-
sion. plu.
'tendues,
de
type playa.
Comme
le.
dllpôt.
intras6dimentairea
lié..
Il
la
marge
de.
milieux
évaporitique .. ,
ces
filons
3. Le.
pa16o-in.elbers •.
Ces
;reliefs
caract6ris-
peuvent se rencontrer
[51
:
tique.
des
domaines
arides
sont
t r ' s
exposlls
aux
actions climatiques ult6rieures.
-
Il
la
limite
d'un
domaine
continental
et
d'un
bassin
marin
lIv .. poritique,
ll
condition
que
le
4. Le.
pa160alt6ration•.
Malgr6
leurs
puissances
.. ubstrat .. oit fracturé
;
limi t6es,
ces
formations
perm6ables
ont
la
plus
grande
importance
lors
des
repr i s es
ul t 6r i eur es
-
en
domaine
continental
endoréique,
au
pass age
6ventuelles de
ces
ansembles par
l'6rosion conti-
des
hauteur ..
au
bassin,
dans
le..
mArnes
condi-
nentale.
Elles se subdivisent en
tions.
-
mat6riaux
meubles
de
surface
ce
sont
des
Dans ces deux
cas,
les
filon . . . e
situent entre un
arènes,
autochtones
ou
subautochtones.
Dans
le
domaine
élevé
et
une
d6pression.
Ils
sont
meilleur
des
cas,
leur
6paisseur
n'atteint
que
dissymétriques,
en
bandes
obliques,
.. itué ..
entre
quelques m'tres
;
un
domaine
plus
.. uperficiel
proche
du
bassin
sulfat6
et
un
domaine
continental
plus
profond
Il
-
les
profils
d' alt6ration
la
tranche
de
sub-
silice.
stràt qui
conserve des
traces
d'alt6ration super-
ficielle,
est
s6n'ralement peu6paisse
:
quelques
-
en
domaine
continental
peu
accidenté,
sous
une
dm [10]
ll 20 m [4].
sebkba formée
dans une
d6pra... ion ll
peine marquée
de la
topographie,
et
dont tout vestige
disparait
5. Le.
r_pli.sage.
de
t:ractures
.upert:icielle •.
ult6rieurement par
6rosion.
Dans
ce
Cas
le
filon
L'interpr'tation
de
ces
formations
est
r6cente
est
sym6trique,
en
demi-lentille
ouverte
vers
le
[5].
Elle
est
fond6e
sur
la
constetation
que
les
haut.
6pigen'ses
peuvent
affacter
aussi
bien
la
masse
des
alt6rites,
ce
qui
est
classique,
que
les
En conclusion,
ce .. dépôts qui .. 'enfoncent dans
le
fractures
ouvertes du substrat.
substrat
ont
beaucoup
plus
de
chance
d'être
pr6serv6s
de
l'6rosion
que
les
formations
super-
Ainsi,
de nombreux filons
d'Europe
hercynienne
et
ficielles.
ca16donienne
[2]
pr6sentent
d' abondentes
pseudo-
morphoses
d'anbydrite
par
de
la
silice,
de
la
6.
Laa
autres
r.-plias&&e..
karst.
et
épiaTé-
calcite,
de
la
fluorine
ou
des
sulfures.
Outre
nitea.
En
dehors
des
fractures
ouvertes
et
des
ces
minllraux,
la
silice,
qui
y
est
syst6matique-
zones
de
broyage,
des
t6moins
de
l'activit6
des
ment fibreuse
(quartz
fibreux,
lut6cite
et
autres
paléosurfaces
peuvent
être
recueillis
dans
des
calc6donites),
est
accompagn6e
de
diff6rents
ouvertures
d1autre
nature.
Ce
sont
les
dépOts
carbonates,
d'adulaire,
de
"lIolites,
d'argiles,
karstiques
et
les
remplissages
d'6pisyénites.
Ces
dont
des
esp'ces
magn6siennes
(s6pioli te
et
dernières
sont
des
dissolutions
d'origine
hydro-
attapulgite) ,
de
barytine,
d'hydroxydes
et
de
thermale,
localisées
dans
les
mas s i fs
gran i-
mati're organique.
tiques.
Elles
communiquent
aVec
le
milieu
super-
gène
lorsqu'elles
arrivent
ll
l'affleurement
ou
à
Les
inclusions
fluides
et
la
pr6sence
constante
proximi t6.
Souvent
remani6s,
ces
remplissages
d'anhydrite
montrent
que
ces
milieux
filoniens
sont difficiles à
dater.
6taient
sa16s,
de
composition
très
proche,
sinon
identique,
ll
celle des saumures
6vaporitiques.
La
présence de
goethite et de gypse
englob6s dans
la
LA
RECORRAISSARCE
DE
L'HERITAGE
PRO~OZOIQUE
silice.
et.
l'absence
d.
minéraux
qui
ne
peuvent.
DUS LA FElœTIlE DE ~IEBA ET PLUS AL' EST
se
former
à
temp6rature
ordinaire,
confirment
ce
rapprochement.
On
est
donc
condui t
Il
assimi 1er
1. Les
formations
détritiquea
continentales.
Ce
ces
remplissages
aux
dépôts
péri-évaporitiques,
sont
les
gr's
continentaux
de
type
Tambaoura,
form6s
ll
l'intérieur
des
sédiments
et
altérites,
larsement
répandus
sur
toute
la
surface
birri-
à
la
hauteur
du
plissage
continent-lagune.


mienne.
Ils
contiennent
à
leur base
une
anomalie
s'affrontent les
eaux des nappes
continentales
et
uranifèr ..
connue
du
Sen6gal
et
au
Burkina-Faso,
les
saumures.
Ici
ce
phénomène
a
lieu
plus
en
minéralisation
caractéristique
de
ces
milieux.
314

Etudes
récentes aur
l~ GQolo~i. de l"Afrique
Leur
prltsence
incite
Il
la
recherche
systltmetique
propre décapase.
niveau par niveau.
des
autres
ltlltments
constitutifs
des
modellts
arides.
~. Le. Cilon. de quartE p••uda.orpbique li's Il la
paliiosurCace.
Ils
ont
été
découverts
dans
le
2. La
palliosurface
protliroEolque,
ses
altlir:l.tes
secteur de Saraya et dsns
la vallée de la Falémé,
et son profil d·alt'ration.
En
dehors
des
bases
entre
Frandi
et
Daorola
[9].
Ce
sont
des
corps
de
cuestas.

elle
se
confond
avec
les
sise i s
d'extension
inférieure
au
km.
de
quelques m de
rltcents
dltcrits
par
Michel
[6,
71.
elle
sambla
puissance,
orientés.
E-W.
Ils
conti ennent
du
particulièremant
bien
conservlte
dans
la
Fenêtre
quartz
fibreux
11.
calcite
et
des
pseudomorphoses
de Kéniltba,
dans le
sacteur de Saraya,
Il
l'ltcart
de
sulfates
11.
reliques
d' anhydri te.
Sur
la
sur-
de
l'influence
des
deux
axes
fluviaux
de
la
fsce
relique
très
peu
accidentée
de
Saraya,
on
Gambie
et
de
la Falltmlt.
Elle y
forme
un
plateau
remArque
leur
forme
de
demi-lentilles,
témoin
de
subhorizontal,
de
quelques
180 m
d'altitude,
Il
l'intersection de
dépressions
de
type
sebkhra
et
substrat
granitique

les
cuirassements
sont
de fractures ouvertes de distension.
rares
ou
absents.
Plus
généralement,
aucune
relique
incontestable
de
matériaux
meubles
non
5. Le.
rempli.sages
d"pisyénite ...
Mis
en
évi-
remenilts ou de
profil d'altltration n'a
ltté
replt-
dence
par
les
travaux de
la COGEMA,
ils
ont
été
rlte,
at on ne peut asp'rar en rancontrer que dans
décrits
par
Mouthier
[6],
dans
la
région
de
les
sondages
qui
recoupent
la
base
des
grès.
Sarsya.
Les
quatre
phases
postérieures
Il
l'épi-
Cependant ces
niveaux,
qui
sltparent
les
grès
du
syénitisation
hydrothermale
ont
une
minéralogie
substrat
non
a l t ' r ' ,
semblent
avoir
eu
un
rOle
beaucoup plus vari'e que celle des filons.
L'his-
capital
lors
du d'capage
rltcent de
ces
grès.
En
toire d.
Ce. remplissages aurait ainsi
été beau-
effet,
i l
est difficile de concevoir,
si l'on ne
coup plus
longue et
plus
complexe
que
celle
des
fait pas
intervenir des facteurs
particuliers,
le
filons.
Il
est
aus.i
vraisemblable
que
l'aire
dltblaiement' horizontal
en
masse
de
sltries
grlt-
drainée ait été plus étendue.
seuses
de
grande
puis.ance
sous
les
climats
tertiaires
et
quaternaire.
d'Afrique
de
l'Ouest.
qui ont fortement marqu' par des
'pisodes humides
COBCLUSIOII
11.
alt'rations
ferrifires
alternant
avec
des
pltriodes
arides.
L'ensemble
meuble
et
perméable
La
reconnaissance de
la
superposition
de
phéno-
des
paléo-altérites
et
des
altérations.
qui
mène.
d'Ige
protérozolque
et
récent,
permet
de
dissocie
la
masse
des
grès
du
socle
birrimien
restructurer
l'histoire
gltomorphologique
de
moins
perméable,
a
pu
jou..r
un
rOle
déterminant
l'Ouest Africain.
La prise
en
compte
de
la
sur-
en
canalisant
les
circulations
des
nappes.
Il
face de l
Ma permet
serait alors vraisemblable que les anciens trac's
de
rills
aient
ét',
au
moins
ponctuellement
et
- de
comprendre
la
prédominance
du modelé
aride
fugitivement,
repris par les écoulements récents.
dans un domaine où,
pendant tout
le Tertiaire
et
le
Quaternaire,
ces
influence.
furent,
sinon
3. Le.
inselberg.
d'ori&ine
protérozolque.
Ils
limitées,
du moins
fortement
contrebalancées
par
sont bien repr'sentés par les collines de
quert-
l'effet
des
pbases
humides.
En
d'autres
termes,
zites
11.
magnétite
qui
surplombent
l'Ouest
de
la
on
voit
réapparaltre
une
pltdiplaine
protéro-
vallée
de
la
Falém'.
Actuellement
protégés
par
zoïque, grlce 11. un dltcapage horizontal pré-établi
une cangs,
elles ont une forme conique,
en partie
par
la
discontinuité
substrat-altltratiori-
liée 11. la morphologie lenticulaire des gisements,
altérites-grès.
Dans
la
fenêtre
de
Kéniéba,
le
en
partie
due
aux
reprises
de
l'érosion
sous
cuirassement de
l'épisode du moyen glacis
fossi-
climat
humide.
Plus
l1.
l'Ouest,
dans
les
monts
lise
cet
état de
fait,
malgré
les
entailles
du
Bassari,
et plus l1. l'Est,
les buttes r'siduelles
réseau fluviatile
birrimienne. l1. reliques de "surfaces iùpérieures"
méso-cénozoïques
posent
d'autres
problàmes.
-
de
r'interpréter
certains
traits
morpholo-
Lorsqu'elles
culminent
au-dessus
de
l'interface
giques, tels les inselbergs
;
Birrimien-gris
de
type
Tambaoura,
elles
corres-
~.t,.
;t:
pondent
sans
ambigult'
aux
restes
d'inselbergs
- d'associer
les
minéralisations
uranifères
des
ije
protérozoiques.
Comme
ces
surfaces
méso-céno-
'pisyénites et de la base des grès dans un ensem-
l
zoïques
se
sont
globalement
formées
11.
niveau
l1.
ble de phénomènes continentaux protérozoïques,
et
t
l"chelle de la région,
ces pal'o-inselbergs
ont
de
mettre
ainsi
en
évidence
un
métallotecte
donc
enregistré
les
étapes
successives
de
leur
original.
l'.··'···.··,
315
1

Recent n.ta
in African Eartb Sciences
Riiféromces
[1]
Baasot, J.P., 1966.- Hém. BRGM, 40, 322 p.
(2)
E.tsyrie., C., Guillou, J.J., 1986.- C. R. Aead. Sei., Pari., sér. II,302,
(17), p. 1075-1078.
[3]
Goudie, A.S., Pye, K., 1983.- Chemieal .edi~nt. and geomorphology.
Academie Pres., 439 p.
[4]
Guillou, J.J., 1980.- Thè.e Sei. Univ. P. M. Curie, Pari., II,311 p.
-[51
Gui llou , J.J., Ndiaye, P.M., 1988.- C. R. Aead. Sei., Paris, sér. II, 306, p. 141-144.
[6]
Michel, P., 1959.- Rev. Géol. Dyn., X, p. 5-12 & 117-143.
(7)
Michel, P., 1960.- Bull. IFAH, Dakar, A, 23,
(2), p. 293-324.
[81
Mouthier, B., 1988.- C. R. Aead. Sei., Paris, sér. II, 307, p. 761-764.
[9J
Ndiaye, P.M.,
1986.- Thèse 3è cycle, Univ. Dakar, 109 p.
[10J Samama, J.C., 1969.- Thèse Sei., Univ. Nancy l, 116 p.

333
SYNTHESE ET CONCLUSIONS
GENERALES

335
1· Les conditions originelles
On peut tenter d'ordonner les données actuellement recueillies sur la
métallogénie de l'est du Sénégal oriental en fonction de l'histoire géologique de cette
région. Certes, cette dernière n'est qu'imparfaitement connue à ses origines, et
l'unamimité ne s'est pas encore faite sur certains points.
Donnée primordiale, le stock métal d'or exprimé dans l'ensemble de la grande
région est particulièrement important. Nous avons vu que pendant le Moyen-Age, ces
ressources en métal jaune ont permis de faire fonctionner l'ensemble de l'économie de
l'Ancien-Monde. Cet or est très disséminé sur plusieurs pays, là où affleure le Birimien
et le Tarkwaien. Le contraste est cependant vif entre le Ghana anglophone d'où on a
extrait 850t d'or de 1897 à 1965, plus les 200t de Tarkwa, mais essentiellement dans le
Tarkwaien, et les pays francophones, avec le Birimien du Mali (Kalana = 10 à SOt,
Syama = 10 à SOt, Loulo 0 = 10 à SOt et Loulo 3 = 1 à lOt, plus un certain nombre de
petits gîtes dont trois entre 1 et lOt), celui du Burkina (Poura = 10 à SOt et six petits
gîtes entre 1 et lOt), celui de la Guinée-konakry (outre les latérites de Siguiri = 27t,
quatre petits gîtes birimiens de 1 à lOt), celui de la Côte-d'Ivoire (Ity = 10 à SOt, Yaouré
=5 à 20t et 2 petits gîtes), et enfin le Sénégal avec Sabodala (l0 à sOt) et Kérékunda (l
àlOt). On met là cependant de côté les gisements en placer exploités de manière
traditionnelle, sans estimation valable des tonnages recueillis.
Ces disparités entre le Ghana et les autres pays peuvent être dues en partie à des
différences d'intensité de prospection, moins poussée dans les pays francophones. Dans
ce cas on peut alors penser que les réserves à découvrir dans ces derniers seraient
supérieures, à condition que la prospection y soit continuée. Cependant leur situation
plus nordique, plus sahélienne, les a sans doute exposés à une exploitation beaucoup
plus intense au Moyen-Age. Autre élément d'incertitude, comme nous l'avons vu,
l'exploitation des gîtes en roche est beaucoup plus facilement contrôlable, le tonnage
extrait étant élémentaire à cuber pour tout ·bon spécialiste, et une estimation des teneurs
souvent assez facile. Par contre, il est impossible de hasarder le moindre chiffre sérieux
sur des placers exploités depuis l'antiquité et parfois actuellement incontrôlables dans
les régions frontières.
Dans le même ordre d'idée, on peut aussi penser que certains gisements anciens
ont pu être perdus: la découverte de bois de mine anciens dans le gisement burkinabé
de Poura (M. Lompo, comm. orale), est ainsi troublante: certaines régions ont subi des

336
bouleversements dans les derniers siècles et la tradition a pu s'y perdre par suite de
migrations en masse; l'exploitation de l'or a pu aussi être arrétée à la suite de décisions
locales en période d'insécurité, ou pour toute autre raison.
Il est aussi plus que probable que de nouveaux gisements en roche soient
découverts dans le Birimien des pays francophones au fur et à mesure des travaux de
prospection: il serait souhaitable que les explorations soviétiques soient reprises à zéro,
car on sait que dans d'autres régions du monde, les infonnations recueillies sur le terrain
par ces équipes ont été l'objet d'une censure économico-politique systématique et
retorse, ce qui ne préjuge pas de leur valeur géologique intrinsèque: le cas du gisement
de Sabodala illustre bien notre propos. La seule minéralisation signalée par les
soviétiques est celle qui est prise dans le filon quartzeux, alors que l'encaissant
hydrothennalisé est également minéralisé, ce qui se vérifie facilement de manière
analytique: il est incroyable que ce fait leur ait échappé.
Quoiqu'il en soit, il est certain qu'il existe lUne très forte anomalie positive
aurifère dans certains secteurs du Birimien. Or les roches magmatiques présentes sont
essentiellement représentées par des termes intermédiaires à acides, tandis que les
termes ultramafiques à mafiques y sont très subordonnés et localisés dans les ceintures
de roches vertes: on sait que le cycle de l'or passe par la montée dans la lithosphère de
telles roches, d'où ce métal sera ultérieurement extrait par différents mécanismes: un
relais est donc absolument nécessaire entre les roches mafiques et les gisements.
Cet élément nous amène impérativement à reprendre le ou les modèles
géotectoniques régionaux. Dans son travail sur le supergroupe de Mako, Dia (1988) a
développé une discussion critique sur les modèles géodynamiques proposés, en
particulier sur celui de subduction-collision qu'il a exposé en détail. Récapitulons les
données disponibles:
- 1°) les zones de subduction sont caractérisées par un métamorphisme typique,
de haute à très haute pression de type schiste bleu. Ce métamorphisme est de plus en
plus rare en remontant le temps. Son équivalent profond, le faciés éclogite, est
également rare. Le métamorphisme est ici essentiellement de type schiste vert, sans
traces de surpression. Par ailleurs, dans ces mêmes zones de subduction, les
phénomènes tectoniques sont particulièrement bien développés: A. Dia souligne que
les empreintes d'une tectonique tangentielle manquent dans le domaine considéré, la
boutonnière de Kédougou, et en a tiré les conséquences.
- 2°) les porphyres métallifères seraient associés aux zones de subduction où ils
forment des ensembles disposés en parallèle. Ils sont pratiquement inconnus dans le
Précambrien avec 5 exemples plus ou moins discutables:
- Pamour dans l'Ontario, sans certitude;
- Samba en Zambie;

337
- Gaoua et Goren au Burkina et Kourki au Niger, précisément dans le
Birimien, mais en dehors de la boutonnièrè de Kédougou.
Cependant, si ces gîtes sont bien de ce type, ils restent très pauvres. Le
métallotecte fonctionnait donc mal et restait extraordinairement localisé. Rien à voir
avec les ceintures récentes, comme par exemple les 40 porphyres des seules Andes
argentines.
Les arguments structuraux, métamorphiques et métallogéniques concordent
ainsi pour montrer que les concepts de la tectonique globale actuelle à récente ne sont
pas facilement applicables aux époques beaucoup plus anciennes du passage Archéen-
Protérozoïque. Comme l'a déja conclu A. Dia l'utilisation intégrale de ces concepts pour
interpréter les faits à cette époque, est délicate., comme nous l'avons vu également à
différentes reprises (voir en particulier "annexe Boher")
Ainsi les deux problèmes importants du cycle hypogène consistent à
comprendre à la fois l'origine de l'importance régionale des roches acides et celle de
leur teneur anomalique en or.
1-1- Le problème de l'importance des termes acides dans le Birimien
On sait, qu'au mieux le pourcentage de roches acides contenus dans les
ensembles de type green stones belt est de 9,7% (Abitibi, in Routhier 1980). On sait
aussi que ce pourcentage de roches acides initialement différenciées, décroît dans le
temps: dans les ophiolites il est nul à quasi nul. Il est donc difficile d'estimer que
l'importante fraction volcanique et surtout volcanodétritique birimienne de type Dialé-
Daléma est issue directement d'une différenciation : nous pensons qu'une phase de
démantellement et de remaniement des matériaux éruptifs primaires type Mako est
nécessaire.
1-2- Le cas de l'or "primaire"
Malgré la conclusion précédente, si l'on suppose que les séries de type Daléma
proviennent directement d'une croûte néoformée, il reste à expliciter géochimiquement
le maintien d'une anomalie aurifère par différenciation magmatique "directe", en allant
des termes basiques aux acides. On sait que dans la suite magmatique, les teneurs en or
décroissent régulièrement des roches ultramafiques (clarke de 6ppb) aux roches
mafiques (clarke de 2ppb) puis qu'elles deviennent particulièrement basses dans les
roches intermédiaires puis acides. Dans le cas présent, il faudrait que le matériel
magmatique, qui serait à l'origine des matériaux acides des séries type Daléma par
simple différenciation, ait. montré des teneurs originelles en métal jaune qui soient
extraordinairement élevées pour que de hautes teneurs puissent persister jusque dans les

338
termes acides. Si l'on admet que le manteau terrestre a une composition à peu prés
homogène, il est évident que cette hypothèse est à rejeter a priori. Mais, depuis les
travaux de Duparc en 1925, les métallogénistes savent que ce postulat géochimique est
affecté d'exceptions. Cependant, dans le cas présent, lien ne permet d'affirmer que nous
sommes dans un cas de figure aussi extrême. Les faits recueillis (tableau 39) montrent
que la ceinture birimienne de roches vertes de Mako ne présente qu'une concentration
en or équivalente à celle des séries volcano-détritiques de Dialé-Dalema (tableaux 34 à
38), même au niveau des concentrations (Sabodala = 10 à 50 t Au, mais Loulo 0 = 10 à
50 tAu, et Loulo 3 = 1 à 1Ot..., Milesi et al. 1989). Ailleurs dans le Birimien ni dans le
Monde, on ne signale de cas de roches ultramafiques et mafiques à anomalies aurifères
telles que leurs produits felsiques de différenciation directe aient donné des teneurs de
l'ordre de celles que nous avons trouvées dans la Daléma (tableaux 34 à 38).
Il en vient donc qu'il n'est pas possible d'imaginer une filiation magmatique
directe, mais un relais hydrothermal et/ou supergène : démantellement de dorsales de
roches vertes, hydrothermalisation de panneau de ces mêmes roches localisées en
profondeur dans le bâti, phénomène qui n'est concevable que lorsqu'elles se disposent
en masses fragmentées lessivables, que de l'eau soit disponible en abondance (ces
roches fixent l'eau dans les structures des ferro-magnésiens : serpentinisation,
ouralitisation ... ), et que des sources magmatiques de chaleur permettent le
développement de circuits hydrothermaux...
On en revient donc aux conclusions
précédentes: les matériaux d'origine volcanique et l'anomalie aurifère des supergroupes
de Dialé-Daléma proviennent de remaniements de matériaux de type Mako et non d'une
filiation directe par différenciation magmatique
1-3- Le cas de J'uranium
Dans le même ordre d'idée, on sait également qu'un autre métal lourd, l'uranium,
est présent dans la région, en particulier dans le pluton de Saraya. Le comportement de
ce métal dans le magma est inverse de celui de l'or : il augmente des roches
ultramafiques (1 ppb) aux basaltes (1 ppm) puis surtout aux granites (3ppm). Si l'on
admet que le granite fertile de Saraya est également mantellique - à la suite d'arguments
géochimiques tirés des modèles actuels -, il faut donc nécessairement postuler une
certaine anomalie d'uranium dans ce manteau: l'hypothèse d'une double anomalie, l'une
sensible en uranium, l'autre anormalement élevée en or reste peu vraisemblable. Si l'on
admet que ce granite de Saraya est d'origine anatectique - d'aprés certains arguments
pétrographiques -, il peut résulter de la remobilisation de métasédiments enrichis en U,
et la nécessité de teneurs mantelliques élevées en uranium disparait.

339
En conclusion, ces données et hypothèses laissent donc plutôt penser à une
histoire complexe au moins à certains niveaux d'élaboration des ensembles
lithologiques (A. Dia 1988), plus qu'une simple transposition des modèles de croissance
et subduction des croûtes océaniques actuelles, et ceci que ce soit au niveau de
l'ensemble lithologique, avec la prédominance des matériaux acides et le manque de
ceintures métamorphiques de haute pression, ou au niveau métallogénique, avec une
histoire précoce de l'or qui n'est pas le simple résultat d'une différenciation magmatique.
Note - Le problème de l'existence d'éléments, oufranchement d'un socle archéen, reste
en suspens. On sait que les arguments apportés par les zircons sont particulièrement
intéressants, mais que les datations obtenues par ces minéraux doivent être utilisées
avec soin. Par exemple Chouiter et Guillou (1984) ont montré que les zircons du
Paléozoïque inférieur d'Espagne étaient hérités d'un vieux socle précambrien (Ollo de
Sapo) et se redistribuaient d'une série détritique à l'autre en restant parfaitement
identifiables jusqu'au Silurien: les remaniements ne changent pas l'âge initial et il faut
donc disposer de bonnes données stratigraphiques pour interpréter les âges proposés.
Par ailleurs Moret et Guillou (inédit) ont trouvé des séries précambriennes et
paléozoïques dépourvues de zircons, reposant sur du vieux socle: il n'y a donc pas
forcement de zircons hérités du substrat dans les séries surincombantes.
Quoiqu'il en soit, du point de vue du métallogéniste, la remobilisation d'un stock
d'or par des phénomènes hydrothermaux au sens très large, à partir de roches vertes
incorporées dans la lithosphère, est un fait classique, banal : ce relais par
l'hydrothermalisme s.l. des phénomènes de montée magmatique de l'or est satisfaisant,
alors que les géochimistes ont montré depuis longtemps (Goldschmitdt, 1937) que la
différenciation magmatique est incapable, par nature, d'assurer la concentration de ce
métal dans les termes acides.
Dans le même contexte géologique, l'éventail des possibilités
fait que la
concentration de l'uranium ne reste plus un problème, grâce au relais devenu possible
dans le cours des cycles géologiques, des grands métallotectes, magmatisme,
hydrothermalisme, phénomènes supergènes !
I1- Les mobilisations profondes et leurs manifestations superficielles.
Dans la région étudiée, les phénomènes métallifères qui affectent la lithosphère
sont inégalement représentés. Rappelons qu'il s'agit essentiellement:
- de la fin de la différenciation magmatique dans les termes mafiques à
ultramafiques lors de leur mise en place ;

3.tO
- de la différenciation dans les roches acides à intermédiaires, et de son relais
hydrothermal tardi-magmatique (= deutérique) ;
- des phénomènes hydrothermaux dûs à l'action de circuits convectifs, qui
lessivent des ensembles lithosphériques contenant des stock-métaux mobilisables;
- et enfin des phénomènes métallifères métamorphiques s.L, y compris les
concentrations de type shear-zone, beaucoup plus tardifs:
11·1· La fin de la différenciation dans les magmas mafiques à ultramafiques.
Nous y rapporterons les phénomènes primordiaux d'apport et de concentration
de l'or qui accompagnent la montée et la mise en place des corps ultramafiques et
mafiques, actions qui ont été évoquées plus haut: il est probable qu'elles se poursuivent
tant que ces magmas restent en l'état. Rappelons que le niveau d'érosion dans le secteur
étudié est insuffisant pour étudier ces manifestations.
11·2· la différenciation magmatique dans les roches acides à intermédiaires et son
relais hydrothermal deutérique.
Deux faits sont à rapporter à ce grand phénomène:
- la concentration et l'expression sous forme labile de l'uranium dans le
granite de Saraya,
- la formation des pegmatites à lithium qui accompagnent différents
granitoïdes de la région étudiée.
11·2-1- la concentration de l'uranium, son expression sous forme labile en liaison
avec le problème des granites potassiques du Protérozoïque inférieur.
On sait que l'uranium se concentre dans les termes acides au cours de la
différenciation magmatique. A l'Archéen, les premiers granitoïdes auraient été
sodiques, tonalitiques, trondhjémitiques à adamellitiques. Ils auraient été suivis par des
granitoïdes potassiques de type l, enrichis en uranium (Fergusson 1985), jusqu'aux
périodes de 2.200 à 2.000 Ma qui nous concernent (Etheridge et al. 1984, in Fergusson,
op. cit.). Ensuite le comportement de l'uranium dans les coupoles granitiques est
controversé. Selon les uns, ce métal est d'abord l'hôte de minéraux peu altérables, et ne
passe sous forme labile d'uraninite qu'à la suite d'une phase deutérique (Geffroy et
Sarcia, 1958 ; Barbier et al., 1967 ; Moreau, 1977 ; in Friedrich et al. 1985). D'aprés les
autres, l'uraninite est magmatique primaire et sa distribution serait ainsi liée aux
phénomènes de différenciation magmatique (Friedrich et al., 1985).

341
Les auteurs français soulignent encore que les granites fertiles, potentiellement
porteurs de gisements, sont peralumineux, de type S. Cependant les australiens
considèrent que l'uranium est indifféremment lié aux granites 1 et S (White et Chappell
1983, in Ferguson, op. cit.).
Le leucogranite uranifère de Saraya que nous pensons de type 1, ne ferait donc
pas problème, ni au point de vue age, rentrant dans le groupe des granitoïdes
potassiques de type 1, fonné entre 2.800 et 2.000 Ma, ni au point de vue de sa fertilité
en uranium, ces granites étant enrichis en ce métal.
11·2·2· les pegmatites.
La genèse des pegmatites reste encore un problème controversé, certains auteurs
reliant la formation des pegmatites à des phases tardi-magmatiques, d'autres à des
phénomènes hydrothennaux. On sait depuis longtemps qu'au cours de la cristallisation
des granites, certains éléments ne peuvent se fixer dans les minéraux cardinaux, qui
sont ici les feldspaths et le quartz; le magma résiduel s'enrichit en particulier en eaU,
qui ne rentre pas dans les structures respectives de ces minéraux. Les micas sont trop
mal représentés dans ces roches pour pouvoir remplir ce rôle. D'autres éléments,
comme le bore, le lithium, l'étain (éléments dits linon compatibles"), ont le même
comportement. Dans le même temps, cet enrichissement progressif en fluides, bore en
particulier, a pour effet d'abaisser la température de cristallisation du magma, et il se
forme ainsi un magma résiduel de plus basse température, à haute teneur en eau, bore et
éléments incompatibles. A ce moment, le passage aux fluides hydrothennaux se fait
sans coupure, sans solution de continuité. On ne peut donc trancher et classer les
pegmatites ou les minéralisations à greisens et filons de départ acide dans la catégorie
des gîtes tardi-magmatiques ou dans celle des gîtes hydrothermaux de haute
température.
L'abondance des pegmatites à spodumène et des concentrations tourmalinifères
dans le secteur étudié nous permet de préciser ces conceptions dans le cadre local. Nous
avons montré lors de l'étude du granite de Saraya (chapitre 2, Ile partie) que cette roche,
à l'origine biotitique, voyait se développer de la muscovite aux dépens de ce premier
mica. Nous nous plaçons ainsi dans un cas de figure analogue à celui traité par
O'Connor et al. (1991) sur le granite de Leinster et sonchamp de pegmatites à lithium
dans le SE de l'Irlande:
-1) les pegmatites concernées se situent dans une zone ductile qui a fonctionné
pendant la mise en place du granite, s'allongeant selon son axe principal. Nous avons le
même cas de figure dans le cas de Saraya, où les pegmatites se groupent dans les
couloirs tectoniques selon la direction NE (N500).

342
-2) La muscovitisation des biotites affecte également les deux granites
considérés.
-3) dans les deux cas, les pegmatites sont composées de spodumène, quartz,
feldspath potassique, muscovite comme minéraux cardinaux. De l'albite s'y ajoute en
Irlande. Dans les minéraux accessoires, on trouve de la tourmaline, de la cassitérite, de
la scheelite, de la columbo-tantalite et du grenat au Sénégal. Dans le cas irlandais, on
retrouve la cassitérite, le grenat et la columbo-tantalite. Il s'y ajoute des phosphates et
du microcline, mais la scheelite et la tourmaline manquent. Au total, les compositions
minéralogiques sont très voisines, sinon quasi-identiques.
-4) la géochimie du granite irlandais montre une teneur allant de 223ppm à
456ppm en Li, avec également un enrichissement en Cs, Rb et Sn. Dans les pegmatites,
Ta s'y ajoute: les analogies géochimiques sont évidentes entre granite et pegmatites.
Nous ne possédons pas d'analyses équivalentes au Sénégal.
-5) dans le cas irlandais, il n'existe pas de métasédiments ou de métavolcanites
susceptibles de donner des pegmatites lithiques par anatexie directe (Cerny 1982, in
O'Connor et al. op. cit.) : évaporites ou rhyolites hydrothermalisées. Le problème serait
plus ouvert au Sénégal, où les scapolites sont fréquentes dans les calcaires aux abords
des intrusions, et où les tourmalinites en montrent des traces. Les tufs acides sont aussi
bien répandus. Soulignons cependant que le lithium est en basse teneur dans les
tourmalinites.
-6) O'Connor et al. (op. cil.) supposent, à titre d'hypothèse, un enrichissement en
lithium dans les fluides résiduels, peut'être en conséquence de la muscovitisation.
remarque: on sait que le lithium rentre préférentiellement dans les structures des
phyllosilicates de type mica, avec deux espèces riches en cet élément, la lépidolite et la
zinnwaldite. Dans les roches magmatiques banales, ce métal sefLXe dans la biotite, en
substitution dans des sites octaédriques. Dans le cadre de cette discussion, on aimerait
avoir des analyses des phyllites du granite irlandais, qui confirment que la
muscovitisation élimine effectivement cet alcalin de la biotite, lors du départ du fer et
du magnésium. En effet l'arrivée de ces derniers métaux dans les pegmatites irlandaises
n'est pas évidente. A la différence de celles de Saraya, ces roches sont en effet
dépourvues de tourmaline, minéral qui est le support classique de ces métaux dans ce
type pétrographique. Plus précisement, dans le granite de Saraya, où il n'y a pas
d'opaques, donc pas de fer fLXé sous cetteIorme, la tourmaline est présente. Elle y est
très disséminée et abondante: lefer et le magnésium éliminés par la muscovitisation
ont donc pu être icifixés. En conclusion provisoire, l'hypothèse d'une mobilisation du
lithium des biotites demande impérativement à être étayée par des analyses précises sur
les différentes phases minérales en jeu.
Sans pouvoir donc prendre ici partie dans la discussion par suite du manque d'une série
exhaustive d'analyses sur le lithium, rappelons que les considérations que nous avons

343
développées dans l'introduction de ce chapitre ne sont pas contradictoires avec un
processus de libération du lithium par muscovitisation : un enrichissement relatif en Li
du magma résiduel riche en fluides, n'exclut pas un tel apport.
Au niveau de la prospection des pegmatites, les corps présents dans la région ne
montrent pas de noyau quartzeux, et ne sont donc pas repérables dans le paysage. Par
contre leur localisation dans les couloirs tectoniques et leur abondance plus grande dans
la partie apicale NE du massif, permettent de restreindre de beaucoup les secteurs à
explorer.
11-3- Les phénomènes hydrothermaux liés à des circuits convectifs lessivant les
masses plus ou moins importantes de lithosphère à stock-métaux mobilisables.
Par rapport aux intrusions granitiques, ils ne semblent pas exister en tant que
phénomène métalliîere important dans le Nord de la zone étudiée: nous nous trouvons
à une certaine profondeur dans le bâti continental, et seuls quelques apex granitiques
seraient susceptibles d'être accompagnés d'un chevelu filonien métallifère, qui reste à
découvrir. L'étude des minéralisations liées au volcanisme acide à intennédiaire du
Birimien est certainement plus intéressante. Ces manifestations donnent des amas
pyriteux ailleurs en Afrique occidentale (par exemple le cas du gîte de Perkoa au
Burkina; Napon, 1988). Beaucoup plus prés du secteur étudié, il est possible que les
gisements de fer de la Falémé soient liés à l'origine à de tels phénomènes, suivis de
métamorphisme. La formation de gisements de fer de type Algoma suivant un axe
volcanique métallifère N-S, aurait été suivie dans l'espace et le temps par la montée des
granites de type Boboti : on aurait ainsi un schéma voisin de celui qui affecte le sud de
la Péninsule ibérique où les minéralisations pyriteuses exhalatives liées au volcanisme
acide à intermédiaire cambrien sont reprises quasi systématiquement par les granites
hercyniens, ce qui donne aprés métamorphisme des gisement d'oxydes (Guillou, 1980).
Dans le cas sénégalais, il est fort possible que les gisements précurseurs aient été, non
pas sulfurés, mais oxydés à hématite, de type Lahn et Dill, avant de subir l'action du
métamorphisme.
La formation des lentilles syn-diagénétiques de tourmalinite peut aussi être due
à des phénomènes hydrothermaux, ou avoir été facilitée par ces phénomènes: le stock
boré serait venu à la surface grâce à des fluides de haute température, dans un contexte
comparable aux sources et fumerolles actuelles de Larderello. Le bore aurait ensuite été
lessivé puis reconcentré par les phénomènes supergènes : dans les gisements récents de
borates alcalins et alcalino-terreux de Turquie et des deux Amériques, on voit
s'enchaîner les phénomènes volcaniques et superficiels. Us amènent le métalloïde en

344
surface,: puis le lessivent sous climat aride, le transportent, et enfin le déposent par
concentration des saumures dans les dépressions endoréiques.
Toutes choses égales par ailleurs, il est possible que la formation des
tourmalinites suive en partie de tels processus, à ceci prés que l'existence d'un apport
volcanique ne soit pas absolument nécessaire, semble-t'il, dans le cas de ces
tourmalinites précambriennes : on arrive au problème majeur des variations de
composition de l'hydrosphère et de l'atmosphère. Au lieu d'une source hydrothermale
volcanique, ou même simplement de volcanites riches en bore lessivable, rien ne
s'oppose à l'existence de téneurs anormalement élevées, selon nos critères, de bore dans
l'eau de mer de cette époque, comme le démontreraient Kazakov et aL (1975). On peut
cependant remarquer:
-1) que ces tourmalinites ne sont certes pas omniprésentes dans les strates
précambriennes, mais qu'elles restent bien répandues;
-2) que d'autres sédimentations disparues, comme les fer rubanés et les
magnésitites paraliques, se forment également à cette période;
-3) que des sédiments rares, comme les argiles magnésiennes et les phosphates,
existent également à ces périodes;
ceci, alors que le nombre de chaines sédimentaires est sans aucun doute limité à
partir d'une composition donnée de l'eau de mer, même si l'on prend des valeurs
différentes de l'Actuel, aussi riche et complexe soient-elles. Mais cette difficulté peut
être paliée par l'intervention d'un autre facteur, la variété des apports terrigènes, sinon
volcaniques. En d'autres termes, l'existence d'apport borés anormaux dans les milieux
paraliques devraient faciliter l'apparition de ces formations à tourmaline.
IITA- Les mobilisations métamorphiques s.l., y compris les remobilisations de type
shear-zone.
Les remobilisations de type shear-zone sont bien répandues dans le
socle
birimien. Leur extension est même remarquable, suivant celle des zones de
cisaillement, des couloirs mylonitiques, qui affectent cet édifice. Nous avons montré
l'importance d'une phase d'altération à chlorite dans l'ensemble de la région étudiée: il
s'agit d'un phénomène de grande extension, généralement distribué en association avec
l'or. Ce thème a été largement abordé lors du XVe colloque de Géologie africaine,
Nancy 10-13 septembre 1990, et développé en particulier par Matheis. Cet auteur
insiste sur le polycyclisme des phénomènes structuraux. Au cours de la discussion, on a
évoqué la mobilisation et le déplacement de l'or dans des conditions rétromorphiques
comparables à celles du faciés schiste vert. Dans le cas étudié, les résultats obtenus sur
les altérations à chlonte vont tout à fait dans ce sens. Par contre, on peut remarquer que
le birimien semble avoir été rapidement cratonisé, et qu'en considérant cette dynamique

345
dans son ensemble, les couloirs tectoniques tardi-éburnéens aient été peu mobiles, une
fois formés. Certes, ils auraient pu rejouer. Même encore actuellement ce socle est
déformé par des failles transformantes et affecté de séismes intracontinentaux, comme
celui de Guinée en 1984). Plus anciennement, une fois les mouvement éburnéens
terminés, les contre-coups des phases pan-africaines et hercyniennes auraient pu s'y
manifester, accompagnés de manifestations rétromorphiques. On ne les connait
cependant pas. Pour autant, même s'ils n'ont pas été formellement mis en évidence, leur
rôle ne pourrait avoir été que positif du point de vue métallogénique.
111- Les concentrations superficielles précambriennes
111- 1- Retour sur les tourmalinites
Nous avons vu l'ambiguité qui apparaît lorsque l'on recherche la source du bore
des tourmalinites : apport hydrothermal, lessivage d'un substrat volcanique boré, ou
eaux marines anciennes plus borées ? Ici il est probable que l'importance du volcanisme
fasse que les deux premiéres hypothèses ~oient incontournables. TI est plus intéressant
de souligner que la tourmaline est un minéral authigène qui ne se forme plus à l'heure
actuelle qu'en faible quantité, en cristaux disséminés en milieux sursalés : quelque soit
la source ou les sources du bore, il y a là un problème passionnant à résoudre dans la
mesure où les eaux actuelles, paraliques ou continentales, y compris dans les zones à
volcanisme boré, ne déposent plus de concentrations importantes de ce minéral. Par
contre la formation d'autres types de sédiments disparus, comme les magnésites
spathiques (Guillou, 1980), peuvent se concevoir avec des modifications, certes
importantes, comme la décroissance de pC02 au cours du temps, mais assez facilement
compréhensibles une fois qu'on a admis la variabilité de la composition de
l'atmosphère. Les silicates de bore, comme certains borates de fer de type ludwigite qui
se présentent également en lentilles dans les strates précambriennes, posent des
problèmes différents, sans doute plus complexes, et qui demeurent encore entiers.
Ill-2- La paléosurface, les filons de surface stériles et l'uranium
La découverte de filons de surface, à pseudomorphoses de sulfates, dont la
genèse est due à des mélanges superficiels de saumures de sebkha et d'eaux douces
ascendantes, dans des fractures ouvertes à l'aplomb des paléodépressions, n'est pas
fortuite. Nous les avons recherché sur la paléosurface du Birimien, en parallèle avec les
géologues de la COGEMA, en particulier les anciens élèves de J.J. Guillou à L'ENSG.
Nos recherches ont été positives. Ces découvertes permettent de restituer une partie de
l'histoire de cette paléosurface en une premiere approche :

3-t6
- aprés les mouvements birrimiens et la surrection de cet ensemble, l'érosion
joue et élabore une paléosurface de type pédiment, très plane;
- des mouvements distensifs pennettent l'ouverture de fractures E-W. Celles-ci
vont se remplir de dépôts siliceux lorsqu'elles se situent à l'aplomb de paléodépressions
occupées par des sebkras.
- des arrivées détritiques de grès continentaux scellent cette paléogéographie
vers 1.000 Ma ;
- l'érosion quaternaire exhume la paléosurface, qui est datée à tort par Michel
1960, du Quaternaire moyen.
Première constatation, la mise en place des filons rappelle celle des corps de
même nature qui ont été étudiés par Arnold et Guillou et leurs élèves dans le socle
hercynien. On constate que, comme au Penno-Trias, il a eu une période sans érosion et
sans dépôt, qui se situe entre la phase orogénique érosive et l'arrivée des détritiques
continentaux. Pendant cette période le substrat pénéplané a subi une phase distensive
sous climat aride. Ainsi la surrection et l'érosion n'ont pas été suivis du dépôt immédiat
des détritiques, l'édifice birimien ne s'enfouissant pas immédiatement sous ses débris.
Mais cette analogie est limitée : le laps de temps qui peut avoir séparé la fin des
mouvements éburnéens et l'élaboration de la paléosurface est énorme, et doit se
compter par centaines de millions d'années.
Cette période distensive sans dépôt a également permis la mise en place des
concentrations uranifères du granite de Saraya. Malheureusement, malgré nos
demandes répétées et l'enjeu économique majeur que nous allons expliciter, il ne nous a
pas été possible d'examiner les carottes de sondage de la COGEMA. Cependant, la
publication de Mouthier,1988, nous donne quelques éléments de réflexion: à notre
avis, cette mise en place de l'Uranium est à lier à la paléosurface birimienne (Guillou et
Ndiaye 1990), cette hypothèse changeant totalement la problématiQ.ue de la recherche
de l'uranium dans tout l'Ouest africain. On sait en effet Q.ue les grands gisements
mondiaux d'uranium sont protérozoÏQ.ues et se localisent "sous-discordance", c'est à dire
en liaison avec une paléosurface. La recherche de tels gisements en AfriQ.ue doit donc
être entreprise à partir de ce nouveau point de vue
Si on pouvait raisonner en parallèle avec le Permo-Trias européen, on pourrait
supposer que la mise en place de l'uranium de Saraya a été précoce, antérieure à la mise
en place des filons à quartz pseudomorphique. D'abord le quartz de ces filons est blanc,
non enfumé et donc n'a pas subi les rayonnements liés aux produits radio-actifs. TI n'est
ainsi pas synchrone de la mise en place de l'uranium. On sait aussi que dans les
systèmes de type red-beds les silicifications sont par nature postérieures à la libération
de l'uranium (voir Guillou 1980). Dans le cas des fIlons, on peut remarquer que la
transposition de ces phénomènes se fait bien: en Europe, les quartz pseudomorphiques

347
sont généralement postérieurs aux remplissages uranifères. Mais dans le cas du
Birimien, cet énorme laps de temps entre les premières datations concernant l'âge du
matériel volcanique et la datation de Bassot sur les niveaux argileux transgressifs, fait
qu'il n'est pas possible de raisonner par analogie. Reste quand même que les
phénomènes de surface s'étalent largement dans le temps et qu'uranium et filon à quartz
pseudomorphiques ne sont pas synchrones.
Première conclusion, dédiée à la prospection, la présence de ces filons à quartz
pseudomorphique est bien l'indice d'une paléosurface intéressante. Mais il est
hautement probable qu'il n'y a pas de liaison stricte entre filons quartzeux et uranium,
celui-ci étant certainement beaucoup plus précoce. De tels accidents siliceux peuvent
également se former dans des contextes dépourvus d'anomalies en uranium: si ce
métal manque, on ne peut le concentrer.
Dans le même ordre d'idée, la concentration d'uranium dans les grès
continentaux qui surmontent la paléosurface est improbable, comme cela a d'ailleurs été
montré par une prospection de la COGEMA qui a été conduite sans a priori génétique:
le métal risque d'avoir été lessivé en profondeur du socle avant cet épisode (cf Guillou
1980), et à moins de décapage intense des affleurements, il est peu probable que de
grands tonnages soient restés disponibles.
Deuxième point, la densité des filons à quartz pseudomorphique est ici faible,
plus comparable à celle qu'on rencontre dans le Massif armoricain, qu'à celle, très
élevée de l'est du Massif central, du Morvan et des Vosges. Cette faible densité
confirme, si besoin est, la grande stabilité de l'édifice birimien, qui n'a pas subit une
tectonique cassante intense et précoce comme la moitié orientale de la France à partir
du Permo-Trias.
L'importance de l'altération post-birimienne doit également marquer le
comportement de deux autres métaux dans la région considérée:
-le cas du fer. Les gisements de fer de la Falémé ont certainement subi l'action
de ces événements. Nous avons souligné la persistance remarquable des inselbergs de la
surface birimienne dans la topographie actuelle. Or ces reliefs sont formés en partie de
roches ferrugineuses, sinon en majorité : Kouroudiako, Karakaène, Koudékouro,
Farangalia, Goto.... Si leur étude déborde le cadre de ce travail, notons au passage que
l'apparition de ces reliefs dans les conditions paléo-atmosphériques post-birimiennes est
un fait intéressant TI est clair qu'à cette époque les minéraux ferriques montraient une
excellente stabilité en situation exposée, bien drainée. On sait que le basculement
atmosphérique se serait fait entre 2.100 Ma avec les pyrites et uraninites détritiques
d'Elliot Lake et 1.900-1.800 Ma avec les red-beds du Watersberg d'Afrique du Sud. On
vient aussi de voir que l'uranium de la surface birimienne suit un cycle moderne. Nous
avons également vu que les détritiques de la série des grès surincombants de Ségou-
Madina Kouta, sont de type red-bed. Nous sommes donc bien dans les nouvelles

348
conditions atmosphériques à oxygène libre : il serait intéressant de détailler
les
datations absolues dans l'ensemble de la paléosurface et des phénomènes connexes.
111-3- L'or
Cette paléosurface a certainement joué un certain rôle métallogénique dans le
cycle de l'or. Cependant, on ne peut actuellement le cerner convenablement. D'abord, le
comportement de l'or dans les altérites actuelles n'est pas encore parfaitement compris.
Ensuite, il faudrait pouvoir étudier des coupes de la paléoaltération en y suivant la
distribution et toutes les autres caractéristiques de l'or qui a pu y rester depuis les
événements précambriens. De plus, les paléoclimats protérozoïques qui se sont
succédés évoquent dans l'ensemble des conditions arides: morphologie pédimentaire
avec inselbergs, filons de surfaces à pseudomorphoses sulfatées liés à des paléosebkhas,
red-beds surincombants : dans de telles conditions, l'or n'est pas ou n'est que peu
concentré en placers. Il s'agit donc là d'un thème de recherche difficile, qui, dans le
futur, ne pourra être développé qu'avec de gros moyens matériels sur le terrain, c'est-à-,'
dire avec le concours d'un organisme minier.
IV· Les concentrations superficielles quaternaires. Le cycle de l'or.
Les données recueillies ont permis de se faire une bonne idée sur le cycle
supergène de l'or dans la région étudiée, au fait prés, comme nous venons de le
souligner, que d'éventuelles mobilisations et concentrations post-birimiennes liées à la
paléosurface, aient pu jouer. Il faut souligner que ce facteur paléosurface ne pouvait être
pris en compte au début de nos travaux, car nous l'avons précisement mis en évidence...
Plus généralement, le contexte géologique de toutes les études faites sur l'or birimien en
Afrique occidentale doit être vérifié: on savait jusqu'ici que la superposition des phases
climatiques était fort complexe dans cette région, avec une histoire remontant jusqu'au
Mésozoïque, mais des héritages plus anciens n'étaient pas soupçonnés.
Nous avons ainsi montré que l'or suit son cycle classique, en partant des
anomalies et gisements en roches pour passer aux élUlvions, colluvions, puis alluvions,
elles-mêmes pouvant être reprises plusieurs fois. Le recours au microscope électronique
et à la microsonde nous a permis de préciser certains points importants de ce cycle en
milieu tropical, à prédominance aride, mais où l'héritage de phases humides mobilisant
le fer, est important. Nous avons en particulier mis en évidence l'existence d'argent
associé à l'or sous forme de chlorure, ce qui nécessite évidemment la présence de chlore
dans les horizons concernés. Il n'est cependant pas nécessaire de chercher une source
exotique à cet élément. Cet halogène s'y trouve à l'état de traces géochimiques, ce qui
est classique. Par simple comparaison avec les valeurs des métaux nobles, or et argent,

349
il devient évident que ces teneurs sont en fait largement suffisantes pour que le chlore
puisse s'associer et mobiliser ces métaux, au moins l'argent, et sans doute l'or qui lui est
intimement associé. Autre point intéressant, dû à l'excellence de l'outil utilisé au Service
Commun d'Analyse de Nantes, il est apparu que les grains d'or éluviaux étudiés étaient
bien constitués de particules élémentaires, et qu'à fort grossissement (XlOO.OOO), il
s'agissait précisement de cristallites ordonnées selon un réseau cubique, type original
d'organisation, connu pour d'autres minéraux de basse température (Guillou, comm.
orale).
V-Conclusion générale
Le secteur étudié est donc propice à certaines études métallogéniques. L'or suit
toute l'évolution géologique régionale, apparaissant avec les roches mafiques et
ultramafiques à une époque géologique où cet élément semble particulièrement
abondant. Il va être remobilisé à partir de cette situation originelle, quittant son vecteur
pétrographique mafique et ultramafique, d'abord grâce à des mobilisations
hydrothermales liés à la mise en place des corps magmatiques. Ensuite, arrivé en
surface, il est redistribué dans les sédiments volcanodétritiques peu évolués et dans
certains quartzites. Plus tard, retourné en profondeur par enfouissement, mais toujours
dans le futur ensemble birimien, il sera remobilisé dans les systèmes de type shear-
zones.
Avec le fer des gisements de la Falémé et l'uranium des anomalies du massif de
Saraya, cet or sera peut-être remobilisé dans la paléosurface birimienne. TI est par contre
certain que celle-ci a joué un rôle capital dans la reconcentration de l'uranium. La
prospection de cet élément à l'échelle de l'Ouest africain doit donc être reprise sur ces
nouvelles bases.
Enfin, cette surface exhumée au Quaternaire va cette fois intéresser la géochimie
de l'or. C'est le départ de tous les processus d'enrichissement à partir des concentrations
primaires, que nous avons étudiés et précisés, en particulier le rôle géochimique du
chlore. A partir de cette nouvelle mobilisation pédologique, l'or va se redistribuer de
proche en proche jusqu'aux grands placers alluviaux en exploitation.
Nous avons conscience que ce vaste panorama reste inachevé. Il faut
approfondir certains points grâce à des études géochimiques poussées, et aborder en
nécessaire collaboration avec des organismes miniers, d'autres thèmes plus discrets, qui
restent à défricher presque totalement, comme celui du diamant.

351
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366
LISTE DES FIGURES
DES TABLEAUX ET DES PLANeES

367
Fig. I-lA- Situation géographique de la région étudiée
12
Fig. I-1B- Position des principales localités de la région étudiée
13
Fig. 1-lC- Esquisse géologique de la région de Missira-Wassangar-Frandi
17
Fig. 1-2A - Structure d'ensemble de l'Afrique (G. Rocci, 1965)
17
Fig. 1-2B - Esquisse géologique du craton de l'Afrique de l'Ouest (in Salah 1991)
Fig. 1-3 - Schéma géologique de la Boutonnière de Kédougou-Kéniéba (Bassot et
Caen-Vachette, 1984; Pons et al., 1992) (légèrement modifié)
19
Fig. 1-4 - Esquisse géologique de la région étudiée: Domaine Est-Saraya, supergroupe
de Dialé-Da1éma (Boutonnière de Kégdougou-Kéniéba) (Ndiaye, 1994)
27
Fig. II-1 - Localisation des affleurements de quartzites
29
Fig. II-2 - Localisation des affleurements de cipolins
.34
Fig. II-3 - Localisation des affleurements de grès tufacés
.36
Fig. II-4 - Localisation des affleurements de cong1omérats
.41
Fig. II-5 - Localisation des affleurements de tufs épiclastiques homogènes
.48
Fig. II-6 - Localisation des affleurements de tufs épiclastiques rubanés
53
Fig. II-7 - Microplissements induits par une dissolution planaire
56
Fig. II- 8 - Carte de synthèse des linéaments d'une partie de la région étudiée d'après
l'interprétation d'une image satellite (spot)
57
Fig. II-9 - Diagramme AFM de Nockolds et Allen (1953) pour les roches à dominante
volcanosédimentaire
64
Fig. II-lO - Position des roches à dominante volcanosédimentaire dans le diagramme
A1203-Fe203-MgO de Pearce et al. (1977)
64
Fig. II-Il - Comparaison des spectres de terres rares normalisées (par rapport aux
chondrites Cl, Evensen et al. 1978) des roches à dominante volcanosédimentaire à
ceux des andésites orogéniques (D'après Bailey 1981)
64
Fig. II-12 - Position des roches à dominante vocanosédimentaire dans le diagramme de
Bathia (1983)
65
Fig. II-13 - Variation des principaux éléments majeurs en fontion de l'indice de
différenciation mg* dans les roches volcaniques et hypovolcaniques
100
Fig. II-14A - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques dans le diagramme
CaO-Na20
101
Fig. II-14B - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques dans le diagramme
CaO-MgO
101
Fig. II-15 - Variation des éléments en trace en fontion de l'indice de différenciation
(mg*) dans les roches volcaniques et hypovolcaniques
102
Fig. II-16 - Variation des éléments majeurs en fonction de Si02 dans les roches
volcaniques et hypovolcaniques
106

368
Fig.U-17 - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques dans le diagramme de
Nommenclature Na20+K20-Si02 de Cox et al., 1976
107
Fig 11-18 - Diagramme Ti02-Fet/ MgO de Miyashiro (1974) pour les roches
volcanique et hypovolcaniques
108
Fig. II-19 - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques.dans le diagramme
AFM de Nockolds et Allen (1953)
108
Fig.II-20 - Variation des alcalins et des alcalino-terreux dans les roches volcaniques et
hypovolcaniques
~
109
Fig.Il-21 - Variation des éléments de transition dans les roches volcaniques et
hypovolcaniques
110
Fig 11-22 - Variation des terres rares normalisés par rapport aux Chondrites (Cl,
Evensen 1978) dans les roches volcaniques et hypovolcaniques
114
Fig. II-23 - Position des roches volcaniques et hypovolcaniques.dans le diagramme
AI203-Fe203-MgO de Pearce et al. (1977)
115
Fig. II-24 - Comparaison des terres rares normalisées aux chondrites Cl (Evensen et al.,
1978) des laves andésitiques de la Daléma à celles des andésites orogéniques
(Bailey, 1981)
116
Fig. II-25 - Position des laves andésitiques de la Daléma dans le diagramme (Sc/Ni)-
CLa/Yb)
116
Fig. II-26 - Variation des éléments majeurs en fonction de Si02 dans les roches I44
Fig. II-27 - Position des roches plutoniques dans le diagramme de nommenclature de
Debon et Lefort, 1983 et 1988
145
Fig. II-28 - Diagramme A-B de Debon et Lefort (1983 et 1988) pour les roches
plutoniques
145
Fig. II-29 - Position des roches plutoniques dans le diagramme AFM de Nockolds et
Allen (1953)
149
Fig. II-30 - Position des roches plutoniques dans le diagramme de Besson et Fonteilles
(1976)
149
Fig. II-31 - Position des roches plutoniques dans le diagramme Na20-CaO-K20
Fig. 11-32 - Diagramme U-Th pour les roches plutoniques
149
Fig. II-33A - Diagramme TREE-Th pour les roches plutoniques
149
Fig. II-33B - Diagramme TREE-U pour les roches plutoniques
150
Fig. II-34 - Diagramme de Variation des éléments en trace dans les roches plutoniques.
Fig. II-35 - Diagramme Log Y-Si02 pour les roches plutoniques
153
Fig.II-36 - Diagramme Log Rb-Si02 pour les roches plutoniques
153
Fig. II-37 - Spectres des terres rares normalisées aux chondrites Cl (Evensen et al.,
1978) des roches plutoniques
155

369
Fig. II-38 - Diagramme LaN/YbN-YbN. Comparaison de la composition en terres rares
des roches plutoniques étudiées avec celle des granitoïdes archéens TIO et post
archéens (Protérozoïques et Phanérozoïques)
156
Fig. II-39 - Isochrone Rb/Sr sur roches totales des granitoïdes du supergroupe de Dialé-
Daléma
162
Fig.II-40 - Diagramme Na20-K20 (White et ChappeH, 1983) pour les roches
plutoniques
162
Fig.III-1- Localisation des affleurements de tuf à ciment de tourmaline dans le secteur
de Mahina-Mine
186
Fig.III-2- Localisation des affleurements de tuf à ciment de tourmaline dans le secteur
de Bantanko
188
Fig.III-3- Tufs à ciment de tourmaline dans le marigot Kandawaly
189
Fig. III-4- Position des tourmalines dans le diagramme triangulaire Na20-MgO-FeO.
Fig. III-5- Diagramme CaO-A1203.pour les tourmalines étudiées
201
Fig. III-6- Position des tourmalines dans le diagramme AI203-FeO/FeO+MgO
.204
Fig. ID-7- Position des tourmalines dans le diagramme Ti02-FeO/FeO+Mg
205
Fig. III-8- Diagramme AI203-Na20/Na20+K20+CaO pour les
tourmalines étudiées
205
Fig. N-1- Position des chlorites dans la classification de Foster (1962) (diagramme
Fe/(Fe+Mg)-Si
230
Fig. IV-2- Position des chlorites dans le diagramme AI-Fe-Mg
230
Fig. IV-3- Diagramme P-S pour les micas blancs
230
Fig. IV-4- Position des micas blancs dans le diagramme Si-AI-Fe+Mg
235
Fig. V-1- Diagramme f02-ph pour les espéces en solution de l'Au, et les principaux
minéraux associés au dépôt de l'Au
291

370
ILII§11'IE ]]J)IE§ 11'AIffiILJEA1I.JX
Tab. 1A- Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des principales
roches volcanosédimentaires
63
Tab.-1A- Teneurs en terres rares de quelques roches volcanosédimentaires
63
Tab.2 -Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
volcaniques (trachyandésites et rhyodacites)
96
Tab.3 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des principales
roches hypovolcaniques (microdiorites)
97
Tab. 4- Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des principales
roches hypovolcaniques (microgranodiorites)
98
Tab. 5 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des principales
roches hypovolcaniques (albitites leucocrates, méso à mélanocrates)
98
Tab.6 - Composition en terres rares des roches volcaniques et hypovolcaniques
l13
Tab.7- Teneurs moyennes en éléments de transition des laves andésitiques de la Daléma
comparées à celles des andésites d'arcs insulaires et des marges continentales
(les données sont d'Ewart, 1982)
~
117
Tab.8- Teneurs moyennes en K20, Rb, Ba, Sr (ppm) des andésites d'arcs insulaires et
des marges continentales comparées à celles des laves andésitiques de la Daléma (
Les données sont d'Ewart, 1982)
117
Tab. 9 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
plutoniques (granodiorite de Boboti)
142
Tab. 10 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
plutoniques (granodiorite de Moussala)
142
Tab. Il - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
plutoniques (granodiorite de Dar-Salam)
142
Tab. 12 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
plutoniques (granite de Gamaye)
142
Tab. 13 - Analyses chimiques (éléments majeurs et éléments en traces) des roches
plutoniques (granite de Saraya)
143
Tab.14 - Composition en terres rares des roches plutoniques
154
Tab. 15. Analyses isotopiques Rb/Sr des roches plutoniques
156
Tab. 16 - Ages Radiométriques des granitoïdes du supergroupe de Dialé-Daléma
comparés à ceux des granitoïdes du supergroupe de Mako
156
Tab. 17 - Composition chimique des tounnalines étudiées
191
Tab. 18 - Analyses chimiques et formules structurales (28 oxygènes) des chlorites
étudiées
228

371
Tab. 19 - Composition chimique des micas blancs associées aux chlorites dans les
andésites hydrotherrnalisées
234
Tab. 20 - Composition chimique et formules structurales des micas blancs provenant
des plagioclases destabilisés
234
Tab. 21 - Composition chimique et formules structurales des plagioclases des roches
volcaniques hydrothermalisées
238
Tab. 22 - Composition chimique des carbonates des roches volcaniques
hydrothermalisées
239
Tab. 23 - Composition chimique et formules structurales (22 oxygènes) des biotites en
veinules dans les tufs épiclastiques)
239
Tab. 24 - Principaux gîtes d'or du Protérozoïque inférieur (Birimien) d'Afrique de
l'Ouest (Milési et al., 1989)
259
Tab. 25 - Composition des particules d'or inclus dans les pyrites des veinules de quartz
des albitites
265
Tab. 26 - Composition des pyrites du filon de quartz de Garabouréa
267
Tab. 27 - Composition des pyrites du cheri tufacé de Bantanko
270
Tab. 28 - Composition des pyrites des tufs épiclastiques grossiers de la Daléma
271
Tab. 29 - Analyse chimique des grains d'or alluvionnaire de Boféto et
d'une inclusion
279
Tab. 30 - Analyse chimique des grains d'or alluvionnaires de Boféto
282
Tab. 31 - Composition des grains d'or alluvionnaire de Sansamba
283
Tab. 32 - Composition des particules d'or primaire de Garabouréa
285
Tab. 33 - Composition des particules d'or primaire de Ngolouma
286
Tab. 34 - Teneurs en or exprimées en ppb des tufs à ciment de tourmaline
.319
Tab. 35 - Teneurs en or exprimées en ppb des tufs épiclastiques, quartzites, cipolins et
conglomérats
319
Tab. 36 - Teneurs en or des roches volcaniques et hypovolcaniques
(exprimées en ppb)
319
Tab. 37 - Teneurs en or des roches plutoniques et de leur contact exprimées en ppb319
Tab. 38 - Teneurs en or exprimées en ppb des filons de quartz, minerai de fer et
latérites sur roches à dominantes volcanosédimentaires
.319
Tab. 39 - Teneurs en or exprimées en ppb des roches du supergroupe de Mako
(Basaltes, gabbros, grauwackes, jaspes, tufs rhyolitiques, brêche volcanique)....319
Tab. 40 - Teneurs moyennes en Au des roches de la région étudiée. Comparaisons
avec les données de la littérature
.322

372
Planche 1 - 1 - Roches à dominante sédimentaire (quartzite)
69
Planche 1 - 2 - Roches à dominante sédimentaire (calcaires)
71
Planche 1 - 3 - Roches à dominante sédimentaire (grès)
73
Planche 1 - 4 - Roches à dominante volcanosédimantairesédimentaire.(tufs)
75
Planche 1 - 5 - Déformation de l'ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire
77
Planche 1 - 6 - Déformations de l'ensemble sédimentaire et volcanosédimentaire
79
Planche I. - 7 - Textures des roches volcaniques laviques et pyroclastiques
123
Planche I. - 8 - Textures des roches volcaniques laviques et pyroclastiques
125
Planche I. - 9 - Textures des roches hypovolcaniques (microdiorites et albitites)
127
Planche I. - 10 - Textures des roches hypovolcaniques (albitites)
129
Planche I. - Il - Texture des roches hypovo1caniques (microgranodiorite)
131
Planche I. - 12 - Granodiorite de Boboti..
167
Planche I. - 13 - Granodiorite de Moussala
169
Planche I. - 14 - Granodiorite de Dar Salam
171
Planche I. - 15 - Granite de Saraya
173
Planche I. - 1 - Granite de Saraya, suite
,
175
Planche II. - 1 - Tourmalinisation (tuf et conglomérat à ciment de tourmaline)
215
Planche II. - 2 - Tufs à ciment de tourmaline cryptocristalline; élément de tourmalinite
rubanée observé dans le conglomérat de Mahina-Mine
217
Planche 11-3 - Quartzite à tourmaline bien cristallisée; tourmalinite déformée de
Gamaye
219
Planche II - 4 - Tourmalinite de Gamaye à ancienne cavité d'inclusion fluide occupée
par des cristaux de quartz bipyramidaux
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221
Planche III - 1 - Altérations hydrothermales (chloritisation; calcitisation)
245
Planche III - 2 - Altérations hydrothermales (muscovitisation; albitisation)
247
Planche III - 3 - Altérations hydrothermales (calcitisation; muscovitisation)
249
Planche III - 4 - Altérations hydrothermales (carbonatation; biotitisation)
251
Planche III - 5 - Silicification
253
Planche IV - 1 - Or inclus dans pyrite (albite de Bantanko)
295
Planche IV - 2 - Morphologie des grains d'or alluvionnaire de Boféto
297
Planche IV - 3 - Morphologie des grains d'or alluvionnaire de Sansamba
299
Planche IV- 4 - Détail des grains d'or alluvionnaire de Sansamba
.30 1
Planche IV - 5 - Grains d'or alluvionnaire et colluvionnaire de Karakaène
.303
Planche IV - 6 - Morphologie de détail des pépites d'or colluvionnaire de Karakaène305
Planche IV - 7 - 'Morphologie de particule d'or primaire de Garabouréa
.307
Planche IV - 8 - Morhologie de particule d'or primaire de Kérékounda
.309

ANNEXES

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Spectre d'un grain d'or alluvionnaire de Sansamba
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Spectre d'une inclusion à chlore et argent (or alluvionnaire de Sansamba)

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