Apport de la prospection géochimique de sol et
tarière dans le permis aurifère de Dandoko

Présentation du craton Ouest-Africain 

Limites et subdivisions 

L’Afrique de l’Ouest est caractérisée du point de vue géologique par le craton Ouest-Africain qui en occupe la partie majeure. Il est situé dans la partie occidentale du continent Africain, il s’étend de l’Atlantique à la frontière Soudano –Tchadienne et du Sahara occidental au golfe de Guinée. C’est un immense craton d’environ 4.500.000km² de surface, formé d’un socle granitisé et métamorphisé, stabilisé définitivement vers 1700 Ma (Rocci, 1995). Le craton Ouest- Africain est surmonté d’une couverture sédimentaire horizontale, d’âge précambrien supérieur à carbonifère et s’entoure des zones mobiles liées aux orogenèses panafricaines à l’Est, panafricaine et hercynienne à l’Ouest. Des bassins sédimentaires d’âge mésozoïque à cénozoïque sont discordants sur les zones mobiles et sur le craton. Il est limité :  Au nord par la dorsale Réguibat (partie septentrionale du craton ouestAfricain), vaste boutonnière allongée SO-NE (Sud-Ouest – Nord Est) qui affleure pour l’essentiel en Mauritanie, au Maroc et en Algérie). Elle est formée dans sa partie ouest par des gneiss, orthogneiss et charnockites (roche granitique à orthopyroxène) archéens d’environ 2,7 Ga et dans sa partie est par des granites et autres formations volcaniques et volcanosédimentaires du protérozoïque inférieur (Birimien). Ces deux domaines sont séparés par des zones de cisaillement correspondant à la faille de Zednès.  A l’ouest par les fenêtres ou boutonnières de Kédougou-Kénièba et de Kayes à la frontière sénégalo-malienne. Elles sont formées exclusivement de formations birimiennes (protérozoïques) consistant en d’étroites ceintures volcaniques et en de larges bassins sédimentaires structurés et intrudés par des granitoïdes à l’éburnéen (Liégeois et al. 1991). L’archéen n’a jamais été daté dans ces fenêtres. A l’ouest des fenêtres de Kayes et de Kédougou Kénièba, le craton Ouest-Africain est limité par la chaine calédono-hercynienne des Mauritanides structurée depuis la fin du Précambrien jusqu’au Dévonien. Ces formations précambriennes sont recouvertes en discordance par les séries sédimentaires phanérozoïques du bassin sénégalo-mauritanien et néoprotérozoïque du bassin de Taoudéni (Bessoles, 1977).  Au sud par la dorsale de Léo qui couvre une large région qui va du Liberia au Ghana en passant par la Guinée, le Mali, la Côte d’Ivoire et le Burkina-Faso. Cette dorsale est divisée aussi en deux partie : à l’ouest, le domaine archéen de Man et à l’est, le domaine Birimien du Baoulé-Mossi qui serait le prolongement des formations birimiennes de Kédougou-Kénièba sous les formations paléozoïques du SW du bassin de Taoudéni (Bassot et Caen-Vachette, 1984). Les deux domaines sont séparés par l’accident de Sassandra. Le craton est limité par deux zones mobiles à l’Est :  Le craton ouest africain est limité à l’Est et au SE (Sud-Est) par des tronçons de la chaine panafricaine érigée au méso et néoprotérozoïque entre 1.8 et 0.6 Ga : Ahaggar et Adrar des Iforas à l’Est et les boucliers du Bénin et du Ghana au Sud Est. Les formations birimiennes ont été définies pour la première fois par Kitson (1928) dans la rivière Birim au Ghana. Elles seront ultérieurement subdivisées en 1940 par Junner en :  Birimien inférieur (B1) à dominante sédimentaire formé de schistes, méta-argilites, tufs et grauwackes recoupés par des granites.volcanoclastites Tarkwwaїen avec ces formations fluvio-deltaïques, est soit concordant sur le Birimien (Kesse., 1986), soit une partie intégrante du Birimien (Cahen et al. 1984) Cette succession stratigraphique proposée par Junner (1940) a été adoptée par Ledru et al. (1989), Milési et al (1989) dans les pays limitrophes sur la base de données structurales et métamorphiques. I

Orogenèses

L’évolution structurale du Précambrien dans le Craton Ouest-Africain est marquée par deux principales phases orogéniques polycycliques : – la première qui a affecté les formations archéennes dans les dorsales Réguibat et de Kénema-Man, est subdivisée en deux cycles :  le cycle léonien, qui s’étend de 3,5 à 2,9 Ga (Cahen et al, 1984) et de 2.9 à 2.7 Ga (Barrère, 1967 ; Vachette et al., 1973 ; Beckinsale et al., 1980),  le cycle libérien, allant de 2,7 à 2,5 Ga (Barrère, 1967 ; Vachette et al., 1973 ; Camil et al., 1984). – la seconde affectant les formations birimiennes comporte également deux cycles :  le cycle burkinien daté entre 2,4 et 2,1 Ga par Lemoine et al (1985), affecte les formations dabakaliennes en Côte d’ivoire ;  le cycle éburnéen datant de 2,3 à 2,0 Ga (Bassot et al., 1963 ; Feybesse et al., 1989 ; Liégeois et al., 1991), affecte les formations birimiennes sensu stricto du domaine Baoulé-Mossi. Le Barrémiens du Baoulé Moussi est composé de méta sédiments paléoprotérozoïques, de métavolcanites et de granites mis en place autour de 2.2 – 2.1 Ga (Abouchami et al., 1990). Les structures de ce domaine sont le résultat de deux déformations paléoprotérozoïques majeures: la première résulte d’une tectonique tangentielle (Liégois et al., 1991 ; Feybesse et al., 1990) à l’origine de structures orientées N-S à NNE-SSW. La seconde correspond à une déformation transcurrente (Lémoine, 1988; Ledru et al., 1991 ; Feybesse et Milesi, 1994). Elle est soulignée par la mise en place, autour de 2.1 Ga, de grands ensembles de granitoïdes 

La couverture sédimentaire protérozoïque supérieur à paléozoïque 

 La couverture sédimentaire protérozoïque supérieur à paléozoïque du craton ouest –africain est formée essentiellement par le bassin de Tindouf au Nord, de Taoudéni au centre et de  Bové au Sud. Le bassin de Taoudéni, d’une superficie de 1.5 millions de km2, recouvre en discordance majeure le cœur du craton Ouest-Africain. Il s’agit là du plus vaste dépocentre (emplacement du plus profond dépôt dans un bassin sédimentaire) néoprotérozoïque du monde. Il est formé de plateaux calcaires et de grès dont la majeure partie est sous l’emprise de dunes mobiles ou statiques. Il compte une large part des gisements ou indice pétroliers entre le Mali, l’Algérie, la Mauritanie et le Niger. Son épaisseur totale ne dépasse pas 6000m. Ces formations sédimentaires ont été bien caractérisées à plusieurs endroits de la région ouest – africaine (Villeneuve et al 2006). Dans l’Adrar en Mauritanie, Trompette(1973) a établi une séquence lithostratigraphique de référence avec quatre super groupes séparés par des discordances :  Le super groupe I est constitué essentiellement de sédiments détritiques avec des niveaux à stromatolithes (Bertrand-Sarfati, 1972). Son âge est compris entre 998 plus ou moins 34 Ma et 620 plus ou moins 50 Ma (Clauer et al., 1982)  Le super groupe II débute par la triade fini-précambrienne composé de tillites (Deynoux, 1980 ; Boudzoumou, sous presse), de carbonates à Barytine et de silexites ou d’argilites rouges qui reposent en discordance sur le super groupe I. Cette triade est surmontée par des schistes verts flyschoides datés à 595 ± 45 Ma (Clauer et al., 1982) et des grès localement fossilifères.  Le super groupe III est essentiellement gréseux, il débute par la tillite finiordovicienne encore appelé tillite supérieure. Celle-ci est surmontée par des schistes à graptolites siluriens (Drot et Lecorché, 1971 ; Crévola et al., 1974 ; Drot et al.,1979).  Le super groupe IV est essentiellement composé de grès et de carbonates d’âge dévonien, qui reposent en discordance de ravinement sur les schistes du super groupe III. Le carbonifère a été reconnu uniquement au Mali, à l’Est du bassin de Taoudéni ou son épaisseur avoisine 600m. 

Géologie régionale et aperçu structural

Le Mali occidental est situé sur le bouclier de Man (aussi appelé dorsale de Léo) représenté dans cette région par l’enclave de Kéniéba-Kédougou qui fait partie du craton Ouest-Africain (Tahon, 1997). Dans sa revue de l’état de connaissances géologiques en Afrique de l’Ouest, Tahon(1997) considère que la géologie régionale est encore relativement mal comprise (cartographie de reconnaissance réalisée à une échelle imprécise, terrains tropicaux fortement altérés, etc.). La fenêtre de Kéniéba comprend une séquence de roches volcano-sédimentaires (Birimien), qui ont subi un léger plissement et un métamorphisme de faible degré au cours de l’orogenèse éburnéenne (2,12 à 2,07). Ces roches sont intrudées par les granites syn. à tardi-tectoniques (se caractérisant par des plissements de fond à grand rayon de courbure). Cette fenêtre est limitée à l’Ouest par les Mauritanides (Panafricain-550Ma) et par le bassin de Taoudéni dans les autres directions dont les grès et les conglomérats du protérozoïque moyen et supérieur, généralement appelés « infracambrien » se déposent en inconformité sur le birimien. Les séquences volcaniques et sédimentaires sont recoupées par des dykes de dolérite. La formation birimienne d’Afrique de l’Ouest est généralement préservée sous forme de bandes linéaires de quelques dizaines de kilomètres de largeur et d’une longueur de plusieurs centaines de kilomètres (Sea, et al. 1990). Des zones granitiques ou migmatisées séparant ces bandes, correspondant au socle anté-birimien ou à des manifestations granitiques de l’orogénèse éburnéenne (2,12 à 2,07), le plus récent événement de métamorphisme et de déformation. Le Mali occidental est quelque peu exceptionnelle sur ce point car les bandes sont généralement plus larges que la moyenne et sont séparées par des zones granitiques plus étroites. Dans l’Est du Sénégal et l’Ouest du Mali, la formation birimienne est composée de trois bandes volcano-sédimentaires principales, orienteés approximativement SW-NE (Bassot, 1966). Ces bandes sont formées de séquences successives à dominante volcanique à l’Ouest (groupe de Mako) tandis qu’à l’Est, les sédiments turbidiques et les roches volcaniques dominent (groupe de Dale et groupe de Daléma). La séquence sédimentaire de la fenêtre de kénièba est formée de fines couches intercalées de schistes, de méta arénites, de méta argilites, de méta grauwackes et de méta carbonates sous forme de flysch (dépôt sédimentaire détritique constitué par une alternance de grès et de marnes, qui se sont accumulés dans un bassin océanique en cours de fermeture, dans le cadre d’une orogenèse). A ces corps géologiques sont associés les grès a tourmaline et les carbonates qui ont une relation spatiale avec les granitoïdes de Moussala. La nomenclature des groupes appliquée à l’ensemble de l’enclave a été révisée au Mali en 1989 (Klockner) et ces groupes sont aujourd’hui connus comme les formations de Saboussiré, Kénièbandi et Kofi. Le faciès des séquences rocheuses se transforme latéralement, passant de sédiments de type volcanique et de glacis continental à l’Ouest, puis à des sédiments de type plateau continental au centre, et enfin à des sédiments d’eau profonde formés sur le talus continental à l’est.