CARACTERISATION DES FORMATIONS BIRIMIENNES

Les formations birimiennes

Les formations birimiennes affleurent dans le domaine Yetti-Eglab, partie orientale de la dorsale Réguibat, dans le domaine Baoulé-Mossi, partie orientale de la dorsale du Man et dans les boutonnières de Kédougou-Kéniéba et de Kayes situées aux confins sénégalomaliens. Les formations birimiennes ont été définies pour la première fois dans la rivière Birim au Ghana (Gold Coast) par Kitson (1928) et Junner (1940). Junner (1940) subdivise ces formations en trois sous ensembles : • Birimien inférieur, à dominante sédimentaire, est composé de trois formations comprenant à la base des phyllites et grauwackes, ensuite des phyllites et tufs métamorphisés et enfin des grauwackes et grés feldspathiques, • Birimien supérieur, à dominante volcanique, est constitué de coulées de basaltes associées à des pyroclastites, des andésites et des rhyodacites, • Tarkwaïen, de nature fluvio-deltaïque, marque la partie supérieure des formations birimiennes. 9 Cette succession lithostratigraphique, définie au Ghana, fait l’objet de controverses dans d’autres régions du Craton Ouest Africain. D’autres successions ont été proposées à partir de données pétrogénétiques, géochrologiques, géochimiques et structurales. En Côte-d’Ivoire, Tagini (1971), Vidal (1987), Vidal et Arlic (1994), Delor et al. (1995), Vidal et al. (1996), proposent une succession inverse à savoir les roches volcaniques et plutoniques de nature tholéiitique à la base, sont surmontées par des formations flyschoïdes à sédimentaires. Au Niger, Pouclet et al. (1990) stipulent que les roches sédimentaires sont postérieures aux roches volcaniques. Au Burkina-Faso, par contre, Zonou et al. (1985) ; Ouédraogo et Prost (1986) se rapprochent plus du modèle proposé au Ghana. Au Sénégal, Bassot (1963 ; 1966 ; 1987 ; 1997), Witschard, (1965) proposent la même succession lithologique qu’en Côte d’Ivoire en se basant sur le modèle de géosynclinal. Les travaux plus récents de Diallo (1983), Ngom (1985), Dioh (1986), Ndiaye (1986), Dia (1988), Abouchami et al. (1990), Diallo et al. (1993), Dia et al. (1997), Ndiaye et al. (1997), basés sur des données lithologiques, pétrologiques, structurales et géochronologiques, viennent confirmer l’antériorité des volcanites basiques. Plus récemment, Leube et al. (1990) proposent, pour le Birimien du Ghana, un passage latéral et progressif entre le Birimien volcanique et le Birimien sédimentaire. À partir des données pétrogénétiques, géochronologiques, géochimiques et structurales des différentes provinces Birimiennes du Craton Ouest Africain obtenues dans la littérature, nous pouvons ainsi retenir trois hypothèses lithologiques : • Une unité sédimentaire forme la base du Birimien sur laquelle repose une unité volcanique. • Une unité volcanique forme la base du Birimien sur laquelle repose une unité sédimentaire. • Les unités volcaniques et sédimentaires birimiennes sont des équivalents latéraux de faciès.

Présentation de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba

La boutonnière de Kédougou-Kéniéba forme une région triangulaire de 16 000 km² de surface. C’est une zone d’affleurement du socle, située à l’Est du Sénégal de part et d’autre de la Falémé. Elle est limitée à l’Ouest par la ceinture hercynienne des Mauritanides, au Sud par les formations néo-protérozoïques des séries de Ségou-Madina Kouta et à l’Est par les formations paléozoïques du plateau Mandingue et du bassin de Taoudéni. La boutonnière (Figure 5) comprend d’Ouest en Est les Supergroupes de Mako, du Dialé et de la Daléma (Bassot, 1987 et 1997). Figure 5: Carte géologique de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba (Bassot 1997, modifiée). 1:Paléozoïque et Néoprotérozoïque indifférenciés; 2: Supergroupes du Dialé et de la Daléma indifférenciés; 3: niveaux carbonatés et volcanisme calco-alcalin dans les Supergroupes du Dialé et de la Daléma; 4: Supergroupe de Mako; 5: Granites indifférenciés du Paléoprotérozoïque; 6: Granite à pyroxène du Boboti.Les formations birimiennes ont été modelées par l’orogenèse éburnéenne marquée par la mise en place de batholites granitiques autour de 2100 Ma. Elles ont été affectées par un métamorphisme de faciès schistes verts à amphibolites aux environs des granitoïdes. 

Le Supergroupe de Mako

Il constitue la bordure occidentale de la boutonnière de Kédougou. Les formations sont structurées NNE-SSW et limitées à l’Est par le Supergroupe du Dialé dont il est séparé par la MTZ et à l’Ouest par la chaine hercynienne des Mauritanides. Il est recoupé par le batholite intrusif de Badon-Kakadian daté à 2199 ± 68Ma (Bassot et CaenVachette, 1984; Dia et al., 1997). Il est considéré comme l’ensemble le plus ancien de la boutonnière. Il est à dominante volcanoplutonique basique. Il est caractérisé par un volcanisme bimodal (Dia, 1988, Diallo, 1994, Dioh, 1986 et 1995, Ngom, 1985 et 1995) constitué d’importantes coulées de métabasaltes sous-marines associées à des péridotites surmontées par des quartzites, des calcaires, des métaandésites, des pyroclastites, des rhyodacites et des métasédiments volcanodétritiques. Les roches volcaniques basiques du Supergroupe de Mako correspondent à des tholéiites de type MORB (Dioh, 1986 et Ngom, 1985) ou à de basaltes des planchers océaniques (Abouchami et al, 1990, Boher et al, 1992). Elles présentent des caractères de type transitionnel entre les NMORB et les tholéiites d’arcs insulaires (Dia, 1988) et se mettent en place dans un environnement d’arc insulaire (Dia, 1988 et Diallo, 1994). Les roches volcanosédimentaires associées se sont formées dans un bassin d’arrière arc (Diallo, 1994).

Le Supergroupe du Dialé

Il est localisé à l’Est du Supergroupe de Mako dont le contact est marqué par une shear zone d’extension régionale (MTZ). Il est à dominante sédimentaire. Il est constitué à la base par des cipolins et des schistes graphiteux, surmontés par des formations sédimentaires de nature pélitique ou grauwackeux à conglomératique (Diallo, 1983; Dioh, 1986 ; Ngom et al, 2007). Il renferme des lentilles de gabbros, concordantes avec les formations encaissantes. Il est recoupé par le batholite de Saraya. Cette série est affectée par un léger métamorphisme et par un métamorphisme de contact lié au massif granitique de Saraya. 12 III-3 Le Supergroupe de la Daléma Il est séparé du Supergroupe du Dialé par le batholite de Saraya. Il est à dominante sédimentaire. Le Supergroupe de la Daléma comprend un groupe inférieur et un groupe supérieur. Le groupe inférieur de plus de 2000 mètres d’épaisseur est formé d’une alternance de quartzites, de pélites et de cipolins. La fin de ce dépôt est marquée par la mise en place du complexe volcanoplutonique intermédiaire de la Daléma (Bassot ; 1987). Celui-ci est un massif allongé suivant une direction subméridienne sur une longueur de 80 Km et une largeur variant entre 10 et 20km (Bassot, 1987). Il est composé de: • pyroclastites représentées par des tufs, des agglomérats et des brèches volcaniques ; • laves andésitiques à plagioclase ou à pyroxène porphyrique et des dacites porphyriques d’aspect fluidal ; • roches plutoniques recoupant l’encaissant sédimentaire du groupe inférieur de la Daléma et les roches volcaniques. Il s’agit de microdiorites et de microgranodiorites. Les microdiorites, plus représentatives, affleurent autour du granite de Boboti où elles forment par endroits de véritables champs de dykes. Le groupe supérieur de plus de 8000 à 10000 mètres de puissance, est composé de grès, de grauwackes et de pélites avec des épiclastes de nature basaltique ou granitique. Les caractères de dépôt de ces bassins évoqueraient un milieu épicontinental ou de plateforme (Bassot, 1987). Walter et Chantaine (1976) distinguent, dans le Supergroupe de la Daléma, deux domaines : schisto-grauwackeux à l’Ouest et volcanique à l’Est. Ces deux domaines sont séparés par la granodiorite à orthopyroxène de Boboti. Valéro et al. (1985) notent que le batholite de Saraya qui sépare les Supergroupes de Dialé et Daléma, résulte de la coalescence de plusieurs plutons. 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. L’étude structurale révèle que les foliations y dessinent une structure en dôme dissymétrique avec un déversement vers le Sud Est. 13 Ndiaye (1986 et 1989) souligne qu’en dehors d’une possible phase de plissement mise en évidence plus au Sud, les formations du Supergroupe de la Daléma ont été schistosées et plissées de manière isoclinale au cours d’une phase de déformation accompagnée d’un métamorphisme régional de type schiste vert. Les structures observées indiquent un faible déversement vers le Sud Est avec une composante décrochante importante marquée par une linéation d’allongement horizontale. Les intrusions granitiques ont fait également l’objet de plusieurs études (Witschard, 1965 ; Bassot, 1966 ; Bassot et Caen-Vachette, 1984 ; Ndiaye, 1994 ; Ndiaye et al., 1997, Hirdes et Davis, 2002). Elles sont représentées par les massifs granitiques de Saraya, Moussala, Dar-Salam, Boboti et Gamaye. Du point de vue pétrographique, ces massifs peuvent être subdivisés en quatre types: – le massif de Boboti constitué de granite à pyroxène, – les massifs de Moussala et de Dar-Salam constitués par un granite à biotite et amphibole, – le massif de Saraya caractérisé par la présence de biotite et de muscovite, – le massif de Gamaye dont le faciès caractéristique est un granite à biotite. Du point de vue géochronologique, Bassot et Caen Vachette (1984), selon la méthode Rb/Sr sur roche totale, donnent pour : -le batholite de Saraya un âge de 1973 ± 33 Ma, -le granite de Boboti 1989 ± 28 Ma -et le granite de Gamaye 2045 ± 27 Ma. Les données radiométriques donnent un âge isochrone de 2008 ± 16 Ma pour tous les granites de la Daléma (Ndiaye et al., 1997). Hirdes et Davis (2002) par la méthode U-Pb sur Zircon isolé ont obtenu les âges suivants : granite de Saraya 2079 ± 2Ma, granite de Boboti 2080 ± 0,9 Ma. Par ailleurs, ils ont daté le volcanisme de la Daléma à 2099 ± 4 Ma et la sédimentation de la Daléma sur zircon détritique dans les grauwackes à 2165±0,9 Ma.