CHAPITRE VI : CONCLUSION GÉNÉRALE ET PERSPECTIVE
I- CONCLUSION GÉNÉRALE
Les données obtenues montrent que les formations birimiennes du secteur de Fandi-Boboti sont affectées par une tectonique éburnéenne polyphasée, associée à des minéralisations (notamment aurifères) sous des conditions thermiques variables.
L’étude lithologique et les coupes géologiques réalisées donnent une idée globale de la distribution des roches et des structures (tectoniques, sédimentaires et magmatiques) dans le secteur étudié (figures 2.1 ; 5.13). La répartition des roches se traduit par des alternances latérales, des superpositions, voire des intrusions entre les différents faciès pétrographiques (sédimentaires et magmatiques). Les pélites seraient probablement à la base de la séquence sédimentaire, reposant sur un socle birimien précoce (figure 5.13). Elles alternent avec des grès et quartzites tourmalinisés dans une succession rappelant une séquence turbiditique. Les grès et quartzites sont surmontés par des grauwackes et conglomérats (figures 2.1 ; 5.14f). Les roches carbonatées seraient postérieures à ses sédiments détritiques à tendances turbiditiques. Elles montrent souvent des éléments provenant de ces faciès (figures 2.3b ; 2.8d).
Ces dépôts sédimentaires seraient contemporains d’un volcanisme précoce. Des reliques volcaniques montrant des structures assimilables à des "pillow-lavas" sont observées dans ces formations sédimentaires de base (figures 2.4c). Ils sont interprétés comme des témoins d’un volcanisme précoce, intervenant en même temps que la sédimentation. La sédimentation a lieu dans un bassin tectoniquement installé occasionnant des structures de déformation syn-sédimentaires (faille, slump, stratification turbiditique).
Les brèches carbonatées présentent deux faciès : (i) les brèches volcano-sédimentaires formées par un mélange entre roches volcaniques et les roches carbonatées; (i) les brèches sédimentaires (cargneules) constituées essentiellement de galets hétérogènes à dominante carbonatée. Elles reposent en discordance sur les pélites et les carbonates.
Il est probable qu’un second dépôt de grès et quartzites tourmalinisés intervient après la bréchification. En effet, les grès et quartzites tourmalinisés de Foukhola et Sancéla sont moins déformés que ceux rencontrés au Nord (entre Médina et Frandi) avec uniquement des structures tectoniques dextres (figure 2.2e), symptomatiques de la déformation tardive (D3). Par ailleurs, les sédiments constituent, dans la plupart des cas, l’encaissant des roches magmatiques. Les granodiorites seraient postérieurs aux andésites qu’elles recoupent (figure 2.4b). D’une manière générale, les andésites et les diorites albitisées montrent des structures de déformation D2 et D3. Des filons de roche basique (dolérite) sont intrusifs le long des
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failles orientées NS à NEE-SSW, associées à la déformation D2 ou D3. Ils sont peu ou pas déformées et présentent essentiellement des structures cassantes à semi-ductiles. Il s’agirait de matériel volcanique tardif, probablement post-birimien.
L’ensemble de base serait affecté par une première phase de déformation éburnéenne D1, marqué par un raccourcissement NNW-SSE et/ou à la mise en place d’intrusions plutoniques. Elle est responsable de la schistosité S1 et des plis P1, observés uniquement dans les roches de l’unité inférieure. Les plis P1 sont rarement exprimés sur le terrain, ils apparaissent localement dans les flancs de plis P2, et montrent une géométrie fortement influencée par les déformations postérieures. Ils sont souvent déversés vers le SE avec des flancs étirés et/ou boudinés. La schistosité S1 souvent transposée à la stratification S0, présente en général une direction ~N90° et des pendages sub-verticaux (figure 5.14b). L’origine de la déformation D1
est largement discutée (Feybesse et al., 1989; Vidal et al., 2010). Toutefois dans le secteur, cette déformation semble antérieure à la mise en place des granitoïdes du Supergroupe de Dialé Daléma datés à 2079 ± 2 Ma (Hirdes et Davis, 2002) et qui seraient syn-tectoniques de la déformation éburnéenne D2.
La phase de déformation éburnéenne D1 serait suivie d’une extension EW accompagnée d’émissions volcano-plutonique (andésites, brèches, diorites, etc.) (figure 5.14c). Après l’extension, intervient la phase de déformation éburnéenne D2 (figure 5.14d). Cette phase de déformation majeure est d’abord compressive (D2a), puis transpressive (D2b). Elle est soulignée par une schistosité (foliation) S2, qui est plan axial de plis droits à déjetés à axe subhorizontal P2a et de plis à axe sub-vertical P2b (figures 5.13 ; 5.14d). La schistosité S2 est orientée N0°-20° parfois N140° avec des pendages sub-verticaux. Elle se traduit en une véritable foliation mylonitique au cœur des bandes de cisaillement avec une forte recristallisation de minéraux et des structures C/S senestres.
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Figure 5.13 : Colonne lithostructurale schématique du secteur étudié. Ab : diorite albitique, Bc : brèche
carbonatée, Ca : carbonate, Cg : conglomérat, Cv : chevauchement, Do : filon de dolérite, Fa : faille, Fe : fer de la Falémé, Gc : grès conglomératique, Gq : grès et quartzite, Gr : grès, Gt : granitoïde, Gw : grauwacke, Mc : micaschiste, Pe : pélite, Rd : rhyolite et rhyodacite, So : socle, Tu : unité inférieure turbiditique, Va : volcanisme calco-alcalin, Vp : volcanisme précoce.
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La phase D2 se termine par des chevauchements en plats et en rampes bien exprimés dans les secteurs de Madina, Kolia, Moussala et Boboti (figures 3.28e,d ; 4.1 ; 5.14d). Les chevauchements observés sont associés à des critères de mouvement indiquant un déplacement du ESE vers WNW (figure 3.28f). Ils sont localement associés à des failles inverses à vergence opposée. L’architecture générale de ces failles évoque un modèle de "structure en fleur positive" (figures 3.29a ; 5.14d). La phase de déformation éburnéenne D2
est associée à la mise en place des massifs syn-tectoniques (figure 5.10f) correspondant au granitoïde de Boboti. Ces roches magmatiques montrent des fabriques planaires et une déformation intracristaline symptomatique de la phase de déformation éburnéenne D2. Les différents corps magmatiques, qui se sont mis en place le long des zones de faiblesse orientées NS, liées à la phase extensive, ont été réactivées sous forme de zones de cisaillement durant cette phase D2.
La plupart des fabriques minérales sont en relation avec la schistosité majeure S2.
L’analyse de la déformation finie à partir des fabriques des cristaux de roches, montre en général un aplatissement triaxial. Celui-ci est localement combiné à une déformation finie en constriction parfois proche de la déformation plane dans les zones de chevauchement. Dans les zones de cisaillement, les comportements de l’ellipsoïde de la déformation finie et de la linéation d’étirement sont en rapport avec une déformation à dominante de cisaillement simple. Par contre en dehors des zones de cisaillement, ces structures sont symptomatiques d’une déformation à compression dominante (figure 3.29b).
La phase finale de déformation (D3) est une transtension dextre, associée à l’ouverture de microbasins en "pull-apart" (figures 5.14e,f,g,h). Les ouvertures sont associées à la mise en place de volcanites (rhyodacites, rhyolites) et au dépôt de sédiments détritiques (grès, conglomérat et grauwackes parfois tourmalinisés). La phase de déformation D3 réactive les structures antérieures, notamment celles de la déformation éburnéenne D2. Elle est plus discrète que la phase de déformation D2 et se manifeste le long des bandes de cisaillement orientées SW-NE et NW-SE. Les structures de la déformation D3 sont caractérisées par une schistosité de fracture et/ou de flux de directions comprises entre N45° et N110° avec des pendages variables généralement dirigés vers le SE, SW et Sud. La schistosité est associée à un plissement marqué par des plis dissymétriques en forme de "Z".
Cette phase se terminerait ou serait réactivée au cours de la mise en place d’un essaim filonien le long des failles orientées ENE-SWS, recoupant le Supergroupe de Dialé-Daléma et ses granitoïdes (figures 5.12a,b,c).
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Figure 5.14 : Modèle schématique de l’évolution géodynamique du secteur étudié. (a) sédimentation, volcanisme et
tourmalinisation précoces. (b) Déformation éburnéenne D1 associée à une schistosité S1 et de plis P1. (c) Phase d’extension post-D1 avec sédimentation et mise en place roches volcano-plutoniques. (d) Déformation éburnéenne D2 avec des intrusions plutoniques et des zones de cisaillement ("Sz"). (e) Déformation éburnéenne D3 avec ouverture de microbassins en "pull-apart" et mise en place de formations volcaniques et sédimentaires. (f) Plis P2a affectés par des failles normales décrochantes dextre dans les grès (Gr) et pélites (Pe). (g) Modèle schématique de bassin en pull-apart montrant des failles normales (Fa) et des décrochements dextre associées à des dépôts conglomératiques (Cg) et des venues magmatiques (Vo). (h) "Micas fish" (Mu) montrant une micro-extension en pull-apart associée à un cisaillement dextre (observation plan XZ). Ab : diorite albitique, Ca : calcite, Cg : conglomérat, Gr : grès, Do : filon de dolérite, Ec : échelle, Fd : faille décrochante, Fe : fer de la Falémé, Gt : granitoïde, Mc : micaschiste, Pe : pélite, Pn : plan faille normale, So : socle, Sd: sédiment, Va : volcanisme calco-alcalin, Vp : volcanisme précoce.
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En effet, ces filons de dolérite, datés vers 1200 Ma (Bassot et al., 1986), sont affectés par un cisaillement dextre probablement liée à la phase D3 ou à une autre phase de déformation postérieure ayant les mêmes caractéristiques structurales.
L’analyse des contraintes de la déformation éburnéenne dans le secteur d’étude montre que la direction de la contrainte principale de déformation (σ1) varie considérablement durant l’évolution de la déformation éburnéenne entre les phases de déformations D1, D2 et D3. Elle passe successivement de la direction NNW-SSE, WNW-ESE et ENE-WSW traduisant une rotation senestre de la contrainte principale de déformation (σ1) au cours de l’événement éburnéen dans le secteur d’étude.
L’analyse de la déformation intracristalline dans les zones de cisaillement révèle deux stades de déformation intracristalline : solide et sub-solidus. La déformation intracristalline au stade solide est probablement liée à la phase de tectonique éburnéenne D3 au regard des nombreux critères de cisaillement dextres associées à ces microstructures. La déformation sub-solidus est plus précoce, elle interviendrait pendant la mise en place des corps magmatiques intrusifs (granodiorites) durant la phase de tectonique éburnéenne D2, sous des conditions de haute température. Contrairement aux zones de cisaillement, les microstructures de déformation intracristalline des échantillons prélevés hors des zones de cisaillement ne montrent pas clairement les preuves d’une superposition de déformation. Les structures intracristallines identifiées sont en rapport avec des conditions thermiques de métamorphisme faibles, préservant ainsi localement des structures franchement sédimentaires.
La minéralisation aurifère est polymorphe avec trois phases : (i) une phase à sulfures disséminées et stratiforme ante-D1, (ii) une phase syn- à tardi-D2 contrôlée par des stockwerks silico-carbonatés (iii) et une phase tardi-D3 dans des stockwerks siliceux sulfurés empruntant les structures D3. Les minéralisations D2 et D3 sont de type orogénique, essentiellement contrôlées par la tectonique éburnéenne et son cortège magmatique.
Le fait que la plupart des indices de minéralisations aurifères observées soient disposées le long de structures orientées ~N20°-30° (veines V2), suppose qu’en dehors de la phase tectono-magmatique D2, l’événement post-birimien en relation avec la mise en place des filons doléritiques vers 1200 Ma (Bassot et al., 1986), jouerait un rôle important dans la redistribution des minéralisations aurifères.
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II- PERSPECTIVES
Pour mieux contraindre le modèle géodynamique proposé, il serait important d’avoir une idée précise sur l’âge des différentes formations sédimentaires et magmatiques ainsi que leur nature géochimique. Des analyses géochimiques à la microsonde permettront de mieux préciser la nature des différentes minéralisations associées à ces formations géologiques. Les structures profondes devraient être cartographiées et caractérisées grâce à la géophysique. Une analyse et interprétation des données géophysique est en cours.