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LE DISTRICT AURIFERE DE SEGUENEGA DANS LA CEINTURE DE ROCHES VERTES DE
BOROMO-GOREN (BURKINA FASO - AFRIQUE DE L’OUEST) : CONTEXTE
LITHOLOGIQUE ET STRUCTURAL
THE SEGUENEGA GOLD DEPOSIT IN THE BOROMO-GOREN GREENSTONE BELT
(BURKINA FASO - WEST AFRICA): LITHOLOGICAL AND STRUCTURAL CONTEXT
H. Gampini 1 , S. E. Ada 1 , S. Naba 1 , K. Marquis 1 , P. Lompo 1 , M. Wenmenga 1 ,
U. Traoré 1 , S. A. Ilboudo 1 ,
1 Département de Géologie,
Université de Ouagadougou, 09 BP 848 Ouagadougou 09, Burkina Faso
Abstract:
The Seguenega gold deposit is situated in the Middle West part
of Burkina Faso (West Africa) and consist of (i) volcanic rocks
represented by metabasalts, metarhyolites and rhyolitic tufs, (ii)
sedimentary rocks comprising pelitic sandstones,
metagraywakes, cherts and quartzites; these associated
formations are delimited by (iii) Bakou and Saspelga
monzogranites and intruded by mafic to felsic dykes. This part
of Goren belt is polycyclic deformed and metamorphosed with
amphibolitic high grade in the contact of granitic plutons.
Hydrothermal alteration is localized in shear zones and
characterized by pervasive calcite-quartz impregnation in
metasedimentary rocks and albite crystallization in
metagabbros, metadiorites and felsic intrusive rocks. Gold
occurrences are mainly localized in dilatant zones (i) in the
intersections between N-S or NE-SW and NW-SE deformation
structures, or (ii) in fold’ hinges, witch seem to be favorable
zones for fluid migration. Felsic dykes delineating stockwerk
zones, are suspected to induce fluids during their emplacement.
Keywords: Paleoproterozoic ; Lithology ; Structures ;
Hydrothermal alteration ; Gold deposit ; Burkina Faso ; Afrique
de l’Ouest.
I. INTRODUCTION
2 OREZONE Ressources
Résumé:
Le gite aurifère de Séguénéga situé au centre Ouest du Burkina
Faso (Afrique de l’Ouest) comprend sur le plan lithologique (i)
des roches d’origine volcaniques représentées par des
métabasaltes, des tufs rhyolitiques et des métarhyolites, (ii) des
roches d’origine sédimentaires constituées de bancs intercalés
de métapélite ± gréseuses, d’argilite, de métagraywacke, de
chert et de quartzite ; l’ensemble est délimité dans la partie Sud
et Est de la ceinture de roches vertes de Goren par (iii) des
massifs de granitoïdes (monzogranite de Bakou et monzogranite
de Saspelga) puis recoupées par des corps filoniens de
composition basique à acide. Ces roches ont subit une
déformation polyphasée accompagnée d’un métamorphisme
atteignant le faciès amphibolitique à proximité des massifs
granitiques. L’altération hydrothermale se caractérise par
l’imprégnation diffuse de calcite-quartz dans les métasédiments
et par la formation de niveaux d’albitites dans les métagabbros,
les métadiorites et les dykes felsiques localisés dans les zones de
cisaillement. Les anomalies aurifères se situent au niveau des
zones d’ouvertures crées (i) à l’intersection des couloirs NS ou
NE-SW avec les couloirs NW-SE ou (ii) dans les zones de
décollement de couches aux niveaux des charnières de plis, qui
sont des zones favorables au drainage de fluides minéralisateurs
induits probablement par la mise en place des dykes felsiques
dont la disposition est parallèle à celle des corps de stockwerks
minéralisés.
Mots clés: Paléoproterozoïque ; Lithologie ; Structures ;
Altération hydrothermale ; Gîte Aurifère ; Burkina Faso ; Afrique
de l’Ouest.
Le district aurifère de Séguénéga fait partie intégrante de la ceinture de roches vertes de Boromo Goren et se
situe (Fig. 1A) au niveau de la jonction entre le segment de Boromo orienté NNE et le segment de Goren
orienté NE à NNW. Cette zone de jonction se caractérise par la flexion progressive NNE à NE de l’orientation
des séquences sédimentaires et volcaniques plissées associées à des intrusions de métagabbros-métadiorites-
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ultrabasiques et voutées par des massifs granitiques. Les formations volcano-plutoniques sont de nature
ultrabasique, basique à acides définissant des séries tholéiitique ou calco-alcalin à échelle de la ceinture
(Feybesse et al., 1990 ; Lompo et al., 1991,2009 ; Béziat et al., 2000 ; Sattran et Wenmenga, 2002 ; Castaing et
al., 2003 ; Hein et al., 2004) ; les formations rhyodacitique, dacitique ou rhyolitique sont souvent définies par
des termes pyroclastiques.
Au Burkina Faso, l’exploration pour l’or privilégie d’abord les ceintures de roches vertes puis de manière
classique, les couloirs de cisaillement depuis la typologie définie par Milési et al., (1989, 1992). D’après cette
typologie, la quasi-totalité des gîtes du Burkina Faso sont de type V, c’est-à-dire à filons de quartz associés aux
zones de cisaillement, comme cela avait déjà été décrit par Huot et al., (1987). Les minéralisations aurifères du
gîte de Séguénéga (Fig. 1B) sont localisées dans les formations méta-sédimentaires en contact avec les
formations volcano-plutonique. La zone d’étude est parcourue par des couloirs de déformation
principalement NS et NE-SW.
Figure 1 : A / Carte géologique de la dorsale de Leo, (in Lompo, 2009), présentant la localisation de la zone d’étude sur la
ceinture de roches vertes de Boromo-Goren CRV- B\G infléchie NW à NNW B / Carte géologique du gite aurifère de
Séguénéga. Les formations des complexes volcano-plutoniques et métasédimentaires sont plissées et recoupées par des
plutons granitiques.
Cette étude s’est appuyée sur les données de travaux récents de cartographie minière, sur les données
géophysique aéroportée, sur les données géochimique et les observations de terrain qui nous a permis de
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caractériser la nature pétrographique et géochimique des formations, ainsi que le contexte structural du
district aurifère.
II. METHODE
La méthodologie proposée combine une analyse des données de géophysique aéroportée (magnétisme et
radiométrie) corrélées aux données préexistantes de cartographie constituées de carte régionale (casting et
al., 2003) et cartes détaillées ( Simoneau., 2001; Gampini., 2008 ;Orezone., 2007et 2009) géo référencées
selon la grille UTM et la projection (datum WGS 84 ;30N) ainsi que les observations ponctuelles de
reconnaissance géologique et structurale en surface ou en profondeur par l’étude de sondages carottés.
L’objectif de ces analyses étant d’élaborer une carte thématique géologique et structurale de la zone d’étude.
Ces travaux de terrain ont été effectués en collaboration avec la société d’exploration minière Orezone
ressource Inc qui a mis a notre disposition un soutient logistique et une base de donné cartographique,
géochimique et géophysiques aéroportées haute résolution.
L’analyse pétrographiques et métamorphiques, sur plus d’une centaine de lames minces a été effectuée au
laboratoire de géologie minéralogie pétrophysique et tectonique de l’université de Ouagadougou.
Les résultats d’analyse géochimique multi-éléments utilisés pour la caractérisation des formations géologique
de la zone d’étude inclus d’une part huit échantillons analysés par le laboratoire ALS-Chemex Chimitec
Laboratories de Val d'Or, Québec par la méthode XRF pour les majeurs et ICP-AES pour les éléments en traces
puis un ensemble de 40 échantillons (8 échantillons en 2007 et 36 en 2008 ) analysé par le laboratoire ALS,
Abbilab par la méthode ICP- AES pour les majeurs et ICP –MS pour les éléments en traces et les terres rares.
III. FACIES LITHOLOGIQUES
Le contexte géologique du district aurifère de Séguénéga (Fig. 1B) établit sur la base des données
géophysiques, des travaux de cartographies détaillées, des études de sondages et des descriptions
pétrographiques, présente trois grands ensembles lithologiques : (i) des roches d’origine volcanique
représentées par des laves basiques à acides et des tufs rhyolitiques ; (ii) des roches d’origine sédimentaire
représentées par des métapélites à intercalation de cherts (iii) des roches plutoniques constituées d’intrusifs
basiques et ultrabasiques, de massifs de granitoïdes et de dykes de nature basique à acide.
III.1 Roches d’origine volcanique
Les formations d’origine volcanique affleurent au sein des formations métasédimentaires (Fig. 1B) et peuvent
être regroupées en deux grands ensembles : (1) Les termes volcaniques basiques à intermédiaires. Les
métabasaltes en coulés massives ou en pillow lavas constituent l’essentiel des formations volcaniques. Ils
affleurent sous formes d’ilots dans des métasédiments gréso-pélitiques redressées et sont généralement en
association avec les métagabbros et les métadiorites. Ces formations se caractérisent aux microscopes par une
texture microlitique à porphyres de feldspath et/ou d’amphibole et localement fluidale. L’assemblage
minéralogique primaire se compose (Pl. IA) de phénocristaux de plagioclases baignant dans une mésostase à
microlites de plagioclases en partie recristallisé en chlorite-carbonate-épidote (zoisite ± clinozoite) et quartz.
Les phases ferromagnésiennes (hornblende ou pyroxène) sont pseudomorphosées en oxydes
titanomagnétites associés à l’épidote. (2) Les termes volcaniques acides. à l’est du prospect Tiba (Fig. 1B), ce
sont des pyroclastites qui affleurent en bandes étroites NE-SW subverticale en concordance avec des
formations métasédimentaires métapélites ou en coulées massives dans le prospect de Gambo où ils
affleurent en bandes EW au sein des métabasaltes et métasédiments. (i) Les pyroclastites rhyolitiques sont
caractérisées par une texture tuffacée, friable à quartz bleuté fracturé et à clastes de métapélite. Au
microscope, ils présentent (Pl. IB) des phénocristaux de quartz sub-automorphe fracturé ou à golf de
corrosion, de plagioclase, d’orthose et des agrégats polycristallins de quartz-plagioclase dans une matrice à
chlorite-muscovite-carbonate. (ii) Les métarhyolites sont aphanitiques et présentent au microscope (Pl. IC)
une texture vitro-porphyrique à quartz bipyramidal ou à golf de corrosion, à phénocristaux de sanidine, du
plagioclase et des agrégats polycristallins de quartz-plagioclase enrobés par une matrice vitreuse qui se
déstabilise en muscovite et en quartz cryptocristallin.
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III.2 Roches d’origine sédimentaire
Planche I : A : Microphotographie d’un
métabasalte contenant des phénocristaux de
plagioclase saussuritisé en calcite et à matrice
déstabilisée en chlorite, en quartz et épidote ; B :
Microphotographie d’un tuf rhyolitiques de Tiba
montrant des phénoclastes de quartz à golf de
corrosion, plagioclases fracturés et calcite
intersitielles ; C : Microphotographie d’une
métarhyolite de Gambo présentant une texture
vitro porphyrique à phénocristaux de sanidine ; D :
Microphotographie d’un métagraywacke
mylonitique et hydrothermalisé composé de
plagioclase , de quartz, de graphite et de la
muscovite réorienté selon les plans de schistosité
et à veinules de calcite ; E : Microphotographie
d’une métadiorite présentant des reliques de
plagioclase et d’orthose entouré par une phase
secondaire de produit d’altération composé de
quartz, d’épidote, de chlorite et d’actinote ; F :
Microphotographie d’un gabbro doléritique
constitué de latte de plagioclases en enchevêtrés et
parfois zonés de l’olivine et du pyroxene.G :
Microphotographie d’un monzodiorite quartzite
hydrothermalisée constitué de quartz inertiels, de
reliques de latte de plagioclase et orthose en partie
saussuritisé en calcite, en albite et de biotite en
voie de chloritisation ; H : Microphotographie d’un
microgranodiorite à cristaux automorphes de
quartz et de plagioclase inclus dans une matrice
cryptocristallin à quartz et à muscovite ; I :
Microphotographie du massif monzogranite de
Saspelga à amphibole montrant du quartz, de
l’arfvedsonite, des plagioclases et de la biotite en
voie de chloritisation ; J : Microphotographie du
massif monzogranite de Bakou composé de quartz,
de microcline, de plagioclase et de biotite en voie
de chloritisation. quartz (Q), sanidine (Sad),
plagioclase (Pl), microcline (Micr) , (biotite (Bi),
muscovite (Mus), Plarfvedsonite (Arf),, olivine (Ol),
épidote (Ep), chlorite (Chl), calcite (Ca), damourite
(Da), iddingsite (Id), graphite (Gr), actinote (Ac)
Les formations métasédimentaires sont largement répandues dans le permis de Séguénéga (Fig. 1B) et sont
affectées par une schistosité localement plissée et à pendage redressée plus ou moins conservée à travers le
profile d’altération. Elles sont pour l’essentiel d’origine détritique à très peu chimique, métamorphisées et
peuvent être regroupées en quatre ensembles : (1) Les métapélites présentent généralement à l’affleurement,
des plateaux cuirassés, des plaines et des collines comportant généralement des niveaux silicifiés à filons de
quartz, des quartzites ou des cherts. L’étude des sondages carottés indique que la pile de roches
métasédimentaires détritiques est constituée de niveaux centimétriques à plurimétriques de métapélite ±
gréseuses et d’argilites parfois graphiteuses et de métagraywacke qui se transforment localement en
micaschistes dont la schistosité de flux ± anastomosée et la schistosité de crénulation sont soulignées par des
minéraux néoformés à muscovite-biotite-graphite-séricite. (2) Les Métagraywackes se différencient des
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métapélites ± gréseuses par une texture mylonitique porphyroclastique définie par les ombres de pression
autour des porphyroclastes de quartz et de plagioclases ou d’éléments lithiques de nature volcanite. Les
porphyroclastes (Pl. ID) de quartz et de plagioclases sont entourés de microlites à muscovite-biotite-séricitegraphite-quartz
recristallisés et d’albite-hydromicas-calcite formés par sausuritisation des plagioclases. Les
porphyroblastes de staurotide (750µm), d’andalousite (600µm) ou de grenat (334µm) se développent dans les
zones de contact avec les plutons granitiques ou dykes décamétriques quartzo-feldspathiques. (3) Les cherts
affleurent en bancs subverticaux d’épaisseur décamétrique à métrique, en position sommitale des collines
plus ou moins latéritisées. Ils sont intercalés entre les formations volcano-sédimentaires dans le prospecte de
Tiba, RZ et Zouma. Les observations pétrographiques montrent qu’ils sont constitués de quartz amorphe
cryptocristallin et d’hématite plus ou moins litée. (4) Les quartzites constituent de petits corps rubanés
généralement boudinés au niveau des contacts lithologiques entre les intrusifs mafiques à acides et les
métasédiments. Le quartz en mosaïque est associé aux rares clastes de plagioclase déstabilisés en muscovite,
biotite et traînées d’hématite ou de sulfures.
III.3 Formations intrusives
Planche II : A : Microphotographie d’un
métagabbro métamorphisé dans le faciès
schiste vert ; B : Microphotographie d’un
micaschiste à biotite présentant une
schistosité anastomosé en chlorite et à
muscovite ; C : Microphotographie d’une
amphibolite à actinote et quartz ; D :
Microphotographie d’une métapélite
graphiteuse à andalousite et staurotide
retromorphosée en hydromicas ; E
Microphotographie d’une métapélite
graphiteuse à grenat présentant une
schistosité à muscovite, à séricite et
graphite ; F : Microphotographie
métadiorite albitisé. quartz (Q), muscovite
(Mus), épidote (Ep), chlorite (Chl), séricite
(Se), calcite (Ca), albite (Ab), graphite (Gr),
titanomagnétite (TMg), andalousite (And) ,
staurotide (St), grenat ( Gr).
Les intrusifs filoniens. (1) Les termes basiques à ultrabasiques sont essentiellement sous forme de filon au
sein des formations volcaniques (Fig. 1B) et peuvent être regroupés en trois ensembles : (i) Les métadiorites et
les métagabbros sont sous formes de plutons allongés au sein des métabasaltes et sont affectés par la
schistosité régionale. Ils affleurent généralement sous forme de collines et sont caractérisés par une texture
microgrenue (Pl. IE) et une paragenèse primaire rélictuelle composée essentiellement de lattes de plagioclases
enchevêtrés, d’amphibole et d’opaque. L’orthose et le quartz (1 à 3%) sont interstitiels dans la roche. (ii) Les
dykes de gabbros porphyroïdes et doléritiques sont localisés dans les complexes volcano-plutoniques au Sudouest
de la zone d’étude. Les dykes de gabbros porphyroïdes d’extension hectométrique recoupent les
métagabbros du prospect de Gambo. La texture est caractérisée par les phénocristaux d’hornblende
automorphes associés aux cristaux de pyroxène déstabilisés antigorite et de plagioclase saussuritisé en
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chlorite+ épidote. Les dykes de gabbros doléritiques sont représentés par de petits filons de puissance
métrique au sein des métabasaltes et des métasédiments dans le prospect Bakou. Les épontes présentent des
déformations béchiques. Ils sont constitués (Pl. IF) essentiellement de plagioclases enchevêtrés, d’olivine et du
pyroxène. (iii) Les pyroxénites sont en niveaux discontinus au sein des métagabbros et des métabasaltes dans
les prospects de Gambo et RZ. Elles montrent une texture initialement porphyroïde indiquée par les reliques
de minéraux trapus de pyroxène totalement saussuritisé en agrégats fibreux de serpentine associée à la
chlorite et des granules de magnétite. Les plagioclases interstitiels sont déstabilisés en carbonate. (2) Les
termes intermédiaires à acides sont regroupés en deux ensembles : (i) Les dykes de monzodiorite et de
monzodiorite quartzique (Fig. 2A) sont souvent orientés N-S et NW-SE dans le prospect de Bakou et Gambo.
Ils sont parfois affectés par la déformation mylonitique, l’altération hydrothermale et sont plus ou moins
métamorphisés. La texture primaire est microgrenue porphyroïde (Pl. IG) avec des phases minérales
rélictuelles composée de plagioclase en lattes enchevêtrées associant de l’orthose, du quartz interstitiel, de la
biotite, de l’amphibole et de la recristallisation à quartz-chlorite-séricite-albite-calcite-épidote. (ii) Les dykes
de microgranodiorites (Fig. 2A) affleurent au sein des couloirs de déformation NS de Keybelga avec une
texture microgrenue porphyroïde (Pl. IH). Ils sont constitués de quartz subautomorphe, d’orthose, de
microcline et de plagioclases isolés ou en agrégats polycristallins avec le quartz. La matrice est constituée de
quartz-biotite-muscovite. Dans le prospect de Tiba, ces dykes sont orientés NE à E-W avec une texture
microgrenue constituée de quartz, de plagioclase, de biotite déstabilisée en muscovite et d’amphibole. Les
passées granodioritiques porphyroïdes de direction N-S sont observées dans la partie Sud-est de la zone
d’étude et recoupent les dykes monzodioritiques. La pyrrhotite et la pyrite sont disséminées dans la roche.
Les intrusifs plutoniques. Les limites des intrusions de granitoïde ont été précisées partir des images
géophysiques et aux travaux de terrain (Fig. 1B). Elles sont représentées au nord et au sud de la zone d’étude
et peuvent être interprétées comme des petits plutons localisés dans la partie centrale de la zone d’étude. Les
formations plutoniques majeures étudiées se composent du monzogranite à amphibole de Saspelga et du
monzogranite à biotite de Bakou. (1) Le monzogranite porphyroïde à amphibole de Saspelga renferme des
enclaves de gabbros et présente (Pl. II) une texture porphyroïde à grain moyen. Le quartz subautomorphe est
associé au microcline, l’orthose et au plagioclase zoné ou à exsolutions de myrmékite et présentant des
déformations submagmatiques (kinks et fracture à remplissage de quartz). Les autres minéraux sont
constitués de biotite kinkées, de hornblende verte, d’arfvedsonite, de zircon, d’apatite et de sphène. (2) Le
monzogranite à biotite de Bakou (Pl. IJ) présente l’assemblage à quartz + plagioclase maclé + microcline +
orthose zonée en association avec la biotite déstabilisée en muscovite + zircon + apatite.
Figure 2 : A / diagramme Q-A-P (Streckeinsen, 1976) présentant la composition modale des dykes de natures
intermédiaires à acides felsiques B / diagramme de classification (Jensen., 1976) Principales affinités
magmatiques en fonction des teneurs relatives entre Fe t +Ti, Mg et Al:
HFT = série des tholéiites ferrifères ; HMT = série des tholéiites.
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IV. ASSEMBLAGES MINERALOGIQUES ET METAMORPHISME
Les transformations minéralogiques résultent du métamorphisme régional du faciès schiste vert et du faciès
amphibolitite aux contacts immédiat entre encaissants et intrusifs. Les associations minérales sont résumées
dans le Tableau.
A ces assemblages, se surimposent des transformations dues aux circulations tardives de Les transformations
minéralogiques résultent du métamorphisme régional du faciès schiste vert et du faciès amphibolitite aux
contacts immédiat entre encaissants et intrusifs. Les associations minérales sont résumées dans le Tableau. A
ces assemblages, se surimposent des transformations dues aux circulations tardives de fluides bien
caractérisés dans les veines et les veinules.
Les assemblages caractéristiques du faciès des schistes verts sont définis (i) dans les métabasaltes,
métagabbros et métadiorites par les associations à chlorite, trémolite, actinote, albite, épidote, quartz, et
calcite (Pl. IIA,B) ; (ii) dans les métasédiments surtout observés dans la partie sud de la zone d’étude, ils sont
marqués par la recristallisation dynamique du quartz en sous grain et le passage progressif des métapélites et
métagraywackes en micaschistes à chlorite, puis à muscovite ± biotite et à biotite dans les quartzites (Pl. IIC).
Les assemblages caractéristiques du métamorphisme de contacte sont reconnus au voisinage des intrusifs
granitiques au sud de Bakou où les micaschistes présentent des porphyroblastes de staurotide en gerbe,
d’andalousite (Pl. IID) et de grenat (Pl. IIE).
Les manifestations hydrothermales sont localisées dans les couloirs de cisaillement et oblitèrent les
paragenèses métamorphiques régionales et de contact par déstabilisation de l’andalousite et de la staurotide
en hydromicas (Pl. IID), marquant ainsi une phase rétrograde du métamorphisme. Les assemblages
caractéristiques sont (i) des carbonates en imprégnations diffuses (ankérite et calcite) dans les métasédiments
et métabasites, (ii) des albites associées aux hydromicas+calcite+ankérite±quartz (Pl. IIF) ou des filonets à
albite+quartz, dans les métagabbros et les métadiorites ou la pseudomorphose de la paragenèse primaire en
(albite+calcite+quartz+damourite±biotite) dans les dykes felsiques, (iii) la présence de la silice sous forme de
stockwerk, de veines de cisaillement à quartz±carbonate localisées dans les couloirs mylonitisées et
constituant la gangue principale de la paragenèse à sulfures composée de pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite et
localement arsénopyrite, (iv) la tourmaline associée à des veines de quartz+carbonate au sein des
métabasaltes de RZ, (v) la présence de séricite formant un halo d’altération commun à toutes les zones
minéralisées.
Tableau :
Associations minérales
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V. GEOCHIMIE
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L’interprétation des valeurs relatives de Fe t +Ti, Mg et Al dans le diagramme de discrimination de Jensen
(1976) (Fig. 2B) permet de mettre en évidence deux principales séries magmatiques qui se composent (i)
d’une série tholéiitique représentée par les tufs rhyolitiques et l’ensemble des formations basiques
(métabasaltes, métagabbros, métadiorites et gabbros doléritiques) à caractère de tholéiites ferrifères (HFT) ou
à caractère de tholéiites magnésiennes (HMT); (ii) d’une série calco-alcaline représentée par les métarhyolites
et les dykes de nature quartzo-feldspathiques à felsiques. Les diagrammes de variations des oxydes SiO2
versus (MnO ; Fe2O3 ; Th) et MgO versus (La(N) ; Fe2O3) (Fig. 3) montrent une évolution comagmatique au sein
des séries tholéiitiques et au sein de la série calco-alcaline. L’évolution de Th par rapport à SiO2 suggère une
évolution des tholéiites par fusion partielle et celle des intrusifs par cristallisation fractionnée.
Les spectres de terres rares (REE) normalisés par rapport aux chondrites (Sun & McDonough, 1989) indiquent
pour les métabasaltes, les métadiorites et les métagabbros (Fig. 4A), une allure plate comparable à ceux des
basaltes de plateau océaniques. Les gabbros doléritiques se différencient des métagabbros et des
métadiorites par leurs spectres faiblement enrichis en terres rares légères (LREE). Les tufs rhyolitiques et les
métarhyolites sont appauvris en HREE avec des anomalies négatives en europium (fractionnement du
plagioclase). Les intrusifs se distinguent par un fort fractionnement avec appauvrissement en terres rares
lourdes (HREE) (Fig. 4B).
Les formations tholéiitiques définissent dans le diagramme de Mullen., (1983) (Fig. 5A) une dynamique de
mise en place dans un contexte d’arc (IAT). Les intrusifs quartzo-feldspathiques à felsiques se regroupent dans
le champ des granites d’arc volcanique (VAG) dans le diagramme de Pearce et al, 1984 (Fig. 5B).
Figure 3 : Diagramme de covariation
des oxydes ( SiO2% versus (MnO% ;
Fe2O3 % ; Th ppm), (Al2O3% versus
SiO2% ; P2O5%) , (MgO% versus La(N))
caractérisant deux lignés évolutives ;
la premier se compose des
formations de métabasaltes,
métagabbros, les métadiorites et la
seconde par les formations de
gabbros doléritiques, monzodiorites,
monzodiorites quartzites
microgranodiorites et de
granodiorites.
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VI. STRUCTURES DU DISTRICT AURIFERE DE SEGUENEGA
Dans le district aurifère de Séguénéga (Fig. 6A), les trajectoires de la foliation régionale interprétées à partir
des images aéromagnétiques et mesurées sur le terrain indiquent une inflexion de la schistosité de flux dans
les ensembles métasédimentaire et volcano- plutonique qui passe d’une direction NE-SW (Fig. 6B ; Z1) à NW-
SE (Fig. 6B ; Z3). Cette variation de direction de la schistosité (Pl. IIIA) s‘accompagne par le développement de
plis isoclinaux (Fig. 6C) à axes subverticaux et à plans axiaux de direction NE-SW dans l la zone (Z2) (Pl. IIIB)
puis NW-SE dans la zone (Z3). Les structures majeures postérieures à la schistosité de flux contemporaine des
plis isoclinaux sont définies par les couloirs mylonitiques dont la plus précoce est de direction NS (Pl. IIIC)
recoupée par une structure régionale correspondant à un cisaillement senestres de direction moyenne N55°E.
Cette structure est perceptible sur le terrain par la formation de couloirs mylonitiques à ultramylonitiques
N50°E à N60°E, des structures en relais dans le monzogranite à amphibole de Saspelga (Pl. IIID), une
schistosité anastomosée (Pl. IIIE) dans les formations volcano-sédimentaires à laquelle s’imprime une forte
altération hydrothermale incluant des filons béchiques et des veines de cisaillement localement plissées.
Les derniers événements dans toute la zone d’étude se caractérisent par l’apparition de failles normales
senestres de directions NW à composante normale décrochant sénestre prédominante et par la réactivation
des cisaillements de direction NE et NS. Dans les niveaux incompétents que constituent les métasédiments
clastiques de Bakou RZ et Gambo ; cette déformation tardive est marquée par les structures en Kinks bands
(Pl. IIIF).
Figure 4 : A / Spectres de terres rares normalisées par rapport aux chondrites ( Sun & Mc Donough 1989) presantant une
allure plate et parallèle caractéristiques des basaltes de plateau océanique définit par les métagabbros, les métadiorites
et les basaltes tandis que les métarhyolites ont des spectres fortement déprimés et une anomalie négative en europium
résulteraient d’un processus de fractionnement. Les gabbros doléritiques sont légèrement déprimés en HREE traduisant
des processus de contamination crustal. B / Spectres de terres rares normalisées par rapport aux chondrites ( Sun & Mc
Donough 1989) des dykes calco-alcalins felsiques composés de monzodiorites et de monzodiorites quartzites et quartzofelsiques
composés de microgranodiorites et de granodiorites.
Les différents prospects sont caractérisés par des corps minéralisés fortement plongeant contenue dans des
zones de charnière de plis isoclinaux ou dans des zones de cisaillement en relation avec des systèmes de failles
normales décrochantes senestres. Ces corps minéralisées sont constitués de veines à quartz ± calcite ±
ankérite subparallèles au couloir de cisaillement, ou sous forme de stockwerk à veinules boudinées et de
veines en extension dans le prospecte de RZ (Pl. IIIC).
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Figure 5 : A / Diagramme de discrimination des sites géotectoniques (Mullen., 1983) situant les formations les métabasaltes,
métagabbros, métadiorites et gabbros doléritiques dans un contexte island arc tholeiitite. B / diagramme de discrimination des
sites géotectoniques (Pearce et al., 1984) situant les dykes calco-alcalins felsiques de monzodiorites et de monzodiorites quartzites
et les dykes quartzo-felsiques de microgranodiorites et de granodiorites dans un contexte d’arc volcanique. syn-COLG= syncoligional
; WPG= Within Plate Granites ; VAG= Volcanic arc Granites ; ORG= Orogenic Granites.
Figure 6 : A / Schéma
structurale simplifiée du
Burkina Faso (Castaing et al.
2003) montrant les principales
formations géologiques et les
zones de cisaillements
majeurs. B /carte
d’interprétation géologique et
structurale de la partie
occidentale du district
aurifère de Séguénéga à partir
des images aéromagnétiques,
radiométrique et autres
donnés de cartographie
(Gampini, Orezone). 1 :
complexe volcano-plutonique
(métabasalte, métadiorite,
métagabbros et dolérite), 2 :
séquence métasédimentaire,
3 : granitoïdes observés, 4 :
granitoïdes interprété, 5 :
zone d’étude, 6 : trajectoire
de schistosité régionale D1
(Sn+1), 7 : trajectoire de
schistosité mylonitique
secondaire D2 et D3 (Sn+2),
8 : couloir de mylonitique NS,
9 : D2 couloire de cisaillement
senestre, 10 : D3 couloire de
cisaillement senestre
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VII. DISCUSSION ET CONCLUSION
Planche III : A : plan de
schistosité subvertical des
formations métasédimentaires ;
B : plis isoclinaux à axes
subverticaux dans les formations
métasédimentaires du prospect
Tiba ; C : un couloir mylonitique
de direction NS affectant les
formations métasédimentaires
(Sed) du prospect de Bakou et
incluant des dykes de
monzodiorite quartzique
mylonitisé (Mdq), de
granodiorite porphyroïde (Grd)
et des veines de quartz (Q); D :
un cisaillement senestres de
direction N50°E indiqué par des
structures en relais dans le
monzogranite à amphibole de
Saspelga; E : une schistosité
anastomosée dans les formations
volcano-sédimentaire du
prospect Tiba; F : déformation
tardive caractérisée par les
structures en Kinks bands dans
les métasédiments clastiques du
prospect de Bakou.
Les approches minéralogiques et géochimiques ont permis d’identifier les formations volcano- sédimentaires
et plutoniques fortement déformées et hydrothermalisées. L’essentiel des formations volcaniques basiques se
compose des métabasaltes en coulées massives ou en pillow lavas. Les termes intermédiaires à acides sont
très peu représentés et sont définis par des formations pyroclastiques de nature rhyolitique et des
métarhyolites à texture vitro-porphyrique. Les formations d’origine sédimentaire majoritairement détritiques
à très peu chimiques se composent de métapélites ± silicifiés, de métagraywackes, de quartzites et de cherts.
Ces formations sont caractérisées par un métamorphisme régional dans le faciès schiste vert synchrones des
déformations tectonométamorphiques polyphasées et par des augmentations locales du gradient thermique
liées à l’activité magmatique plutonique.
Les relations de terrain et la géochimie permettent de définir une mise en place des formations de la zone
d’étude selon la chronologie suivante : (i) mise en place des roches vertes composées de complexes volcanoplutoniques
et de métasédiments, (ii) mise en place successives du monzogranite à amphibole de Saspelga et
des granitoïdes à biotite au sud de Bakou entrainant la structuration NE-SW dans la zone (Z2) puis NW-SE
dans la zone Z3, (iii) mise en place progressive de deux générations de dykes felsiques dans les zones
d’ouvertures créées à la faveur des couloirs de cisaillement.
Les différents prospects de la zone d’études se situent à la jonction de couloir mylonitiques des couloirs NS
ou NE-SW avec les couloirs NW-SE et ou dans les zones de décollement des couches au niveau des charnières
et flancs de plis isoclinaux. Ces structures principales sont drainées par des fluides minéralisateur mettant en
place des veines à quartz ± calcite ± ankérite subparallèles au couloir de cisaillement dans les différents
prospects ou sous forme de stockwerk à veinules boudinées qui se serais probablement développé pendant
l’activité hydrothermale bréchique synchrone de la mise en place des dykes felsiques. Les dykes felsiques
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subparallèles aux corps minéralisés sont sécants sur la schistosité régionale NNE-SSW à WNW-ESE et sur les
plis isoclinaux.
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