CS_02125.pdf

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REMERCIEMENTS
Au terme de ce parcours, je tiens à remercier les membres du jury Clermontois, Nancéiens,
Montpelliérien, Limougeaud et Nantais, d'avoir accepté de juger ce tnlvail.
Je tiens à remercier paniculièrement Monsieur le Professeur P. VIDAL qui a accepté de présider le jury de
ma thèse. En tant que directeur du Laboratoire de Géologie, son accès facile et sa courtoisie n'ont fait
qu'améliorer mes conditions de travail. Je lui en suis profondément reconnaissanl.
Mon parcours a été plutôt long: du Burkina à la France, en passant par le Sénégal; j'ai eu l'occasion et
la chance de rencontrer des fonnateurs et surtOut des amis auxquels je dois la réalisation de ma thèse de doctoral.
A Dakar où j'ai effectué mes premiers cycles universitaires et débuté le 3e cycle, j'ai d'abord connu des
"profs" mais aujourd'hui, je dirai plutôt des amis. Je nommerai ici C. Moreau et B. Robineau qui ont été les
auteurs directs ou indirects de la fonnation que j'ai acquise. Ma profonde reconnaissance leur revient d'autant plus
que ce sont eux qui ont tout orchestré pour mon transfen de Dakar à Nancy et plus tard à Clermonl. Leur
contribution s'est exercée sur tous les plans (administratif et matériel).
C. MOREAU a toujours fait siens mes problèmes tant sur le plan technique qu'humain. Dans la direction
de mes recherches, il a su m'orienter vers les collaborateurs qu'il fallait. Ma reconnaissance est infinie. J'en
profite pour remercier également sa famille qui m'a toujours considéré comme un des siens.
Si je me suis orienté vers la géologie structurale, c'est grâce à B. ROBINEAU qui m'a initié à la
géologie de terrain et aux techniques de base de l'analyse structurale. Des moments agréables et inoubliables
passés en sa compagnie sur le terrain au Sénégal comme au Burkina, nous lient encore, même si pour des raisons
géographiques, nous n'avons pas pu continuer à travailler ensemble.
Je n'oublierai pas la franche collaboration que j'ai eu avec Y. BELUON et J. BENKHEUL, même après
mon dépan du Sénégal.
Mon transfen du Sénégal à la France pour tenniner mes études n'aurait pas eu lieu sans la volonté et la
gentillesse de mes encadreurs:
A. M. BOULUER et J. M. BERTRAND m'ont fait découvrir les techniques d'analyse microtectonique
souple. C'est avec considération qu'ils m'ont accueilli au CRPG-Nancy et ont mis à ma disposition tous les
moyens necessaires; je dirai qu'ils m'ont pratiquement pris en charge pendant les longs mois que j'ai passé à
plusieurs reprises'à Nancy. J M Bertrand a sû me conseiller, m'orienter sur les points clés dans la façon d'aborder
les problèmes du Birimien. C'est encore grâce à eux et M. CHAMPENOIS que j'ai pu réaliser les mesures du taux
de défonnation à partir de l'analyseur d'image. Ils trouvent ici l'expression de ma reconnaissance.
C'est par l'intennédiaire de Anne Marie et Jimmy Bertrand que j'ai connu F. ROBERT; j'ai apprécié sa
facilité de contact et l'intérêt qu'il a porté à mes tr.1vaux. Il est reparti au Canada en me laissant un merveilleux
souvenir de lui; merci.
J'ai pu profiter des qualités d'homme de terrain de R. CABY avec qui j'ai appris de nouvelles choses,
au Burkina comme en Guinée. Au delà de tout ceci, je ne saurai lui exprimer toute ma reconnaissance pour le
soutien matériel qu'il m'a apporté au cours de nos multiples rencontres, notamment à Montpellier. On a parfois
besoin d'un "pousseur" et je suis heureux de l'avoir connu.
Le Professeur A. FERNANDEZ, lors de ses passages au dépanement de géologie de Clennont Ferrand,
m'a fait bénéficier de ses enseignements pour l'interprétation de mes résultats de pétrostructurale. C'est avec
plaisir que j'ai passé quelques moments avec lui à Limoges. Je l'en remercie.
J. J. GUILLOU que j'ai eu comme Professeur au Sénégal, n'a pas hésité à me donner un "coup de main"
pour dégrossir mon problème de métallogénie. Il n'a cessé de me conseiller avec gentillesse et efficacité. Je lui
dois la correction de ce chapitre.
H. DIar m'a initié aux méthodes d'étude de l'anisotropie de susceptibilité magnétique (ASM). Tout au
long de la rédaction, nous avons eu des discussions fructueuses. Qu'il trouve ici mes remerciements et toute mon
amitié.
Au dépanemem des Sciences de la Terre de Clennont Ferrand, je n'oublierai pas l'agréable ambiance et
l'aide technique que j'ai toujours obtenue auprès du personnel. chercheurs. enseignants et techniciens:
Géochimistes, Géochronologistes. Géophysiciens, lnfonnaticiens, Sécrétaires el autres.
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Mes remerciements vont particulièrement à:
Y. VIALETIE Qui m'a initié aux techniques de datation par la méthode Pb-Pb et dont la participation a
été déterminante dans les résultats que j'ai obtenus en géochronologie. Qu'il trouve ici l'expression de ma
profonde reconnaissance.
J'ai également profité de l'expérience "africaine" de J. P. BAssar. Je l'en remercie.
F. CANTAGREL n'a pas effectué que mes analyses chimiques; si mon premier manuscrit a pu être à jour,
c'est grâce à son concours pour la reprographie qui a dû lui voler même ses dimanches. Des esprits malveillants
lui ont même demandé si c'était elle qui passait la thèse! Je suis profondément touché pour tout ce qu'elle a fait
pour moi, et je reconnaîs là une amie sincère. Françoise, merci infiniment
J'ai bénéficié de l'expérience de J. BOUWTON à travers les multiples et fréquentes discussions que nous
avons eues. Je lui rappelle que même "grippé", on peut reconnaître certains minéraux de métamorphisme.
Mes sincères remerciements vont au Dr P. E. GAMSONRE qui a accepté dès notre première rencontre, de
me parrainer au moins pour les travaux effectués au Burkina. Il a participé au choix du sujet de ma thèse et il n'a
pas ménagé ses efforts pour me soutenir tant sur le plan administratif que matériel. Je reconnaîs là un parrain qui
a su honorer ses engagements, qui 10'a fait confiance et m'a beaucoup encouragé. Il convient de souligner le rôle
qu'il a joué en me recommandant auprès du Projet PNUD, afin que j'obtienne un financement pour mes travaux.
Encore merci infiniment.
Dans le même sens, j'adresse l'expression de ma reconnaissance au Conseiller Technique Mr S. G. DE
PONS pour les efforts qu'il a fournis afin que j'obtienne une aide financière dans le Projet PNUD·OUAGA.
Au Burkina j'adresse mes remerciements à tous mes aînés et collègues géologues dans le secteur minier
et à l'Université de Ouaga pour la franche collaboration que nous avons eue et le soutien qu'ils m'ont apporté:
ZONOU, WENMENGA, NAPON, MOROU F., TOGUYENI pour ne citer que ceux·là.
Le laboratoire de Géologie de l'Université de Ouaga m'a été ouvert grâce à la sympathie du personnel
enseignant. Je leur en suis très reconnaissant. Je n'aurais pas visité les conglomérats de Zam sans l'aide de Mr
BOURGE; je l'en remercie.
S. NAPON, je n'oublierai pas les longues journées de terrain passées ensemble dans les collines noires
de Kwademen et à Perkoa. Nous nous retrouverons un jour à Tialgo.
Si le BUMIGEB m'a confié ce sujet, il a également veillé au bon déroulement des travaux de terrain. Je
peux dire que j'ai eu "carte blanche" pour toutes les missions que j'ai effectuées pendant les 12 mois de stage
dans ce service. El cela grâce à la compétence et la compréhension du personnel. Je remercie particulièrement
l'équipe du DRGM et sincèrement S. JOSEPH alors Chef-Géologue. Je garde un souvenir inoubliable de la
sympathique collaboration avec les ouvriers de ce service. Merci à tous.
Je remercie également les géologues de la SOREMIB-Poura pour leur concours logistique et matériel au
cours de mes missions à la mine.
Mon parcours n'a pas été que "Géologique"! J'ai passé des moments merveilleux avec certains de mes
élèves en musique: M. DUBOIS, T. ALASSANE, Y. KOUSSOUBE, SANKARA ... et autres compagnons de Nancy
tels que B. BONZ! ET 1. B. OUEDRAOGO. Mes séjours à Nancy et à Clermont ont été agréablement comblés par
d'innombrables personnes qui se reconnaîtront dans ces quelques lignes.
Je tiens à témoigner ma sympathie aux collègues clermontois pour l'ambiance agréable dont j'ai
bénéficié tout au long des deux années où je suis resté avec eux:
O.KAy AN, LI JAMPING, Y. ALFONSE, P. LABAZUY, J. BOUCHER, R. MOACIR, H. SOULARD, MAMAR, I.
PRATOMO, A. HOSKULDSSON, BARBARA M., LATIFA S., RABHA ET FLORENCE L.
Je garde un très bon souvenir de toi, NICOLAS ARNAUD "le Marseillais" pour ton concours de dernière
minute dans la phase terminale de la thèse. Il fallait que je la présente! Merci infiniment.
Les burkinabè fi Clermont comme fi Paris. n'ont pas été en reste pour l'ambiance et le soutien qu'ils
10 'ont apponé. Je citerai particulièrement Mr DOUSSA (mon logeur de Paris) et je leur en suis reconnaissant
Enfin je dédie cette thèse à mes parents (au "Vieux RENE" et à TANI T.) qui depuis mes premières
années de lycée, ont appris à s'habituer à "l'aventurier". Me trouvent-ils parfois têtu, je n'ai jamais douté de la
confiance qu'ils me font.
A toi SINA S. "mon Vose" que j'ai toujours considéré comme un frère.

Partie 1 : INTRODUCTIONS GENERALES
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LISTE DES FIGURES
Figure 1-1 : Schéma géologique de synthèse du Craton Ouest Africain (CAO.) et ses bordures... 10
Figure 1-2 : Dorsale de Leo....................................................................................................... 12
Figure 1-3 : Schéma structural de synthèse du Craton Ouest Africain...... 15
Figure 1-4 : Carte géologique et structurale régionale (anciens travaux).................................... 20
Figure 1-5 : SChéma Iithostructural de la ceinture de Boromo-Goren 22
Figure 1-6 : Schéma géologique et potentialités minières du tiers Nord du segment de Boromo..... 24
Figure 1-7 : Carte de localisation des sondages et tranchées...................................................... 25
Partie Il : ETUDE GEOLOGIQUE
Figure 11-1 : Carte géologique de la région de Kwademen............................................................ 3 1
Figure 11-2 : Coupes géologiques................................................................................................ 32
Figure 11-3 : Relation entre les teneurs en silice et éléments majeurs des formations
de Bavila (FB) et de Kwademen (FK)..... 47
Figure 11-4 : Diagramme TAS.................................................................................................... 48
Figure 11-5 : Diagrammes d'analyses chimiques 50
Figure 11-6 : Profils des Terres Rares dans la région de Kwademen............................................ 51
Figure 11-7 : Carte de situation : segment de Boromo................................................................. 53
Figure 11-8a : Isochrones et âges obtenus par la méthode Pb-Pb dans la formation de Bavila........ 55
Figure 11-8b : Isochrones et âges obtenus par la méthode Pb-Pb dans la formation de Kwademen. 56
Figure II-Sc : Isochrones et âges obtenus par la méthode Pb-Pb dans la formation
de Guido·Kwademen............................................................................................... 56
Figure 11-9 : Isochrones et âges obtenus par la méthode Pb-Pb dans les trois formations
(FB, FK, FP) et sur les galènes de Perl

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Figure 111-9 : Forme composite de la schistosité régionale l.......................... 79
Figure 111-10 : Forme composite de la schistosité régionale........................................................ 80
Figure 111-11 : Trajectoires de la deuxième surface (52)......... 82
Figure 111·12 : Interprétation des zones à déformation surimposée..... 84
Figure 111-13 : Fonction du logiciel d'analyse de la déformation finie et connexions entre les
différents sous-programmes....... 87
Figure 111-14 : Forme des ellipsoïdes de déformation......... 89
Figure 111-15 : Diagramme de Ramsay (1967)............................................................................ 92
Figure 111-16 : Variation de l'intensité de la déformation.... 92
Figure 111-17 : Relations entre intensité et forme de l'ellipso"fde de déformation 93
Figure 111-18 : Formes de l'ellipsoïde de déformation dans le district de Kwademen.................... 94
Figure 111-19 : Directions des grands axes des fibres de carbonates dans les fentes d'extension.. 98
Figure 111-20 : Table de correspondance entre le paramètre de forme (roundness)
et des figures géométriques régulières................................................................... 101
Figure 111-21 A : Histogrammes des paramètres calculés (R9) 103
Figure 111-218 : Histogrammes des paramètres calculés (kw 66) 104
Figure 111-21 C : Histogrammes des paramètres calculés (kw 76) 105
Figure 111-210 : Histogrammes des paramètres calculés (kw 71) 106
Figure 111-22 : Formes finales d'ellipses (Final Ellipses) 108
Figure 1/1-23 : Bloc diagramme présentant la position des filons de quartz par rapport
aux couloirs de déformation surimposée par 52 109
Figure 111-24 : Veines de quartz et fentes de tension 110
Figure 111-25 : Classification des filons 112
Figure 111-26 : Carte linéamentaire de la région de Kwademen 11 4
Figure 111-27 : Carte linéamentaire et interprétation cinématique............................................... 115
Figure 111-28 : Carte structurale de la région de Kwademen 117
Figure 111-29 : Carte structurale de la région de Kwademen. Tenseurs moyens:
compression (cr1) ; extension (cr3) 120
Figure 1/1-30 : Hypothèse sur la genèse et l'évolution des failles................................................ 123
Figure 111-31 : Carte structurale de la région de Kwademen 125
Figure 1/1-32 : Esquisse géologique de la région du Sangyé 127
Figure 111-33 : Structures schématiques en coupe (C) et cartographiques (0) dans les collines
de Guido 128
Figure 111-34 : Structures de cisaillement................................................................................. 130
Figure 111-35 : Coupe au niveau du sondage PS 48 134
Figure 111-36 : Canevas regroupant les mesures de terrain 135
Figure 111-37 : Gisement de "amas sulfuré de Perkoa 137
Figure 111-38 : Schéma géologique de la région de Poura 139
Figure 111-39a : Histogrammes des paramètres calculés....... 141
Figure 111-39b : Histogrammes des paramètres calculés............................................................. 142
Figure 111-40 : Histogrammes des paramètres calculés 144
Figure 111-41 : Bloc diagramme de la station de Kyon 146

INTRODUCTION GENERALE
Par'lie
Dans cette partie nous présentons une synthèse bibliographique sur le contexte
géologique et structural du craton ouest-africain; les problèmes du Birimien ou
Protérozoïque inférieur et les interprétations récemment proposées sur l'évolution
géodynamique précambrienne de l'Afrique Occidentale, sont abordés. Le contexte burkinabè
est décrit suivant la même logique en intégrant travaux anciens et récents. Enfin, nous
présentons l'état des connaissances sur le gÎte aurifère de Kwademen avant d'énoncer l'objet,
le but et le déroulement de l'étude.
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INTRODUCTION GENERALE - 11-
Deux grands noyaux d'âge archéen sont définis : le Domaine Amsaga en Mauritanie dans
la Dorsale Réguibat et le Domaine Kénéma-Man dans la Dorsale de Léo (fig 1). En plus de ces
noyaux d'environ 3100 Ma (Cahen et al., 1984; Caen-Vachette, 1986), il Y a des domaines
du Protérozoïque inférieur d'âge compris entre 2300 et 2000 Ma, constitués de formations
métasédimentaires et de métavolcanites de faible degré de métamorphisme, correspondant
aux séries birimiennes avec deux maxima vers 2150 Ma et 2000 Ma; ces séries
s'organisent en bandes linéaires ou sinueuses séparées par des batholites de granitoïdes et
par des cisaillements tardifs ( par exemple la faille de Sanandra). Les âges 1800-2000 Ma,
peuvent correspondre à des événements thermiques mal caractérisés.
1 • LA DORSALE DE LEO
1.1 - APERÇU GEOLOGIQUE
Un aperçu géologique permet de distinguer deux domaines dans la Dorsale de Léo.
1.1.1 - Le domaine Kénema-Man
C'est le domaine du socle archéen caractérisé entre autres par des gneiss à
hypersthène, datés autour de 3125 Ma (Cahen et al., 1984) et des séquences de roches
vertes et volcano-sédimentaires que l'on retrouve en Guinée (séries de Simandou), en Sierra
Léone (Loko group et Kambui supergroup), au Libéria (Nimba supergroup et séries du
Simandou), en Côte d'Ivoire (unité de Toulepleu).
1.1.2 - Le domaine Baoulé-Mossi
a) • Les formations birimiennes
Depuis les travaux de Junner (1936-1940) au Ghana, les ensembles du Protérozorque
inférieur regroupés sous le nom de "Birrimien" par Kitson (1919), ont été classés en
séries à caractère sédimentaire dominant et en séries à caractère volcanique dominant. On
peut distinguer deux grandes provinces selon la répartition spatiale de ces séries
généralement orientées N-S à NE-SW (fig 2):
- La Province Mossi à l'Est du domaine Baoulé-Mossi (Centre-Est du Burkina ­
Ghana); les formations birimiennes sont à prédominance volcano-clastique et forment des
ceintures ou "sillons birrimiens de type Il'' (Papon, 1973; Bessoles, 1977).
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INIRODucnON GENERALE - 13-
1.2 - APERÇU TECTONIQUE
Au stade actuel des recherches sur la Dorsale de Léo, la plupart des auteurs distinguent
deux grandes époques tectoniques qui se différencient par leurs conditions tectono­
métamorphiques et par quelques datations radiométriques.
1.2.1 - L'orogenèse anté-éburnéenne
Les événements tectono-métamorphiques anté-éburnéens sont reconnus et assez bien
caractérisés dans le Domaine Kénéma-Man en deux épisodes majeurs:
- L'événement Léonien, daté autour de 3125 Ma (Cahen et al.,1984) est caractérisé
par des déformations suivant des directions E-W.
- L'événement Libérien est daté autour de 2750 Ma et se caractérise par des
déformations suivant des directions subméridiennes.
Ces événements tectoniques se sont réalisés dans un environnement métamorphique de
fort degré (faciès granulitique) daté autour de 3125 Ma (in Cahen et al.,1984) au SW de la
Côte d'Ivoire, suivie d'une rétromorphose dans le faciès amphibolite avec un régime
cataclastique clôturant l'événement Léonien; le Ubérien serait polyphasé.
1.2.2 - L'orogenèse éburnéenne
L'événement éburnéen a été défini pour la première fois par Bonhomme (1962) sur le
Craton Ouest Africain, sur la base de données radiométriques.
Cahen et al. (1984) ont réévalué les données radiométriques sur les granites dits
éburnéens; deux événements majeurs ont été définis: l'Eburnéen 1à 2270 Ma et l'Eburnéen
Il à 2130 Ma.
Lemoine et Tempier (1987) considèrent plutôt l'Eburnéen 1 comme un cycle
orogénique indépendant qu'ils appellent Burkinien évalué de 2400 à 2100 Ma; l'Ebuméen se
situerait alors entre 2100 et 1600 Ma.
Plus récemment selon d'autres travaux (Feybesse et aL, 1989), l'orogenèse
éburnéenne aurait débuté vers 2100 Ma et se serait déroulée sur environ 40 Ma.
Les derniers travaux en dates (Abouchami et aL, 1990; Boher, 1991) montrent que
l'évolution majeure de la croûte birimienne s'est réalisée rapidement entre 2.12 et 2.07
Ga, que ce soit à proximité ou non du nucléus archéen. Selon Boher (op.cit.), un cycle
précurseur Burkinien, s'est déroulé entre 2.18 et 2.14 Ga (âge du métamorphisme de haut
degré).
Dans tous les cas, les événements tectono-métamorphiques éburnéens ont été
accompagnés d'un métamorphisme de faible degré (faciès schiste vert) présentant souvent
localement un métamorphisme plus fort parfois lié à des remontés diapiriques de granitoïdes
comme le granite de Saraya (N'Diaye et al.,1989), ou la diorite du gîte de Perkoa (Napon,

INfRODUCTION GENERALE - 14-
1988). D'importants phénomènes d'hydrothermalisme et de rétromorphose ont également
marqué ce cycle orogénique.
A propos d'un métamorphisme granulitique archéen (Camil, 1984) sur la Dorsale
(limite des domaines Kénéma et Baoulé-Mossi), beaucoup de faits pourraient en faire douter:
- aucune discordance du Birimien sur l'Archéen, n'a été établie; - il n'est pas montré non
plus, de rétromorphose épizonale dans le Libérien correspondant à l'épizone de basse
température connue dans les séries birimiennes. Enfin, des données isotopiques et datations
par les méthodes Sm-Nd et U-Pb (Dada et Macambira, n. pub.), Sm-Nd et Rb-Sr (Boher et
al. 1990) sur des granitoïdes, diorites migmatitiques et amphibolites prélevées à
l'intérieur de la province considérée comme Archéenne (Géotraverse Guinée, 1989,
UNESCO, PICG-215), ont donné un âge birimien. Les deuxièmes auteurs ont montré que la
genèse des sédiments et des granitoïdes guinéens n'a pas connu de participation significative
de matériel archéen recyclé; ils considèrent donc que le contact Archéen-Birimien tel qu'il
se présente actuellement, est postérieur à la genèse des granitoïdes et résulte d'une accrétion
tardi- à post-birimienne.
1.2.3 • Aperçu de la tectonique éburnéenne
A l'échelle cartographique de la Dorsale de Léo, les formations métasédimentaires et
métavolcaniques de faible degré de métamorphisme correspondant aux séries birimiennes,
forment des bandes linéaires ou sinueuses, affectées par une foliation majeure, redressées et
séparées par des batholites de granites et de granito-gneiss (fig 3).
a) • dans la province Baoulé
La tectonique de la Côte d'Ivoire est dominée par l'existence, récemment mise en
évidence, de grands accidents ductiles N-S décrochants senestres (Lemoine, 1982; Vidal et
aL, 1982, 1984; Bernard de Sanchez et al., 1984); ces décrochements, affectant les séries
birimiennes suivant des couloirs, redressant certains secteurs, apparaissent comme un des
traits essentiels de l'orogenèse éburnéenne de la Côte d'Ivoire et pourraient correspondre à
des linéaments plus anciens (Vidal, 1987; Camil, 1984). Ils sont régulièrement répartis
dans la Province Baoulé et forment une zone de grands linéaments subméridiens en position
intermédiaire entre les deux noyaux décrits par Lesquer et al., (1984) (Liberian nucleus et
hypothetical Ghanean nucleus). Au Sénégal Oriental - Mali et Guinée, ils sont représentés
par le décrochement sénégalo-malien (Bassot et Dommanget, 1986) où ils semblent
contrôler la structuration des ensembles foliés NE-SW, mimée par le granite de Saraya
(Ledru et aL, 1989).

INIRODUCTION GENERALE - 16-
1.2.4 • Les manifestations tardl à post-éburnéennes
le magmatisme tholéïtique continental (dolérites, gabbros) s'est manifesté à diverses
époques depuis la fin du Protérozoique Inférieur (Bassot et al. 1986) sous forme de filons,
dykes et sills orientés préférentiellement sur le Craton Ouest Africain. D'après les datations
radiométriques et géochronologiques établie par ces auteurs, l'histoire de ce magmatisme
commence après l'orogène éburnéen (entre 1500 et 1700 Ma) et sera marquée par trois
grandes périodes de mises en place selon des directions privilégiées remarquables dans la
moitié sud du Craton: - des filons doléritiques de direction E-W se seraient mis en place
antérieurement à 1100 Ma reconnus au Sénégal et pourraient être de la même génération que
les filons WNW au Nord du Burkina Faso; - vers 200 Ma, une importante activité
magmatique se produisit le long de l'axe ENE Gambie-Gao; - le paroxysme de ce magmatisme
sera atteint entre 150 et 200 Ma avec des directions NW-SE et pourrait correspondre au
stade de prérifting précédant l'ouverture de l'Atlantique Nord.
la zone tectonique de l'axe Gambie-Gao (Bassot et aL, opt. cit.) , tronçon du couloir
structural des linéaments guinéo-nubiens reconnus par photo satellites (R. Guiraud et aL,
1985) et par la géophysique (A. lesquer et aL, 1984), semble avoir joué un rôle
déterminant dans l'apparition des filons à caractère tholéïtique (fig 3). Ce couloir aurait
joué en décrochement à diverses reprises depuis le Protérozoïque Supérieur à nos jours
(Simon et aL, 1981; Bellion et aL, 1984).
2 • Le problème du Birimien en Afrique Occidentale
les différents points de vue entre les auteurs sur le Protérozoïque inférieur du Craton
Ouest Africain peuvent être regroupés en quatre grands centres d'intérêt :
-la position du ou des ensembles volcaniques birimiens par rapport aux ensembles
sédimentaires;
- "existence et la caractérisation de la nature du socle et l'existence d'un orogène post
archéen en transition avec le Birimien de 2150 Ma;
-les caractéristiques de la tectogenèse, du volcanisme et du magmatisme des périodes
orogéniques éburnéennes;
- les modalités de l'accrétion crustale au protérozoïque inférieur.
la nomenclature appliquée au découpage du Birimien, en tranches d'âge, est
actuellement, assez confuse dans la bibliographie. Depuis des décennies, deux concepts
s'opposent sur la position relative entre: 1°) l'ensemble à dominante volcanique et 2°)
l'ensemble à dominante sédimentaire ; selon les auteurs cette position varie, ce qui a
évidemment des implications sur leur signification géodynamique. Ainsi, les unités
sédimentaires occupent une position inférieure pour certains auteurs (Junner, 1936­
1940; Kesse, 1985, 1986; Milesi et aL, 1986; ledru et aL, 1988; Feybesse et aL, 1987)

INTRODUCTION GENERALE - 17-
alors qu'elles occupent une position inverse pour d'autres (Tagini, 1971; Papon, 1973;
Hottin et al., 1975; Bessoles, 1977; Bassot, 1985; Lemoine, 1985; Vidal et al., sous
presse). Selon les techniques d'approche, les arguments diffèrent: les tenants du Birimien
inférieur sédimentaire (Milesi et al., 1987) utilisent actuellement un argument structural
qui définit une déformation supplémentaire homogène (01) précoce dans un contexte de
métamorphisme de degré fort, suivie de deux événement décrochants 02 senestre et 03
dextre; une discordance marquerait donc la limite entre les deux ensembles. Mais il faut
reconnaitre que cette conception change avec des observations nouvelles de manifestations
volcaniques antérieures aux sédiments B1 dans l'unité de Toulepleu en Côte d'Ivoire
(Feybesse, 1990). De même, si l'on tient compte de l'argument qui fait intervenir les
conditions tectonométamorphiques (tectonique tangentielle dans des conditions de
métamorphisme mésozonal), on trouverait plutôt une équivalence de l'ensemble dit B1
(métasédiments dans certaines régions telles que Odiénné et Touba de Côte d'Ivoire) avec les
formations dabakaliennes de l'orogenèse burkinienne définie par Lemoine et al. (1987). Le
Dabakalien est décrit comme étant la partie inférieure du Protérozoïque inférieur du Craton
Ouest Africain; pour d'autres (Black, 1980; Vidal et aL, sous presse) dans certaines régions
sur le Craton, il s'agit de formations archéennes remobilisées. Un concept intermédiaire
propose l'alternative selon laquelle les deux ensembles auraient une genèse synchrone et
seraient donc latéralement équivalents du point de vue stratlgraphique (Van, 1967; Asihene
et al.,1975; Breakey et al., 1977; Barning, 1987; Hirdes et al., 1987; Leube et al.,
1990); cette hypothèse est basée sur des données radiométriques des deux ensembles,
variant entre 2195 Ma et 2166 Ma (Sm-Nd) au Ghana (Leube et al., 1990) et des relations
génétiques entre les volcanites et les terrains sédimentaires.
Une synthèse des analyses sur l'environnement géodymamique du cycle éburnéen, fait
ressortir deux hypothèses antagonistes basées l'une sur une tectonique de collision ­
subduction avec zone de suture située sur la Dorsale de Léo; l'autre se forge sur une
tectonique en extension et exclue l'existence d'une éventuelle zone de suture sur la Dorsale.
Le modèle d'accrétion conçu actuellement pour le Protérozoïque inférieur d'Afrique de l'Ouest
(Abouchami et al., 1989; Boher et aL, 1989; Dia, 1988) considère un environnement de
plancher océanique (arcs immatures, bassins d'arrière arc) et de convergence
Iithosphérique; ce modèle est basé essentiellement sur des données isotopiques notamment
Sm-Nd, U·Pb etc...• qui suggèrent entre autres. que le protolithe à l'origine de la croûte
birimienne a été créé vers 2100 Ma dans un environnement océanique sans influence du
continent archéen. Pour Milési et aL, (1989), une zone de suture (zone de nappes de
charriage) NW-Se se situerait en Guinée sur le craton archéen de Man et témoignerait d'une
tectonique en collision. Les régions d'Odiénné et de Touba (SW Côte d'Ivoire) constitueraient
une zone clef de l'Afrique de l'Ouest, où la collision entre Archéen et Protérozoïque Inférieur

INTRODUCTION GENERALE - 18-
serait synchrone d'une tectonique de nappes (Feybesse et al., 1989); le premier événement
éburnéen serait ainsi une phase tangentielle (01) datée autour de 2112 Ma.
Au Sénégal Oriental, Bertrand et al., (1989) proposent un modèle tectonique en
distension sur le Craton archéen de Man contrôlant la sédimentation et la localisation du
volcanisme; cette distension serait liée à une obduction précoce sur un continent archéen
(celui de Mauritanie?) situé au NW.
En Côte d'Ivoire, un modèle de rifting par coulissage a été proposé dans la région de
Haute Comoé (Nord-Est du pays) (Vidal et al., sous presse); un niveau de suture par
subduction-collision est soupçonné dans la zone des grands linéaments NNE passant par le
Sud-Ouest du pays (Lemoine, 1988).
Au Ghana, l'accrétion se serait réalisée dans un environnement de tectonique distensive
créant des rifts intracontinentaux (Leube et al., 1990).
1 - Anciens travaux (1926-1975)
B - CONTEXTE BURKINABE
Problème du Birlmien au Burkina Faso
C'est à partir de 1908 que de grands itinéraires de reconnaissance géologique sont
entrepris sur toute la Haute Volta (Burkina Faso). Très peu d'études tectoniques détaillées
seront effectuées car il s'agissait souvent de reconnaissances pétrographiques. Nous
retiendrons ici les principaux concepts de quelques auteurs qui ont effectué des travaux de
cartographie concernant notre région d'étude.
H. Hubert (1926), en établissant la carte géologique de l'Afrique Occidentale Française
au 1 1 10 000 000, a identifié des unités de granito-gneiss et des schistes volcaniques
redressés en Haute Volta, notamment dans la feuille de Ouagadougou.
Les cartographies de base (au 1 1 200 000), qui constituent encore des références,
sont celles réalisées dans la partie Sud du pays par J. Sagatzky (1954) et dans la partie
Nord par J. Oucellier (1963) . Le premier, approfondissant les travaux de Hubert (1926),
indiquera la présence du "système tarkwaïen" sous-forme de séries arénacées ayant subi une
tectonique peu marquée et qui reposeraient en discordance sur un Birrimien supérieur
(schistes d'origine sédimentaire dominante) et un Birrimien inférieur (schistes d'origine
volcanique dominante). Le second va retrouver dans son secteur, ces deux ensembles qu'il
nomme Groupe de Riziam (méta-sédimentaire) et Groupe de Dacola (méta-volcanique)
structurés suivant des lignes tectoniques redressées généralement orientées SW-NE avec des

INfRODUCTION GENERALE - 19-
perturbations au Nord du pays; ayant remarqué des relations intimes entre les formations de
cet ensemble dit Birrimien, il se garda de le scinder en deux membres comme l'avait fait ses
prédécesseurs (Sagatzky, 1954, Roques, 1948, Riedel,1963 et d'autres). Pour Muller
(1971) certains types de formations métamorphiques et de roches cristallines sont d'Age
anté-birrimien, birrimien ou indéterminé; ce même auteur interpréta les structures au
Nord comme des manifestations d'une tectonique de nappe. Les granites associés aux
formations métamorphiques furent dans un premier temps classés comme ceux connus en
Côte d'Ivoire en: type "Baoulé" d'Age birrimien syntectonique et type "Bondoukou" d'Age post­
birrimien (Bodin, 1951), puis regroupés dans le même Age birrimien par Arnould
(1961).
Ces études étaient trop générales pour trancher le problème Iithostratigraphique et
chronologique des formations birimiennes qui présentent une évolution assez complexe au
Burkina Faso. Il faut attendre 1975 pour qu'une synthèse cartographique au 1/1 000 000
soit établie par G. Hottin et O. F. Ouédraogo.
Il ressort que plus de 80% de la superficie du Burkina est constitué de formations
cristallines d'Age précambrien. Ce soubassement forme la partie nord-orientale du domaine
Baoulé-Mossi. Il est recouvert en discordance par les sédiments subtabulaires du
Protérozoïque Supérieur (Précambrien A) et du "Continental Terminal" du Bassin de
Taoudéni aux extrémités Nord et Nord-Ouest du pays et au Sud-Est par ceux de la bordure du
Bassin Voltaïen.
Deux concepts stlllbiables (Gamsonré, 1975, Hottin et al. 1975) ont été proposés pour
expliquer l'évolution géologique des formations birimiennes et se résument comme suit:
fracturation d'un bAti anté-birimien (Libérien) et mise en place successive de granitoïdes
et de sédiments entre 2300 et 1800 Ma (Rb-Sr, K-Ar).
2 - Travaux récents (1983-1989)
L'intérêt minier que présentent les séries du Protérozoïque Inférieur a suscité
l'approfondissement et la diversification des études géologiques dans les "sillons" ou
ceintures birimiennes au Burkina Faso. Loin d'avoir résolu le problème de l'histoire
géologique des formations du Protérozoïque Inférieur au Burkina, les travaux de détail
(Thèses et rapports miniers inédits) présentent toujours des divergences fondamentales
s'expliquant par la difficulté de reconstituer rigoureusement les séries lithologiques, compte
tenu des conditions d'affleurement et de la méconnaissance générale de la géométrie des
structures à toutes les échelles. Néanmoins certaines caractéristiques permettent d'effectuer
une synthèse.
Les ensembles géologiques constituant le Birimien sont généralement divisés en un
ensemble à dominante volcanique d'affinité tholéiitique et/ou calco-alcaline et un ensemble à
dominante sédimentaire composé de grauwackes, pélites et/ou métashales.

INTRODUCTION GENERALE
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Figure 1-4 : Carte géologique et structural régional (anciens travaux)
-Schéma géologique du Burkina Faso. 1: Protérozoïque supérieur et "continental
termina'"; 2: formations birimiennes; 3: socle et granitoïdes indifférenciés; Ou: Ouagadougou.
-A: Segment de Goren. Carte structurale d'après Ducellier (1963). traits continus:
contours des formations; pointillés : foliation; les symboles de direction et pendage de la surface
tectonique synmétamorphique sont représentés par les figurés classiques.
-B: Segment de Boromo. Carte de la fracturation d'après Connor et Zuzek (1976). Photointerprétation;
traits continus : contours des formations; traits discontinus ou sub-rectilignes:
linéaments.
tN

INfRODUCTION GENERALE - 21-
Les caractéristiques géochimiques établies actuellement dans les plutono-volcanites au
Burkina permettent de distinguer diverses lignées tholéiitiques associées à des ensembles
calco-alcalins plus tardifs à caractère "orogénique", traduisant une évolution du volcanisme
birimien dans le temps (Zonou, 1987 dans la région de Bouroum - fig. 4).
Les séries tholéiitiques sont peu différenciées et la quasi totalité se place dans le champ
des tholéiites des planchers océaniques (Diagramme TVCr-Ni de Beccaluva et aL, 1979)(
Wenmenga, 1986 dans la région de Korsimoro; Zonou, 1987 dans la région de Bouroum et
Napon, 1988 dans la région de Perkoa - fig. 4) et une faible partie dans le champ des
tholéiites d'arc insulaire. Deux lignées tholéiitiques peuvent être retenues:
- la première à caractère pauvre en titane et riche en fer analogue au "N-MORB" est
définie dans le groupe 1de Bouroum et dans la région de Perkoa;
- la seconde aurait un caractère transitionnel par enrichissement en terres rares
légères en direction de la lignée calco-alcaline dans les mêmes régions et à Gangaol (fig. 4)
(J. Sawadogo, 1983) concernant les andésites et les dacites.
La série calco-alcaline marque un appauvrissement en terre5 rares lourdes et un
enrichissement en terres rares légères; ceci correspondrait, selon ces auteurs, à une
contamination par la croûte continentale (Zonou, opt. cit.). Pour ce dernier, ces données
suggèrent un contexte semblable à l'ouverture d'un rift en milieu ensialique tel qu'il est
décrit par KrOner (1984).
Un autre concept (M. F. Ouédraogo, 1989), du contexte géodynamique dans les
formations birimiennes, propose une croûte initialement sédimentaire, qui serait le siège de
rifting mettant en place des stocks magmatiques et délimitant les ceintures du protérozoïque
inférieur; une granitisation majeure serait la phase terminale du fonctionnement de ce rift.
1 • Situation géographique
C • LA REGION DE KWADEMEN
Le secteur de Kwademen est compris entre 12°2' et 12°7' latitude Nord et entre 2°41'
et 2°38' longitude Ouest. Le gîte aurifère de Kwademen est situé à 30 km au Sud-Ouest de la
ville de Koudougou (par voix-ferrée Koudougou - Bobo Dioulasso) ou à 18 km au Sud de
Tenado (par voix routière Koudougou-Dédougou) (fig. 6).
Kwademen fait partie des 17 villages du département de Tenado dans la province du
Sangyé où 50000 habitants environ vivent d'élevage (bovins et volaille) et d'agriculture
qu'ils pratiquent entre les mois de Juillet à Septembre (culture céréalière = mil) ou
d'Octobre à Juin (cultures vivrières - légumes).

INfRODUcnON GENERALE . 23-
l'extrême Sud et se répartissent sinueusement dans la partie axiale du segment. Ces
séquences sont associées à des intrusions granitiques pré, syn et post-tectoniques, et suivies
par la mise en place de réseaux de quartz filonien (Sattran et aL, 1983). Selon Van De Steen
et Sattran (Rapport final, projet UPV 74/004), le socle est constitué d'une part, de
granitoi'des, de migmatites. de gneiss et d'autre part, de roches ultrabasiques. A partir des
données photo-interprétatives (fig. 4B) (Texas Instruments Géomap), Connor et al. (1976)
voient la ceinture orogénique de Boromo enveloppée de massifs granito-migmatitiques;
l'ensemble serait repris par des soulèvements contemporains d'une activité volcanique,
contrôlée par des cisaillements décrochants (linéaments) selon trois directions: N55°E la
plus importante, N155-N1400E et N11 OOE; les plis très serrés dans les schistes, plongeant
à plus de 75°, présenteraient localement une apparence isoclinale.
- Le segment de Goren (fig 4A) représente le prolongement Nord du segment de
Boromo en forme de crosse (fig. 5); on a des formations volcano-sédimentaires (schistes
multicolores, quartzites, tufs, grauwackes, calco-chloritoschistes, schistes graphiteux et
manganésifères) associées avec des "roches vertes" (volcanites ou plutonites faiblement à
très métamorphisées et tardivement rétromorphosées) (Ducellier, 1963). Ce même auteur
a schématisé des lignes tectoniques correspondant sans doute aux formations foliées de 1
direction ENE-WSW, montrant des inflexions locales parfois avec des directions 1·
perpendiculaires qui marqueraient un passage progressif. Dans Ja zone de Kaya-Goren, les ••
travaux de Buchstein et Muller (1971) présentent une unité autochtone affectée par des
plissements NE-SW à axes horizontaux et deux unités charriées avec plissement à axes NW-
SE; les failles seraient de directions diverses. Feybesse et al. (1987) interprètent
J'architecture en crosse du segment de Goren comme résultant d'une interférence de deux
tectoniques décrochantes 02 NS senestre puis 03 NE-SW dextre (fig. 5).
3 . Travaux antérieurs et géologie locale du gile aurifère de Kwademen
3.1 • CONTEXTE GEOLOGIQUE ET METALLOGENIQUE
Les travaux de recherches minière ont été surtout menés par le BUVOGMI (BUMIGEB)
et le Projet PNUD UPV 74-004 (in M. F. Ouédraogo, 1987) (fig 6).
Sagatzky (1954) et Ducellier (1963) avaient délimité un mince sillon de roches
volcano-sédimentaires présumées birimiennes, pincées au milieu de granites rapportés au
"socle". Sagatzky avait en outre découvert une concentration manganésifère dont la teneur de
29% MnO avait été jugée non économique.
L'intérêt de la région de Kwademen est apparue à la suite de la campagne de prospection
géochimique régionale du projet PNUD UPV 74/004. La prospection stratégique (1976)
avait mis en évidence des anomalies sols en Cu, Zn, Mo et Au. Une zone de 9,5 km2 fut

INTRODUCTION GENERALE - 26-
Les travaux de cartographie et les études pétrographiques et structurales avaient
permis de caractériser la géologie locale (P. A. Traoré et J. H. Brons, 1981), constituée de
formations diversifiées et considérées, selon eux, comme ayant été déposées durant et après
plusieurs cycles éruptifs, chaque cycle étant caractérisé par une séquence allant des termes
basiques ou neutres (basaltes, andésites, ...) aux termes acides (ignimbrites, rhyolites,...);
ce qui indiquerait le développement d'un volcanisme fissuraI. Les roches éruptives seraient
graduellement recouvertes et interstratifiées de roches pyroclastiques (brèches
volcaniques, agglomérats, tufs, ...) et de roches sédimentaires (schistes graphiteux,
argilites carbonatées ou cherteuses); l'ensemble aurait été intrudé par des roches acides à
intermédiaires dont la plus importante serait l'intrusion de granodiorite à l'Est du prospect.
Ce contexte géologique leur apparaissant favorable à "existence de minéralisations
hydrothermales sédimentaires, E. Seguin (1983) suggéra J'hypothèse de la présence
possible d'un gîte d'or stratiforme comparable à ceux du bouclier canadien, par exemple de
type Hemlo.
Les travaux du Fonds Auto-Renouvelable concluront que les concentrations reconnues
dans les roches volcaniques correspondent à de faibles minéralisations de sulfures
disséminés, et pour une moindre part, à des sulfures massifs; ils montreront également que
"or n'est pas associé aux sulfures mais plutôt à des filons de quartz contenus de préférence
dans une intrusion granodioritique (comme l'avait déjà observé le Projet Kwademen-or);
l'anomalie zincifère de Bavila serait causée, dans les roches volcaniques, par des veinules de
sphalérite contenant un peu de cuivre.
3.2- CONTEXTE STRUCTURAL
Les travaux LI PV / 74 /004 (Rapport final 1983) conduisent à l'existence d'une phase
précoce importante de plissement sub-isoclinal. Selon Haccard (1980), la région a subi
quatre phases de déformation dont la deuxième se surimpose à la première avec formation
d'une schistosité verticale N30 à N40oE. En faisant un rapprochement avec les nouvelles
données Iithostructurales dans la ceinture de Boromo, Ouédraogo (1989) a définit trois
phases de plissement synmétamorphes dans le district de Kwademen et a divisé la zone en
deux groupes: Birimien inférieur (B1) à l'Est et Birimien supérieur (B2) à l'Ouest.

INfRODUCllON GENERALE - 27-
o - OBJET ET BUT DE L'ETUDE
Le sujet de ce mémoire est l'ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE DES SERIES
BIRIMIENNES DE LA REGION DE KWADEMEN; il a été défini en accord avec le Bureau des
Mines et de la Géologie du Burkina (BUMIGEB) afin de compléter les travaux antérieurs de
prospection (cf. parag. 3.1). Une étude structurale approfondie était nécessaire pour mieux
comprendre la répartition des minéralisations. Mes travaux se sont déroulés en plusieurs
périodes:
La première, d'une année (1988) a été consacrée à une étude de terrain. Plusieurs
missions mensuelles ont été effectuées dans la région de Kwademen. Des missions spéciales
m'ont également permis de parcourir la ceinture birimienne de Boromo-Goren, de réunir
des informations sur les structures régionales notamment dans les régions de Poura, Perkoa,
Guibaré et Zam, respectivement à SOkm S, 40km N, :::200km NE et :::200km Ede Kwademen.
8 mois de terrain ont été effectivement réalisés.
La deuxième période, un stage de 6 mois au CRPG-CNRS de Nancy où j'ai
essentiellement effectué l'analyse de la déformation finie. L'étude métallogénique a été, en
partie effectuée au cours de cette même période à l'Ecole Nationale Supérieure de Géologie de
Nancy.
La dernière, à Clermont Ferrand (Département de géologie de l'Université Blaise
Pascal) où j'ai poursuivi l'ensemble des travaux: je me suis alors initié aux techniques
analytiques de géochronologie (méthode Pb-Pb) et la géochimie.
Le but de l'étude est de comprendre les événements tectoniques dans la ceinture
birimienne de Boromo-Goren et d'apprécier le rôle structural dans le contrôle des
minéralisations; cette étude devrait apporter également de nouvelles informations
géologiques et pétrologiques de cette région afin de mieux sérier les minéralisations ayant un
intérêt économique et en premier lieu l'or.

ETIlDE GEOLOOIQUE - 33-
Les coupes (fig. 2) réalisées lors du levé cartographique de détail, nous ont permis de
distinguer trois formations constituées de faciès de nature pétrographique différente. Nous
décrirons d'après les coupes et la carte géologique, le mode d'affleurement et les relations des
différents faciès dans chaque formation. L'ordre de description n'implique pas une
chronologie stratigraphique, mais tient compte essentiellement de la nature pétrographique.
1 • La Formation de Bavila [FB]
A l'Est du village de Bavila, les roches de la formation FB affleurent sur une suite de
collines d'une cinquantaine de mètre de commandement, constituant le compartiment Ouest de
la région de Kwademen. La zone d'affleurements est réduite, délimitée par des cuirasses
latéritiques à la même altitude. Le prolongement Sud de cette formation est marqué par de
rares affleurements altérés mais identifiables. La coupe NW-SE montre une alternance de
métavolcanites rhyolitiques et basaltiques et de passées pélitiques; l'ensemble est recoupé
par des filons de dolérite, gabbro et granophyre.
1.1 • Les termes rhyolitiques
Ils sont très abondants et sont fréquemment recoupés par des filons de quartz.
Il s'agit essentiellement de métarhyolites porphyriques, que l'on distingue par
l'abondance d'anciens phénocristaux de feldspaths, elles sont associées à des métarhyodacites.
Ces dernières ont un faciès aphanitique et une teinte noire à vert sombre; elles présentent
parfois des amygdales qui s'interprètent comme des sphérolites de dévitrification remplies
de quartz et d'épidote.
La déformation a considérablement perturbé ces roches; certains niveaux sont
entièrement mylonitisés, d'autres sont laminés et enrichis par des minéraux de
métamorphisme tels que les micas blancs. Ils renferment parfois en abondance des sulfures
et de la magnétite.
1.2 • Les termes basaltiques
Ils sont constitués de coulées basaltiques et de sills doléritiques. Leur teinte est
généralement verdâtre à vert sombre.
-Les pillows-Iavas forment un ensemble qui commence d'Est en Ouest par des brèches
à fragments rhyodacitiques et des micropillows-Iavas. Ceux ci passent progressivement vers
le haut à des coussins pluridécimétriques pris dans une matrice très chloriteuse; ces
coussins présentent des amygdales de quartz, épidote et calcite, de tailles variables et
inégalement réparties, peu aplatis et redressés par la déformation. Les coussins présentent
des pédoncules dont l'orientation semble indiquer que la base de la coulée est vers l'Est.

EnJDE GEOLOGIQUE -34-
-Que/gues coulées de basaltes doléritigues. peu distincts des pillows-lavas à grain très
fin, forment des lentilles plurimétriques que l'on retrouve dans les faciès méta­
rhyolitiques. On peut penser qu'il s'agit de sills perturbés par la déformation.
1.3 • Les venues filoniennes
*Les venues basiques. Ce sont des sills de microgabbros
généralement boudinés, anastomosés avec des structures et textures variées:
-Les textures cumulées sont représentées par des gabbros à grain grossier qui forment
des lentilles dispersées dans toute la formation.
-Les textures cumulées à grain plus fin affleurent en masse à l'extrême Ouest sur la
coupe et semblent sécantes sur la métarhyolite .
-Les textures ophitiques forment un petit massif intrusif à l'Est; il s'agit d'un gabbro
pyroxénique à pyroxène ouralitisé, contenant des sulfures et de la magnétite.
*Les venues acides. Des corps intrusifs acides ont été boudinés,
donnant des lentilles plurimétriques dans la formation FB. Leur présence sur l'ensemble de
la formation, a été mise en évidence par les travaux de prospection antérieurs (Projet
UNRF, 1984) . Les sondages et les tranchées y ont recoupé des faciès microgrenus
leucocrates qui furent dénommés microdiorite, syénite ou albitite. Notre coupe (fig 2)
présente à l'Est une lentille de granophyre laminé et boudiné par la schistosité régionale
(Sm), et qui semble recouper certains filons basiques.
1.4 • Les niveaux détritiques
Ils apparaissent très peu sur la coupe car ils ne constituent que des passées étroites. Ce
sont des bandes très schistosées de métasédiments à micas blanc, quartz, qui contiennent
parfois des fantômes de minéraux en aiguilles à section losangique (oxyde de Mn probable).
Une alternance de lits millimétriques de pélite noire très altérée et de lits compacts plus
siliceux souligne le litage stratigraphique. Ce faciès détritique est mieux représenté dans la
formation FP et semble constituer la transition lithostratigraphique entre les formations FP
et FB.
Discussion sur les observations de terrain sur FB
Les relations entre les différents termes suggèrent que les termes basaltiques
proviennent d'un complexe basique disloqué par la déformation. Le fait que l'on retrouve des
fragments anguleux de rhyodacites dans les "brèches de coulées" basaltiques, nous amène à
proposer une polarité d'Est en Ouest avec une chronologie relative des venues magmatiques:
1°/_ elles commencent par les termes rhyolitiques clôturés par les rhyodacites;
2°/-par la suite, les termes basaltiques se mettent en place avec un important réseau
de filons sub-volcaniques;
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E1UDE GEOLOGIQUE -35-
3°/-les corps intrusifs acides pourraient être un ensemble de granitoïdes
(granodiorite) avec des apophyses plus acides (granophyre) perturbées par la schistosité
régionale.
2 - La Formation Pélitique [FP]
Elle est caractérisée sur le terrain par une suite de collines noires à matériel
ferrugineux et manganèsifère, qui forment une bande NE-SW séparant les deux autres
formations (FB et FK). Les plus hautes collines atteignent 60m.
Il s'agit d'alternances de différents niveaux, d'épaisseur irrégulière dont la puissance
apparente peut dépasser 1000 m. L'altération météorique donne un aspect multicolore
Oaune, violacé, gris-sombre ou noir} à cette formation; surtout composée de schistes, des
niveaux peu épais de quartzites, souvent de teinte noire apparaissent et accessoirement on a
des lits de métashales. Le plissement post-schisteux montre des replis à axes verticaux qui
perturbent la succession lithologique.
En fonction des teintes caractéristiques et de la consistance des affleurements, nous
distinguerons trois niveaux:
- Le niveau A, d'aspect massif, de teinte généralement jaune ocre à marron violacé,
constitue la bordure Est de la formation. Les variations de taille de grain et la présence
d'amandes de couleur blanchâtre, reliques de niveaux siliceux déformés, laissent deviner des
séquences plurimétriques (mieux marquées à l'extrême Sud du secteur). L'altération ne
permet pas de retrouver la nature initiale du niveau A, mais la texture générale suggère une
origine volcanique à volcano-détritique. Il présente des affinités texturales avec les laves
agglomératiques de la formation FK.
• Le niveau B, de teinte lie de vin, occupe une position centrale. Il se compose
essentiellement de schistes micacés présentant des micro-lits quartzitiques, gris sombre,
d'extension limitée. La taille de ces micro-lits varie et ils peuvent constituer des amandes
pluricentimétriques dans certains niveaux; des bancs de quartzite sombre, d'épaisseur
décimétrique, verticaux et boudinés, parfois bordés de quartz blanc-laiteux, apparaissent
localement.
- Le niveaux C, de teinte violacée à gris cendre, se caractérise par une consistance
fragile. Il devient compact lorsqu'il contient du manganèse en imprégnation. Le rubanement
semble stratigraphique, même s'il est souvent plus ou moins mimétique de la schistosité. Des
métapélites noires à lits centimétriques de schistes noirs riches en matière organique y sont
interstratifées.

E1UDE GEOLOGIQUE -36-
Discussion sur les observations de terrain de FP
A l'origine, les niveaux B et C sont formés du même matériel pélitique riche en
matière organique, à fines intercalations de silice (chimique?). Le niveau B plus riche en
silice, passe en transition à C, plus riche en matière organique.
Nous avons classé le niveau A dans cette formation à cause de son mode d'affleurement, lié à
sa forme d'altération. Si non, il est plutôt formé de matériel volcanique et semble remanier
en partie les basaltes du côté Ouest du domaine de Kwademen.
3 - La Formation de Kwademen [FK]
Elle constitue le compartiment Est de la région de Kwademen. Seules de rares saillies
isolées, orientées NE·SW, affleurent dans le secteur délimité par une suite de collines
cuirassées.
Sur une coupe NW-SE, cette formation est constituée d'une alternance de roches à caractère
pyroclastique et de niveaux métapélitiques. Les métavolcanites, de plus en plus abondantes
vers le NW, se compose de termes basaltiques à dacitiques. L'ensemble est recoupé par des
venues filoniennes doléritiques et/ou rhyolitiques et de granitoïdes avec un cortège aplo­
pegmatitique. La différence essentielle avec Bavila est la dominance des basaltes sur les
rhyolites.
3.1 • Les termes basaltiques
Ce sont les plus répandus. Ils affleurent parfois sur plus de 1500 mètres, mais il est
très difficile d'apprécier leur épaisseur réelle. Ils se composent de :
-laves porphvriQues (B11) qui affleurent sur une bande allongée NE-SW en position
centrale dans FK. La roche est gris verdâtre à phénocristaux de plagioclases. Au NE, elle
présente en plus des amygdales remplies de quartz et de calcite.
-laves aphvrigues (B13). Elles sont abondantes et généralement très schistosées,
grises ou parfois altérées de teinte marron à blanchâtre. Elles se retrouvent de part et
d'autre des laves porphyriques. Elles présentent parfois de petites amygdales et des fentes
remplies d'amphiboles secondaires (KW99).
-laves aqqlomératiQues, à blocs décimétriques aplatis ovoïdes présentant parfois un
zonage vacuolaire. Ces faciès bréchoïdes jalonnent le côté ouest des affleurements de la
formation FK. Dans la partie Sud, les affleurements sont moins altérés. La lave de teinte
grise contient des parties noires qui moulent parfois de grosses amygdales. Cette texture
rappelle des brèches de coulées ou des figures de magmas immiscibles. Cette séquence a des
affinités texturales avec certaines parties du "niveau A" de FP qui lui fait suite.

ETUDE GEOLOGIQUE - 37-
3.2 • Les termes dacltiques
Ils ont une texture de brèches volcaniques monogéniques dans la partie Est de la
formation. A l'Ouest. les termes dacitiques sont porphyriques et constituent de petits massifs
intrusifs. De teinte grise à gris-claire. ils présentent une structure de tufs soudés mais
n'ont pas la physionomie d'ignimbrites type; parfois ils sont bréchiques avec des fragments
de nature et de taille diverses. alternant avec les métapélites noires. Certains fragments
noirs sont lités et ressemblent étroitement aux schistes noirs. Les dacites associent de rares
niveaux rubanés (gris sombre/gris clair) qui pourraient être des tufs rubanés (KR24).
3.3 • Les niveaux pélitiques
En contact avec la granodiorite. ils constituent des bancs d'épaisseur variant de deux à
quatre mètres. alternant avec les termes dacitiques. En surface. ils sont altérés gris cendre à
noir et sont de constitution fragile. En profondeur. ils sont plus compacts, tachants et
assimilables à des cornéennes graphiteuses. Un niveau plus compact, non tachant. évoque un
"black-shale" siliceux. Au contact de la granodiorite. on note un faciès friable de transition à
grains de quartz millimétriques qui s'altère en jaune.
régionale.
3.4 • Venues filoniennes
Les sills. dykes ou massifs intrusifs sont orientés parallèlement à la schistosité
Les basaltes et dolérites (817) forment des filons de plusieurs mètres
d'épaisseur parfois boudinés dans Jes méta-laves. Ils recoupent l'ensemble des séries de
Kwademen. et constituent de méga-lentilles à bordures figées dans les schistes noirs. Ces
basaltes s'altèrent jaune à violacé.
La rhyolite (814). Un gros dyke qui affleure dans la partie Sud-Ouest a été recoupé
par les tranchées au centre de ce secteur. Dans les méta-basaltes, il est parfois boudiné.
Les dacites ont plusieurs mètres d'épaisseur. On les trouve sous forme de petits
massifs intrusifs dans la moitié Ouest de la formation de Kwademen. Elles sont porphyriques
à phénocristaux d'amphiboles et feldspaths (816).
3.5 • Les granitoïdes
De faciès variés. ils marquent la bordure est de la formation de Kwademen. La
couverture latéritique et alluviale masque l'extension de ces granitoïdes. Les données de la
géophysique. les tranchées et les sondages ont permis d'estimer approximativement la limite

E1UDE GEOLOGIQUE -38-
du corps granitique allongé sub-parallèlement au lita@e des formations schisteuses. Deux
faciès principaux semblent constituer ce massif dans sa partie affleurante :
-en bordure, ce sont des panneaux de diorite quartzique verte;
-le centre est formé d'une granodiorite rose très altérée en surface; les contacts
marqués par des structures de recuit sont préservés dans quelques panneaux de schistes. Le
cortège filonien aplo-pegmatitique qui accompagne ce massif, dessine une succession de
fentes subverticales NE-SW remplies de roche leucocrate à texture microgrenue ou à grain
très fin, altérée jaunâtre lorsqu'elle recoupe les séries schisteuses.
Discussion sur les observations de terrain de FK
Nos observations suggèrent la succession lithologique suivante :
noires);
1°/_ méta-pélites noires (base de la formation);
2°/_ alternances de tufs et brèches dacitiques (pyroclastites remaniant les pélites
3°/- laves basaltiques, largement répandues;
4°/_ venues filoniennes basiques ou acides;
5°/- granodiorite (précédée par des venues de diorite quartzique).
Conclusions à l'étude de terrain
Cette étude permet de proposer un schéma Iithostratigraphique ou chronologiquement
la formation FK se situe à la base et la FB au sommet Il faut souligner que, même si l'on
constate une certaine similitude dans les faciès pétrographiques des formations de Bavila et
Kwademen, il s'agit vraisemblablement de deux séries distinctes, dont les contacts sont
difficiles à observer. La suite de cette étude permettra d'apporter d'autres arguments pour
mieux discuter cette interprétation.
B - ETUDE PETROGRAPHIQUE
Bien que tous les faciès étudiés soient affectés par le métamorphisme, il a été possible
d'effectuer leur étude pétrographique afin de mieux les caractériser; nous avons pu
distinguer un certain nombre d'associations rhyolitiques, dacitiques, gabbroïques et micro­
gabbroïques à texture doléritique, basaltique, andésitique, granodioritique et granophyrique.
Ces différents faciès pétrographiques peuvent ainsi être regroupés en trois grands
types de formations :
- les formations de Bavila, où dominent les rhyolites;
- les formations pélitiques;
- les formations de Kwademen où ce sont plutôt les basaltes qui dominent.

ETUDE GEOLOGIQUE -39-
FORMATION TYPE LJTHOLOGIOUE ASSOCIATIONS MINERALES ECHANTILLONS
initiales métamorohiaues
FB Rhyolites Oz-Fk-PI Mcb-Chl-Ep-Bi-Sul B5-B7-B9
Ba vila
Kw76-Kw96
Dacites Oz-PI-Amp Ep-Mcb-Sul B3-B4
Basaltes PI-Amp Oz-Chl-Ep-Mt-Hm-Op R9
Dolérites PI-Amp Chl-Ep-Oz-Op B6-Kw76
Gabbros PI-Amp Chl-Ep-Oz-Hm-Op B8-Kw71
Granophyre Oz-Fk-PI Ab/Oz-Mcb-AI-Bi-Sul
FK Basaltes PI-Amp Zo-Czo-Ab-Chl-Ep-Sul B11-B12
Kwademen B13-Kw99
Dolérites PI-Amp Ep-II-Lc-Zo-Oz B17
Dacites F-Oz-Ab Act-Zo-Chl-Ep B14
Mcb-Ca-II-Lc
Rhyodacites Oz-Hb Act-Chl-Alb-Ep-II-Fd B16
Pyroclastites acides F-Oz Act-Ep-Mcb-Zo-Czo KR24
Pélites noires mat.org.? Oz-Bi-Chl-Mcb-Sul
Diorite quartzique Fk-Oz-Hb Act-Chl-Bi
Granodiorite Oz-Bi-PI Chl-Ca-Bi KR28
FP Silico-ferrugineuse mat.org.? Oz-Phy-Hm-Mt-Gœt KR17
Kwademen
1
FP méta-grauwackes PI-Oz-Chl-Ab-Ca-Mcb-Ep B28
Guido
méta-siltites Oz-Chl-Ab-Ca-Mcb-Ep B26
Tilbleay 1 : Les associations minérales de la région de Kwademen; la formation
pélitique de Guido présentant des roches saines, est comparable à celle de Kwademen qui est
complètement altérée. La colonne des associations minérales "initiales" présente les minéraux
constituant la roche avant le métamorphisme; cette distinction est pratiquement délicate dans les
formations pélitiques.
Zo= zoisite; Czo= clinozoisite; Ca= calcite; Lc= leucoxène; PI= plagioclase; Mcb= mica blanc;
BI= biotite; Ab= albite; Mt= magnétite; Hm= hématite; 11= i1ménite; Sul= sulfure; Ep= épidote;
Act= actinote; Ch'= chlorite; Phy= phyllite; Goet= goethite; mat.org.= matière organique; FeO=
oxyde de fer; Tour= tourmaline ; Oz= quartz; Hb= hornblende; Amp= amphibole. F= feldspath;
Fk= feldspath potassique; Op= opaques.

ETUDE GEOLOGIQUE -40-
1 - La Formation de Bavila (FB)
1.1 - les métarhyolites
Elles se caractérisent par une mésostase à microlithes de quartz associés à du
feldspath alcalin et plus rarement de la muscovite. Ce dernier minéral peut parfois être plus
abondant (83), et même présenter des structures soulignant la schistosité (Kw 69).
Les phénocristaux sont représentés par du quartz aux contours irréguliers,
des opaques à queue de cristallisation de quartz, ou encore des amas de chlorite.
Les textures sont variables et révèlent d'anciens tufs rhyolitiques (8 7) et
des rhyolites dévitrifiées. Parfois la déformation affecte plus intensément ces roches et l'on
a de véritables mylonites rhyolitiques.
1.2 - Les métarhyodacites
On peut distinguer ce faciès du précédent, par l'apparition de plagioclases
(albite-oligoclase) et par l'abondance de micas blancs.
Les textures sont également variées, on constate surtout la présence de quartz
sphérolitique et d'amygdales d'épidotes.
1.3 - Les microgabbros à texture doléritique
Il se caractérisent par des lattes de plagioclases en charpente entourant de la
pistacite développée sur des reliques de ferromagnésiens. On note également de la chlorite,
des opaques, de l'actinote associés aux plagioclases.
1.4 - Les métapillow-Iavas
La structure en coussin est encore visible, mais microscopiquement la roche
est entièrement transformée. Les plagioclases de type labrador sont saussuritisés. Les
ferromagnésiens, qui initialement étaient vraisemblablement des pyroxènes, sont
ouralitisés puis partiellement transformés en chlorite et épidote. On observe aussi des
vacuoles, avec des fines couronnes de quartz-épidote-chlorite. La mésostase comprend les
mêmes espèces minérales, de plus on constate l'abondance d'opaques (> 10%) et la présence
de calcite.
1.5 - Les microgabbros
Ils se caractérisent par une texture doléritique porphyrique; la paragenèse
primaire existe sous forme de reliques de plagioclases transformés en épidote, chlorite et
albite, d'amphibole du type hornblende (provenant vraisemblablement de la transformation
de pyroxène) partiellement transformée en actinote. On note également la présence d'opaques
de chlorite et plus rarement de quartz en surimposition des reliques.

ETUDE GEOLOGIQUE - 41 -
1.6 • Les granophyres
Difficilement identifiables, car le rubanement tectonique affecte l'ensemble
des minéraux, ils sont caractérisés par des quartz subautomorphes, des feldpaths alcalins et
des associations symplectiques à quartz-feldspaths alcalins, ainsi que par des structures
pegmatoïdiques. On constate également la présence de fins cristaux de muscovite, d'épidote,
de quelques opaques (sulfures) et plus rarement de biotite.
2 • La formation pélitique (FP)
Les formes oxydées sont fréquentes dans les trois niveaux (A, B et C) et donnent un
aspect brun rougeâtre aux formations. Au microscope, les formes rubanées sont
généralement constituées de lits de quartz alternant avec des lits sombres ou des lits à oxydes
de fer:
- les lits sombres présentent de nombreux granules gris noir parfois oxydés en
hématite ou en goethite,
- les lits clairs sont constitués de quartz et de phyllites (micas blancs) ou les
concrétions sont plus rares.
Les niveaux A et B contiennent fréquemment des sphérolites à structures fibro­
radiées constituées de quartz. Le diamètre de ces sphérolites varie du demi-millimètre à
plus de deux millimètres. Elles sont parfois très abondantes dans certaines roches, leur
donnant un aspect perforé comme des éponges et recoupant les rubanements tectoniques.
3 • La Formation de Kwademen (FK)
3.1 • les métadacites
Elles se présentent sous forme de pyroclastites et de corps intrusifs.
Les tufs dacitiques affleurent très peu et sont interstratifiés dans les schistes noirs à
l'Est. La roche est de couleur grise et présente des amygdales de quartz millimétrique dans
une matrice à grain fin. Microscopiquement (B 24) on observe des agrégats de quartz à
contours lobés, des cristaux de plagioclases deutérisés aux contours dentelés, de rares
ferromagnésiens très altérés; ces phénocristaux sont pris dans un fond microlithique où l'on
reconnaît de l'actinote et de l'épidote en plus du quartz et des feldspaths.
Ces tufs dacitiques sont parfois lités, ce qui se manifeste par la concentration des
phénocristaux dans des lits séparés par des lits dépourvus de phénocristaux.
3.2 • les métabasaltes métaandésites
On les rencontre sous forme de dykes aphyriques de couleur grise;
microscopiquement on reconnaît en relique les plagioclases transformés en épidote-albite-

E11.JDE GEOLOGIQUE - 42-
zoïsite, les ferromagnésiens (vraisemblablement du pyroxène) ouralitisés. Ces minéraux
sont pris dans un fond microlitique à chlorite, zoïsite, actinote.
Les faciès porphyriques sont andésitique à dacitique, car les phénocristaux
sont des plagioclases, des amphiboles mais aussi des quartz subautomorphes (8 14).
3.3 • les basaltes doléritiques
Ces roches ont une texture doléritique, à baguettes de plagioclases déstabilisés
en albite-épidote, entourant des amphiboles vertes partiellement transformées en actinote­
épidote-i1ménite (8 17).
3.4 • les rhyolites porphyriques
Les phénocristaux sont des quartz à extinction ondulée, des feldspaths
potassiques et sodiques présentant parfois un faible zonage, la mésostase est composée de
microlithes de quartz, d'actinote, d'épidote et de plagioclase (8 16).
3.5 • les pyroclastites acides
Il s'agit de formations bréchoïdes à l'est des FK, alternant avec les niveaux
schisteux. On y reconnaît des phénocristaux de feldspaths alcalins en voie d'altération et dans
une moindre proportion des quartz. Quelques microcristaux d'hornblende et d'actinote sont
reconnaissables dans la matrice (KR 24).
3.6 • diorite quartzique et granodiorite
8ien que très affectée par le métamorphisme du faciès schiste vert, la diorite
quartzique est reconnaissable par les minéraux caractéristiques: la hornblende parfois
transformée en actinote et chlorite, la biotite chloritisée, les plagioclases déstabilisés et
souvent nébuleux, le quartz interstitiel. On note également la présence de zircons
subautomorphes prismatiques.
La granodiorite. la plus affleurante. est caractérisée par des plagioclases
saussuritisés, de la hornblende transformée en actinote et chlorite, de la biotite
partiellement chloritisée.
Au contact de ces plutons, le seul métamorphisme de contact observé dans les
métapélites, à quelques centimètres de la granodiorite, consiste en des cornes porcelanées.
Dans la granodiorite, on note le remplacement. souvent très avancé. des phases minérales
ignées par des minéraux plus ou moins orientés du faciès schiste vert (actinote. épidote,
albite, chlorite, biotite verte). Ceci suggère pour ces plutons une mise en place précoce à
très faible profondeur, antérieurement à la déformation et au métamorphisme régional.

ETUDE GEOLOGIQUE -43-
C - LE METAMORPHISME
La caractérisation du métamorphisme dans la région de Kwademen, est basée sur
l'étude pétrographique et quelques analyses microsonde des principales phases minérales
(tableau Annexe Il).
1 - Les principales associations paragénétiques
L'étude pétrographique des formations de la région de Kwademen a permis de mettre
en évidence deux paragenèses minérales correspondant à deux épisodes métamorphiques
successifs liés aux variations du contexte dynamique au cours du métamorphisme général
(tableau 2) :
-Le premier épisode métamorphique ou sous-faciès [1], est marqué par les
transformations syn-schisteuses; les associations paragénétiques [quartz, albite, actinote,
micas blancs, biotite, chlorite, épidote] de cet épisode, sont caractéristiques d'un
métamorphisme du faciès schistes verts profond. Ce sous-faciès est surtout marqué par
"apparition de la biotite (métarhyolites, granophyre, pélites noires et massif
granodioritique) et de certaines hornblende-actinolitique(métabasaltes, diorite quartzique)
(cf. classification de Leake, 1978). La paragenèse généralement observées dans les méta­
volcanites basiques, est : oligoclase/andésine + hornblende + épidote + quartz; cette
paragenèse est apparentée au faciès amphibolite.
-Le deuxième épisode métamorphique ou sous-faciès [2], montre une paragenèse à
albite + actinote + épidote + chlorite ± quartz dans les métavolcanites basiques et muscovite
+ chlorite + épidote + actinote + quartz dans les méta-volcanites acides. Cette paragenèse
correspond au métamorphisme régional de type schiste vert. Généralement, ces minéraux
remplissent les fractures d'extension. La cristallisation de minéraux post-schisteux
[muscovite, calcite, chloriteJ souligne des transformations statiques. Ce deuxième épisode a
un degré de métamorphisme moins élevé que le précédent; il s'agit d'une phase
rétromorphique.

EnlDE GEOLOGIQUE -44-
FORMATION UTHOlOGIE PARAGENESES SOU8-FACIES
FB Rhyolites Qz + Mcb + Chi + Ep + Sul + Bi + Tour 1
Bavl/a Qz + Mcb + Chi + Ca + Sul 2
Dacites Qz + Mcb + Ab
Ep + Act + Sul
Basaltes Qz + Chi + Ep + Ab + Il 1
Qz + ChI + Ep + Act + Mt 1
Qz + Chi + Ep + /1 + Hm 2
Dolérites Qz + Chi + Ep + Ab + Mt 1
Qz + Ep + Act 2
Gabbros Qz + Chi + Ep + Act + Hm
Granophyre Qz + Ab + Bi 1
Mcb+ Ep 2
FP Silico-ferrugineuse Qz + Phy + Hm + Mt + FeO
Kwademen
FK Basaltes Qz + Chi + Ep + Ab + Act 1
Qz + Ca + Mcb 2
Dolérites Ab + Act + Ep + Il + Lc
Dacites Qz + Chi + Ep + Ab + Act + /1 + Lc 1
Qz + Ep + Ca + Mcb 2
Rhyodacites Qz + Chi + Act + Ab 1
Qz + Ep + Act + Il 2
Pyroclastites Qz + Ep + Act + M-b + Alb?
Pélites noires Qz + Bi + Chi + Sul 1
Mcb + Chi + Sul 2
Diorite quartzique Qz + Act + Chi
Granodiorite Qz + Bi + Chi + Ca 1
Chi + Mcb 2
FP Schistes Qz + Chi + Ab + Ca + Mcb 1
Guido Qz + Chi + Ab + Ca + Mcb + Ep 2
Tableau 2: Les principales associations paragénétiques; les sigles sont définis dans
la légende du tableau 1.

ETUDE GEOLOGIQUE - 45-
2 • Transformations minérales et évolution du métamorphisme
Au cours de cette étude, quelques transformations minérales ont été observées et
regroupées sur le tableau 3, Ces transformations s'expriment par des pseudomorphoses
minérales; ceci nous a permis de définir une évolution prograde du sous-faciès [1] et
rétrograde dans le sous-faciès [2] au cours du métamorphisme régional. La transformation
des sulfures (pyrite-pyrrhotite-pyrite) est décrite dans la quatrième partie (contrôle
structural des minéralisations).
MINERAL INITIAL METAMORPHISME PROGRADE METAMORPHISME RETROGRADE
Pyroxène?-----> Hornblende---------------- ---> Chlorite - Epidote
(R. basiques)
Amphibole Actinote
(R.baslques)
Plagioclase-----> Zoïsite + albite
(R. basiques)
Feldspath
(R. acides)
1< - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - > Séricite
Bio t i t e - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - > Chlorite
Tableau 3 : Transformations minérales au cours du métamorphisme régional
Conclusion
Dans les formations de la région de Kwademen, deux sous-faciès successifs
caractérisent ce métamorphisme: le premier sous-faciès est prograde et approche
l'amphibolite faciès; le second est rétrograde et constitue la transformation la plus marquée.
L'hydrothermalisme n'a pas été discuté ici; néanmoins, la présence de certains minéraux
tels que la tourmaline et les sulfures qui accompagnent les paragenèses, suppose des effets
hydrothermaux.
D • ETUDE GEOCHIMIQUE
Notre étude géochimique a comme objectif essentiel d'apporter des éléments
complémentaires quant à la caractérisation des différentes séries magmatiques. leur nature,
leur évolution et la recherche des magmas originels.
L'ensemble des analyses chimiques (tableau 4), à l'exception des éléments Th et Nb, a
été réalisé par F. Cantagrel, au Service d'Analyse Chimique du Département de Géologie de
l'Université Blaise Pascal, par spectrométrie d'émission atomique à source plasma à
couplage inductif (ICP).

E1l.JDE GEOLOGIQUE -49-
Dans le diagramme TAS (fig. 4), les deux séries se localisent dans le domaine
subalcalin ( d'après la limite de Myashiro, 1978). Afin de mieux confirmer la dénomination
des roches nous avons utilisé la classification de Lebas et al. (1986); celle ci est en accord
avec les termes utilisés dans notre description. On constate que la série de Bavila est plus
riche en alcalins que celle de Kwademen, mais cette différence n'est pas suffisante pour
penser qu'il s'agit de lignées indépendantes. Au contraire, elle suggère plutôt une souche
commune ou tout au moins voisine. La différence serait due au degré d'évolution des deux
séries qui a déjà été évoqué. Sur le diagramme K20/Si021a série de Kwademen est pauvre en
K, alors que celle de Bavila est moyennement potassique, avec toutefois une dispersion au
niveau des rhyolites; là encore les processus d'évolution des séries peuvent différer assez
pour l'expliquer. De même, le diagramme Na20/ Si02 indique que les deux séries sont
faiblement sodiques. La disposition des points sur le diagramme TAS suggère que le processus
de différenciation est essentiellement celui de la cristallisation fractionnée.
Le diagramme AFM (fig. 5-1) permet d'apprécier la nature sub-alcaline des
séries. Les formations de Bavila et celles de Kwademen, se localisent, pour les termes les
moins différenciés, dans le domaine tholéiitique. Elles se caractérisent par un fort
enrichissement en fer dès les premiers stades de différentiation, ce qui se traduit, entre
autre, par la présence d'oxydes de Fe-Ti. Les faibles teneurs en alumine, 12% pour Bavila
et entre 17 et 13% pour Kwademen, sont en accord avec une affinité tholéiitique (12%<
AI203 < 16%) pour la formation de Bavila. Pour la formation de Kwademen, il est encore
possible d'hésiter, puisque Jes séries calco-alcalines ont une teneur généralement plus
élevée (> 16%), alors que cette formation présente une variation plus importante de cette
teneur.
Le diagramme de Jensen (1976) [Fe+Ti/AI/Mg] (fig. 5-2), permet de préciser
les affinités des roches volcaniques d'âge protérozoïque. On constate que la série de Bavila est
localisée dans le domaine des tholéiites et proviendrait de basaltes tholéiitiques archééns
appauvris, alors que la série de Kwademen est dans une position limite qui donne le choix,
soit à une provenance à partir de basaltes tholéiitiques archéens enrichis, soit une affinité
calco-alcaline.
Sur les diagrammes de Pearce et Cann (1973) [Ti/Zr/Y et Ti/Zr/Sr] (fig. 5
3-4), les basaltes de la formation FB se placent dans le domaine (A), caractéristique des
basaltes de fonds océaniques.
Les basaltes de la formation FK sont dispersés dans les domaines(A) et (B)
correspondant aux tholéiites d'arcs insulaires pour (B).

E11JDE GEOLOGIQUE
A
®
•
F
Fe+Ti
o Ka
• KA
o BB
• BA
M
-50-
o
TII100
o basic-FB
o basic-FK
Ti/100
AI Mg Zr Y*3
Figure 11-5 : Diagrammes d'analyses chimiques: 1): AFM; 2): Fe+Ti/AI/Mg
(Jensen, 1976); 3): Ti/Zr/Sr • 4): Ti/Zr/Y (Pearce et Cann, 1973).
La nature calco-alcaline des roches sub-volcaniques acides de la formation FK, se
confirme sur ces diagrammes (domaine C). L'hypothèse de basaltes intraplaques ou
continentaux (domaine D) est à exclure pour les séries analysées.

ETUDE GEOLOGIQUE - 52-
rhyolite peut être cogénétique des roches basiques du secteur et donc formée probablement
par un processus de différentiation.
Les échantillons KW99, R9b et B8, montrent des spectres de forme lien selle"
indiquant un départ probable d'amphibole.
Les spectres des basaltes du secteur (B8, B11, B13 et Kw99) à profils plus ou moins
plats, évoquent une série tholéiitique de type intermédiaire entre les P-MORB et les N­
MORB (fig. GC).
Sur le diagramme de Thompson (1982) (fig. GE), les teneurs en Nb se situent
dans le profil moyen des spectres des basaltes et excluent un contexte d'arcs insulaires ou de
rift; cette allure des spectres ne permet pas non plus d'évoquer un contexte de zone de
subduction et un mélange continental serait à exclure. Ce profil moyen sensiblement plat, est
en accord avec l'interprétation précédente.
Discussion
Deux séries magmatiques se distinguent dans la région de Kwademen:
. Une série tholéiitique regroupant les basaltes de la formation de Kwademen et
ceux de Bavila.
- Une série à affinité calco-alcaline constituée des roches sub-volcaniques
acides de la formation de Kwademen et des rhyolites de Bavila.
Les Terres Rares et les diagrammes de Pearce écartent l'hypothèse de basaltes intra­
plaques et les rapprochent plutôt des basaltes océaniques.
Les deux séries (tholéiitique et calco-alcaline) présentent des profils sensiblement
parallèles (fig. GD) et indiquent un lien de parenté entre elles. Ce caractère cogénétique est
surtout marqué dans la formation de Bavila où l'hypothèse d'un processus de cristallisation
fractionnée est la plus appropriée. Cependant, sur le terrain, nos observations montrent
dans cette formation que les termes rhyolitiques se mettent en place avant les termes
basaltes; ceci signifierait que la différentiation des termes basiques et acides, se fait
vraisemblablement à l'intérieur des chambres magmatiques.
E - ETUDE GEOCHRONOLOGIQUE
Une étude isotopique a porté sur plusieurs échantillons de différentes localités de la
ceinture birimienne de Boromo-Goren. Les datations par la méthode Pb/Pb ont été réalisées
par Y. Vialette et M. Lompa, sur les roches volcaniques basiques et acides de la région de
Kwademen et les roches détritiques du secteur de Guido (Perkoa); les granites de Kyon et de
Ralo ont été datés par la méthode Rb/Sr. Les rapports isotopiques du plomb obtenus sur les

E1UDE GEOLOGIQUE - 57-
Deux échantillons de schistes carbonatés et deux métagrauwackes présentent un
intervalle de variation de leur rapports 206Pb/204Pb trop peu étendu (de 17,07 à 18.98)
pour que nous puissions calculer un âge avec quelque précision. Toutefois, les quatre points
représentatifs sont situés sur l'isochrone définie par les échantillons de Kwademen (fig. 8c).
analytiques :
Discussions
Les âges obtenus sur les trois formations sont concordants dans la limite des erreurs
BAVILA: 2196 ± 22 Ma
KWADEMEN: 2190 ± 50 Ma
GUIDO: 2190 Ma
1J.1 = 7,83
1J.1 = 7,85
Ces trois résultats montrent que cette méthode de détermination d'âges convient bien à
la datation des roches volcaniques soumises à un métamorphisme de faciès schistes verts. Il
faut également souligner que les quatre échantillons de roches détritiques ont donné des
valeurs qui concordent avec celles des formations volcaniques.
Ces résultats indiquent également que ces trois formations, comportant des roches
variées (basalte, rhyolite, andésite, dolérite et sédiments), ont un plomb initial de même
composition isotopique. La moyenne des valeurs des quatre mesures de compositions
isotopiques de galènes précoces du gisement de Perkoa (Marcoux et al., 1988), qui fait
partie de l'enveloppe sédimentaire des séries birimiennes de Guido), fournit une bonne
estimation de la composition initiale du plomb: 206Pb/204Pb = 14.674; 207Pb/204Pb =
14,992; 208Pb/204Pb = 34,357. Bien qu'il s'agisse de galènes précoces il est cependant
possible qu'elles aient été remaniées; dans ces conditions, la composition isotopique observée
est une valeur maximum pour la composition initiale réelle.
Si l'on reporte dans un même diagramme 206Pb/204Pb vs 207Pb/204Pb toutes les
valeurs observées pour les trois formations (fig. 9) et celles des galènes de Perkoa on
obtient un excellent alignement (MSWD = 0,37) définissant un âge de
1 2195 ± 15 Ma . IJ. 1 = 7,84

E1lJDE GEOLOGIQUE - 59-
Cas des sulfures
Les échantillons de Bavilla (B3 et 85 ) contenant une quantité appréciable en
sulfures (pyrite) ont été finement broyés puis lessivés avec 1 ml d'acide chlorhydrique 6N
afin de solubiliser les pyrites. Après extraction puis purification, le plomb des solutions et
des résidus a été étudié.
Les points représentatifs des deux résidus et des deux solutions sont situés sur
l'isochrone définie par les autres échantillons. Les fractions solubles sont plus radiogéniques
que leurs roches respectives mais sont cependant situés sur l'isochrone. En revanche, la
valeur du rapport Th/U ( tableau 5) dans les sulfures est plus élevée.
Ces résultats démontrent que dans les roches étudiées le système U-Th-Pb des
sulfures disséminés n'a pas été modifié par le métamorphisme de faciès schistes verts qui a
affecté la série volcanique, tout au moins si celui-ci devait être postérieur à l'épanchement
au-delà des erreurs analytiques; en effet, si les variations importantes des rapports 1l2, de
1,27 à 33,7, résultaient de processus secondaires très postérieurs, on devrait observer une
distribution non linéaire des points représentatifs.
Par ailleurs, si ces sulfures sont dépourvus de U et Th, cela veut dire que le lessivage
à l'acide a mis en solution un autre minéral riche en U et Th.
Conclusions
Le bon alignement des points de mesure dans le diagramme isochrone semble indiquer
une histoire simple:
échantillons.
-La composition isotopique initiale du plomb était homogène dans tous les
-L'interaction entre croûte et magma lors de la mise en place n'a pas apporté de
variations significatives de la composition isotopique du plomb.
-Le métamorphisme et les processus d'altération hydrothermale post magmatique
n'ont pas causé de variations de chimisme, tout au moins pour le système U-Th-Pb, et
isotopiques significatives.
-La valeur du rapport Ill, calculée à partir de l'intersection de l'isochrone avec la
géochrone est de 7,84. Cette valeur est typique d'une région source mantellique (Moorbath et
Taylor 1981 ).
3· LES GRANITES
3.1 • Le granite syntectonique (EU) de Ralo
Le granite de Ralo, peu affecté par le métamorphisme général du faciès schistes verts
(rétromorphose), est déformé à l'état visqueux au cours des cisaillements ductiles senestre
1 dextre; il est synchrone du dernier événement tectono-métamorphique El! (cf. partie III,
chap. 111-4)

ElUDE GEOLOGIQUE - 61 -
suggère que le magma a pris naissance par fusion partielle d'une région source présentant un
rapport 87Rb/86Sr faible comparable à celui du manteau.
3.2 - Le granite de Kyon
Ce granite est déformé à l'état solide par les décrochements senestre 1 dextre
(événement EII) qui sont ainsi postérieur à la mise en place du massif; cette mise en place
est vraisemblablement synchrone de l'événement tectono-métamorphique El (cf. partie III,
chap. 111-4).
Nous ne possédons que trois échantillons du granite de Kyon. Les résultats analytiques
sont donnés dans le tableau 6. Les valeurs des rapports 87Rb/86Sr sont plus élevées que
celles du granite de Ralo (de 5 à 28,12). Les points ne sont pas alignés. Les deux échantillons
KR56A et B19A1 s'intègrent bien dans l'isochrone du granite de Ralo (isochrone 8 points: T
= 1991 ± 12 Ma ; Sr i = 0,70215 ± 0,00012) (fig. 10b)
0.86 GRANITE DE RAlO GRANITE DE KYON
0.84
875rl865r
0.82 /
/
0.8
0.78
0.76 /
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/-11
/
/
/
/
/etJ
0.74 /
/ AGE =1991 ± 12 Ma
.... •
0.72 87Srl86SR = 0,70215 :!: 0,00012
0.7
/
......
87Rbl865r
0 0.5 1.5 2 2.5 3 3.5 4 4.5 5 5.5
Figure 1I-10b Isochrone et âge obtenus par la méthode Rb/Sr dans les
granites de Ralo et Kyon.
L'échantillon B19b1 présente une teneur en strontium de 29, 2 ppm et un rapport
87Rb/86Sr de 28,13. 1\ ne s'aligne pas avec les autres échantillons et son point
représentatif étant situé au dessus de l'isochrone à 1985 Ma, son âge conventionnel est de
2185 Ma (calculé avec Sq = 0,7022); la valeur élevée du rapport initial , de 0,784, est
due soit à un magma issu de la même source que le granite de Ralo mais contaminé par des
roches crustales à rapport 87Rb/86SR trés élevés, soit à une source isotopiquement
distincte et hétérogène. Cependant si l'âge conventionnel a une signification, on peut
également supposer que cet échantillon appartient à un massif qui n'a pas été identifié.
En conclusion, le granite de Kyon a probablement le même âge que le granite de Ralo.
/

ETUDE STRUCTIJRALE -63 -
1 - Caractères structuraux de la Formation de Bavila (FB)
2 - Caractères structuraux de la Formation Pélitique (FP)
3 - Caractères structuraux de la Formation de Kwademen (FK)
4 - Synthèse sur les observations de terrain
B - CHRONOLOGIE DES EVENEMENrS TECTONIQUES
1 - LA DEFORMATION DUCTILE - Evénement El
1.1 - LES SURFACES TECTONIQUES
1.1.1 - La première surface S1 et les structures associées
a) Données de terrain
b) Structures microscopiques
1.1.2 - La deuxième surface S2 et les structures associées
a) Données de terrain
b) Structures microscopiques
c) Structures de terrain des plis P2
1.2 - ANALYSE DE LA DEFORMATION FINIE
1.2.1 - MESURE DU TAUX DE DEFORMATION
1.2.1.1 - La forme des ellipsoïdes
1.2.1.2 - L'intensité de la déformation El
1.2.1.3 - Intensité et forme de l'ellipsoïde
1.2.2 - CRITERES DE CISAILLEMENT
1.2.2.1 - Les zones abritées
1.2.2.2 - Croissances minérales dans les microfractures d'extension
1.2.3 - REGIME DE DEFORMATION
1.2.3.1 - Choix des objets marqueurs de la déformation finie
1.2.3.2 - Analyse des O.P.F.
SOMMAIRE
A - DONNEES DE TERRAIN
69
69
70
72
74
75
75
75
77
77
77
81
81
85
87
89
92
93
95
96
96
99
101
102

ETUDE STRUCTURALE - 64-
2 - LA DEFORMATION SEMI-DUCTILE A CASSANTE - Evènement EU
2.1 - LES FILONS DE QUARTZ
2.2 - LA TROISIEME SURFACE 53 ET LES STRUCTURES ASSOCIEES
2.3 - LA DEFORMATlON FRAGILE
2.3.1 - PHOTO-INTERPRETATION
a) Les principales directions linéamentaires
b) Interprétation cinématique des linéaments
2.3.2 - ETUDE MICROTECTONIQUE CASSANTE
a) Les données de terrain
b) Analyse du tenseur de contraintes
2.3.3 - INTERPRETATIONS
2.3.4 - La fracturation à l'échelle régionale
C - LA REGION DE KWADEMEN DANS LE CONTEXTE TECTONIQUE DE LA CEINTURE DE BOROMO
-GOREN
1 - LA REGION DE PERKOA
1.1 - LE VILLAGE DE PERKOA
1.2· LES COLLINES DE GUIDO
1.3 - LE GITE DE PERKOA
a) Données de terrain
b) ETUDE DE L'ANISOTROPIE DE SUSCEPTIBILITE MAGNETIQUE (ASM)
2 - LA REGION DE POURA
3 - LA REGION DE ZAM
4 - QUELQUES GRANITES LE LONG DE LA CEINTURE DE BOROMO-GOREN
4.1 - Le granite de Kyan
4.1.1 - Macrostructures
4.1.2 - Microstructures
4.1.3 - Analyse de la déformation finie
4.2 - Le granite de Rala
4.2.1 - Observations générales
4.2.2 • Transformations minérales et conditions thermiques
4.2.3 - La déformation finie
4.3 - Le granite de Nianguela (Guibaré)
108
108
112
113
113
113
113
116
116
118
122
124
126
126
129
129
130
131
138
143
145
145
145
146
147
147
147
148
148
148

E1UDE STRUC1URALE - 65-
A • DONNEES DE TERRAIN
A l'échelle de la région de Kwademen la structure régionale apparaît clairement dans le
relief physique des collines noires alignées sur une direction NNE à NE qui correspond
précisément aux directions Iithostructurales.
Selon leur comportement pendant la déformation, les formations géologiques de la
région de Kwademen ont enregistré différemment les événements tectoniques; il est ainsi
possible de distinguer trois compartiments appelés Formation de Bavila (FB) à l'ouest,
Formation Pélitique (FP) au centre et Formation de Kwademen (FK) à l'est, regroupant des
faciès pétrographiques variés de compétence inégale; cette subdivision tient compte de
l'échelle d'observation (fig 1).
Des coupes NW-SE dans ces formations (fig 2) font apparaître la prédominance d'une
schistosité régionale (Sm) subverticale et subparallèle au litage NE-SW. Ce feuilletage
pénétratif est plus ou moins développé suivant la nature du matériau, ce qui conduit à une
hétérogénéité de la déformation. Dans les métalaves, on observe une anastomose de cette
schistosité. Lorsque Sm est bien exprimée, elle porte une Iinéation d'allongement qui peut
être un étirement minéral, un boudinage, et/ou parfois une Iinéation minérale. Des plis
s'observent à différentes échelles et correspondent soit à des micro-plis et plis
synschisteux, soit à des plis post-schisteux, auquel cas se présentent sous-forme d'une
crénulation ou de plis disharmoniques.
L'orientation des éléments structuraux (Sm, L1, P1 et P2) est représentée sur des
diagrammes stéréographiques (Schmidt hémisphère inférieur) (fig 3).

ETUDE STRUC11JRALE - 68-
Fiaure 111-3 Orientation des éléments structuraux.
Carte géologique schématique de la zone étudiée et place de la ceinture birimienne de Boromo­
Goren. 8 F: Burkina Faso (frontière en pointillé dans le cartouche); 0 u: Ouagadougou; Kw:
Kwademen.
1: couverture latéritique et alluviale; 2 granodiorite; 3: formations à métavolcanites dominantes:
formation de Bavila (FB) à l'W et formation de Kwademen (FK) à l'E; 4: Formation pélitique (FP) ;
5: Trajectoires de la schistosité majeure; 6: failles tardi et post-éburnéennes; 7: Trajectoire de la
schistosité S3 - plan axial des plis P3. Stéréogrammes: a) densité des pôles de la schistosité
majeure Sm (466 mesures réparties sur toute la zone étudiée - 67% - 37% - 20% - 9%) ; b)
linéations d'allongement 11 (57 mesures); c) axes (bl) des plis de première génération Pl (34
mesures); d) densité des axes (b2) de plis de deuxième génération P2 (116 mesures - 14% - 9% ­
5% - 3% ).

E1lJDE S1RUCTURAI.E -69-
1 • Caractères structuraux de la Formation de Bavila (FB)
F.B. se compose essentiellement de séries métavolcaniques acides et basiques recoupées
par des corps intrusifs acides et basiques.
·/es métarhyo/ites, La schistosité régionale (Sm) est bien développée dans des
couloirs de déformation des anciennes laves; elle porte une Iinéation d'allongement
subverticale et montre une structuration piano-linéaire (feuilletage S dominant par
rapport à la Iinéation Lai). Dans les méta-laves, cette schistosité devient de plus en plus
lâche et la Iinéation d'étirement prédomine avec une structuration Iinéo-planaire (la
Iinéation L1 dominante par rapport au feuilletage S); les affleurements à structure linéo­
planaire, présentent souvent un débit en ·cigare· et parfois des fentes millimétriques
cristallisées en structures sub-annulaires. Des amygdales de composition quartzo­
feldspathique ou de pyrite, sont également très étirées selon un axe vertical. Dans ces zones,
on retrouve deux phases de déformation puisqu'un S2 à fort pendage vers l'Est, se superpose
localement à S1 subvertical.
Des microplissements syn-schisteux (P1) à axes verticaux apparaissent dans des
passées de schistes pyriteux et dans des niveaux à dragées de quartz. On trouve ici encore des
structures décamétriques de fermeture de plis matérialisées par des charnières replissant
la schistosité régionale selon un axe moyen (P2) ENE plongeant de 50 à 60° vers le NE.
·/es plllows lavas. Les coussins et les fragments de brèche sont de taille
décimétrique et sont tous aplatis dans la schistosité régionale. La linéation associée (L1),
bien visible dans les coussins, est marquée par l'allongement des vacuoles cristallisées
(photo) et plonge fortement dans le plan vers NE.
·/es corps /ntrusifs - Les méta-dolérites, métagabbros et granophyre, sont
boudinés et moulés par Sm. Ces roches sont affectées par une schistosité (fine), très
pénétrative, plan axial de microplis dans les méta-dolérites; les méga-Ientilles de gabbro
sont allongées verticalement et parallèlement à la linéation L1. La structure en ·chapelets·
de ces boudins, donne une allure lenticulaire à l'ensemble de la formation FB.
Les gabbros massifs à texture ophitique préservée, portent des plans de fractures et
quelquefois des couloirs de déformation étroits à schistosité fine.
2 • Caractères structuraux de la Formation Pélitique (FP)
FP se compose des formations appelées volcano-sédimentaires (s.s) dans le Birimien.
La schistosité régionale (Sm) NE, subverticale, généralement parallèle au litage
stratigraphique, présente des obliquités sa 1 S1 dans les charnières des microplis syn-

E1UDE SIRUcnJRALE -70-
schisteux P1. les plis P2 souvent asymétriques, ne permettent cependant pas de tirer des
conclusions d'ordre régional (sens variable).
-le niveau A, très altéré, affleure uniquement du côté Est de la formation FP; la
schistosité (Sm) NE subverticale est très pénétrative et délimite parfois des structures
amygdalaires. Dans ce niveau, Sm présente généralement des ondulations et parfois des
fermetures de plis décamétriques.
-le niveau B, les lits millimétriques de quartzites sont boudinés, tronçonnés et
replissés en "rods" (fig 7); ceci permet de déterminer l'orientation de la linéation
d'étirement (l1) parallèle aux grands axes des "amandes" de quartz à fort plongement. les
axes de plis P1 plongent fortement soit vers le Sud, soit vers le Nord. Ces plis sont pour la
plupart isoclinaux. les plis P2, à géométrie parfois complexes, affectent ces plis P1 et sont
visibles des échelles métrique et plurimétrique (fig 5). le plongement des axes de plis P2
va de 90° à l'horizontale.
-le niveau C, le litage millimétrique permet de suivre les relations entre
schistosité et plissement. Si les plis de première génération (P1) sont évidents (avec S1 de
plan axial), les autres, bien qu'isoclinaux et très serrés, ne présentent pas de schistosité de
plan axial et sont interprétables en terme de plis de deuxième génération (P2). Un
remarquable banc de quartzite présente un double boudinage dans la schistosité régionale;
sur certains "boudins", des micro-décrochements dextres (parallèles à la schistosité
majeure) accentuent l'extension du deuxième boudinage (horizontal), perpendiculairement à
la direction de la Iinéation laI. Toutefois, l'étirement maximal de ce boudinage, sub·
vertical, conduit à un tronçonnement caractéristique.
3 - Caractères structuraux de la Formation de Kwademen (FK)
Cette formation a une composition analogue à la formation FB.
-les métalaves et pyroclastltes, les laves et tufs à éléments pyroclastiques sont
très affectés par la schistosité (Sm) subverticale NE. Sm porte ici encore une Iinéation
d'étirement subverticale (75 à aOOS) subparallèle aux axes de plis syn-schisteux que l'on
peut retrouver dans les saprolites de laves. Cette série présente un débit en feuillets plus
prononcé (structure piano-linéaire) que les autres faciès de la formation FK.
Dans les métabasaltes, il y a souvent une structuration en "amandes" étirées
subverticalement mais également des zones protégées peu étirées. On peut reconnaître
parfois des plis décamétriques, à axes plongeant (60°) vers le Nord dans les laves à

ETIJDE SfRUCTURALE
-72 -
FK). La différence entrer ces compartiments est ainsi basée sur la manière dont s'exprime
Sm (fig 4):
-FB comprenant des métavolcanites et roches ignées boudinées présente une structure
lenticulaire.
·FP est caractérisée par un débit schisteux fin et enregistre mieux le polyphasage.
-FK a une constitution semblable à FB mais se distingue par la taille plus réduite des
boudins; FK présente de plus une structure d'ensemble en amygdales.
Figure 111-4 Bloc diagramme présentant la structuration des trois
compartiments FB t FP et FK. 1 : schistosité régionale; 2: lentilles de métavolcanites et
métaplutonites.
4 - Synthèse sur les observations de terrain
Nous consacrons ce paragraphe à la synthèse effectuée après la campagne de terrain
dont les données ont fait objet de publication (annexe 1).
B - CHRONOLOGIE DES EVENEMENTS TECTONIQUES
L'événement tectonométamorphique majeur affectant les formations de la région de
Kwademen, est souligné par une schistosité régionale (Sm) (fig 5) présente sur toute la
ceinture birimienne de Boromo. Cette schistosité est affectée par d'autres épisodes
tectoniques allant du semi-ductile au fragile et entraînant une superposition des structures.
On se propose dans cette partie du travail, de décrire ces structures et d'en établir une
chronologie. Nous regroupons les déformations majeures en deux grands événements:
_1°) L'événement El en déformation ductile réalisé dans des conditions du
métamorphisme général du faciès schiste vert prédominant.
_2°) L'événement EII en déformation semi-ductile à fragile.

ETUDE STRUC1lJRALE -74-
1 • LA DEFORMATION DUCTILE· Evénement El
La structuration N20 à N400E subverticale de l'ensemble de la région d'étude est
contrôlée par une schistosité qui constitue l'enveloppe des boudins et lentilles de roches
volcaniques (FB) ou celle des amandes dans les métalaves de FK. Cette schistosité que nous
avons appelé Sm est bien exprimée dans les trois formations FB, FP et FK. Accompagnée
d'une importante recristallisation, Sm est partout simple et correspond à une S1 qui porte
une linéation d'étirement L1; dans certaines zones, elle est composite S1/S2. Les mesures de
Sm effectuées sur plusieurs stations, montrent que S1 est souvent confondue aux plans
axiaux S2 de P2 fi 6.
,'-
A
,
,
Figure 11I·6 Carte comparative des éléments structuraux ( même légende que la figur.
1; FP délimitée par les pointillés). Les stéréogrammes présentent des courbes d'isodensité (2,5,10,15%
des pôles de la schistosité régionale (Sm); les croix: pôle du grand cercle moyen des pôles Sm; ce demiE
coïncide en général avec l'axe moyen des P2 (triangle plein); traits en pointillés: répartition moyenne de
axes de P2.
Akm
, .. ,

E11JDE smUC1URAIE ·75-
Pour cet événement (El), nous décrirons successivement, à différentes échelles
d'observation, les éléments structuraux de la première surface tectonique (81) et ceux de la
deuxième surface (82). Nous aborderons ensuite l'étude des filons de quartz qui recoupent la
schistosité régionale 8m.
1.1 - LES SURFACES TECTONIQUES
1.1.1 - La première surface 51 et les structures associées
a) Données de terrain
La schistoslté 51
Les métasédiments et certaines métalaves présentent généralement un feuilletage
pénétratif (81) vertical, parallèle à la stratification (80) ou oblique dans les charnières de
plissements synschisteux; nous considérons donc que 81 est la première surface tectonique
81.
Les plis P1
A la schistosité 81 sont associés des plis centimétriques à métriques (P1) isoclinaux
parfois étirés avec formation de "rods" lorsqu'ils sont marqués par des niveaux plus rigides
(microlits de quartzites). Les axes de P1 sont verticaux dans FB, plongent de 60 0 N ou 8
dans F8 et environ 40 0 N ou 8 dans FK.
La IInéation d'étirement L1 fortement plongeante dans toutes les formations, est
soulignée par:
- l'étirement des phénocristaux de quartz ou de ferromagnésiens altérés (en fantômes
ou en taches allongées.
• le grand axe de certains boudins ellipsoïdaux de différente nature et des "amandes"
dans certaines métalaves.
- les rouleaux de quartz plus fréquemment observés dans les séries sédimentaires
(FP) (fig 7).
-les surfaces 81 portent parfois une Iinéation minérale marquée par des minéraux
altérés (fantômes ou taches).
Les IInéations d'intersection 50/51 sont rarement observées dans la région de
Kwademen; cela serait dû aux importants phénomènes d'altération. La géométrie de cette
Iinéation nous a parfois permis de caractériser des microplis P1 à axes courbes.
Le boudinage syn-S1
Dans FB, le boudinage concerne des niveaux hypovolcaniques (dolérite, gabbro et
granophyre); Cette formation présente La structuration en "lentilles" parfois disposées en
chapelets dans cette formation dénote un effet de boudinage par contraste rhéologique. Dans
FP, ce type de boudinage est mieux marqué par les bancs quartzitiques parfois tronçonnés en

ETUDE STRUCTURALE
ellipsoïdes; c'est dans FP que l'on retrouve également des rouleaux de quartz. Dans FK, en
plus des structures amygdalaires dont les "amandes" présentent parfois une géométrie de
boudins moulés par la schistosité, il y a des filons doléritiques boudinés.
Figure 11I-7 : Structures linéaires et planaires et relations entre les deux
surfaces S1 et S2. A) Rouleaux de quartz (en gras) dans une section YZ de la première surface
51. B) Mouvement cisaillant vertical selon 52 et boudinage des lits de quartzite; noter sur la section
XZ un filonnet de quartz recoupant 51 et plissé avec 52 de plan axial; L1: linéation d'étirement.
(formations métapélitiques - FP).
En général, le boudinage a une configuration en tablette de chocolat:
Le grand axe des boudins est généralement parallèle à la linéation d'étirement. La
particularité de ce boudinage est que, en plus du tronçonnement parallèle à la Iinéation
d'étirement d'ensemble, il présente" une direction d'étirement apparent sur le plan
perpendiculaire à L1. Autrement dit, sur les sections YZ (perpendiculaires à la Iinéation et à
la schistosité) le boudinage est assez marqué et c'est le plus visible sur le terrain (plan
horizontal) (fig. 7); le grand axe des boudins en ellipsoïdes, plongeant fortement, est de ce
fait moins perceptible dans les structures lenticulaires (FS) où les boudins sont de grande
taille (plurimétriques). Il faut s'intéresser aux boudins de petite taille (amygdales de FK ou
amandes quartzitiques dans les méta-sédiments de FP) afin de mieux apprécier l'orientation
@

E1UDE SffiUClURALE - TT-
de l'allongement maximal. La figure 7 montre le boudinage des lits de quartzite avec un
double tronçonnement marqué dans les sections Xl et YZ.
b) Structures microscopiques
S1 est caractérisée par une Importante recristallisatlon
Les minéraux du métamorphisme généralement observés sont ceux du faciès schistes
verts (quartz, micas blancs, chlorite, épidote). A l'échelle de la lame mince, le débit
schisteux est souligné par:
- la forme tabulaire des minéraux phylliteux (micas blancs, chlorite);
- l'allongement des quartz néoformés et des lentilles de porphyroclastes sur les
sections parallèles à la linéation d'étirement.
La Iinéatlon d'étirement L 1
L1 est marquée par le développement de zones abritées autour des porphyroclastes
(agrégats de quartz, feldspaths, pyrites etc...). Les ombres de pression soulignant L1 sont
généralement à remplissage de quartz, d'albite, de calcite ou de biotite. L'orientation de L1
est bien définie par les queues de cristallisation qui se développent en sections Xl alors que
l'allongement n'apparaît pas en sections YZ.
Discussions sur l'étude de la première surface S1
51 est une schistosité plus ou moins bien exprimée selon la compétence du matériau;
une Iinéation d'étirement L1 subverticale est parallèle à l'axe des plis isoclinaux P1
associés.
L'existence d'une extension parallèle à la linéation d'étirement et d'une autre
apparemment perpendiculaire à cette linéation conduit à deux hypothèses:
• la première, serait une double extension suivant X et Y; on définirait ainsi un régime par
aplatissement pur si l'on se réfère aux caractères de boudinage établis par Ramsay (1967).
• la seconde, serait celle proposée entre autres par Cobbold et Quinquis (1980) basée sur
l'apparition de boudins non cylindriques au cours d'une déformation cisaillante plane.
L'estimation du régime de la déformation établie dans le chapitre suivant, montre que
cette hypothèse est la mieux adaptée à la région de Kwademen.
1.1.2 • La deuxième surface S2 et les structures associées
a) Données de terrain
Pour montrer les relations entre les structures de la première surface et celles de la
deuxième surface, la figure 8 présente quelques affleurements avec des plis P1 repris par
des plis P2.

ETUDE STRUCTURALE
1,---
5
//'/-,
.
1
/'
-
") /'
Figure 111-8 : Schéma d'un affleurement (FP) montrant les replis de Pl et
P2 . a) Les replis (gras: quartzite) sont visibles dans 50-51 vertical; b) détail de a): section
perpendiculaire à la Iinéation L1; les plis P1 sont soulignés par les lits de quartzite replissés par
P2.
La deuxième surface tectonique 82 apparaît généralement dans des couloirs étroits
(métriques à décimétriques) où: 1°) 81 est confondue à 82 et devient une schistosité
composite; 2°) 82 est oblique par rapport à 81 et présente une géométrie de plan de
cisaillement. Nous décrirons ainsi 82 et les structures associées en fonction de ces deux
formes (composite ou plan de cisaillement).
,1
1

ETUDE STRUCTURALE -00-
K5 iO 130m
Figure 111-10: Forme composite de la schistosité régionale
- KS 10/230 rn : Couloirs centimétriques de cisaillement soulignés par S2 = plan C. Noter les plis
P1 synschisteux S1 (FK). - KS 14/10S.GSrn = zone mylonitisée (blastomylonite) dans le
granophyre (FB). (Schéma d'après échantillons non orientés à 230 et 108.68 m de profondeur).
dans les zones les plus déformées, ces plans évoluent, et C se parallélise alors à 51 avec
apparition d'autres plans de glissement (K514/108.68) (fig 10). En bordure Est de FP, la
52 naissante en "strain-slip cleavage" correspond aussi à des plans de cisaillement qui
indiquent également un mouvement inverse faisant monter le compartiment Ouest.
Dans la formation FK, les données de sondages ont également permis de délimiter des
couloirs de cisaillement décimétriques se surimposant à 51 (K510/229-230) (fig 10).

ElUDE SfRUCTIJRALE - 83-
Hypothèse sur la genèse du boudinage de la schistosité dans la région de
Kwademen
Platt et Vissers (1980) attribuent l'origine du boudinage de la schistosité à
l'anisotropie croissante d'un matériel affecté par une déformation progressive de grande
amplitude. Ils considèrent que le développement intense de la foliation rend le matériel de
moins en moins ductile. La quantité d'extension limitée dans ce plan est compensée par le
développement de structures cassantes (fentes) et de zones de cisaillement. Ils suggèrent que
dans le cas d'une déformation non coaxiale, il existe une famille de plans qui se développe
préférentiellement. Ceux-ci se parallélisent progressivement avec la direction du
cisaillement majeur.
Dans la région de Kwademen, les micro-fentes et micro-plis du boudinage ne montrent
pas de critères de rotation systématique; la famille de plans "82" se développe parallèlement
à 81.
Hypothèse sur la genèse des microplis dans les zones anastomosées
Nous nous référons au modèles de Bell et Cuff (1989) et de Johnson (1990) pour
interpréter la genèse et l'évolution de ces zones anastomosées (fig 12). Nous ne retiendrons
de ces modèles que l'aspect cinématique des structures. La perte de volume et le transfert des
fluides seront abordés sommairement dans les chapitres ultérieurs; néanmoins ces aspects,
notamment de migration de matière, semblent bien réelle puisque 82 se surimposant et étant
confondue à 81, présente dans la formation FB, les mêmes recristallisations que 81, et que
les microfractures liées à 82 sont colmatées de quartz néoformé. De même, les actinotes et
l'albite dans les métalaves de la formation FK cristallisent dans des fentes liées à 82. Le
schéma interprétatif (fig 12) montre que la schistosité a subi la rotation (dans les zones
anastomosées - couloirs de cisaillement) autour des amandes et porphyroclastes qui gardent
les mêmes relations d'orientation avec 81 dans les zones préservées: les traînées de sulfures
colmatent ainsi les micro-fentes apparues lors du boudinage de schistosité (81). La 81 reste
subverticale dans toutes les zones.
Figure 111-12 : Interprétation des zones à déformation surimposée. A) microplis
P2 constituant les amandes; S2 = microfaille à fibres de quartz (schématique); B) interprétation de
ces zones (schéma de référence: Bell et al. 1989)

ETUDE SfRUCTURALE - 81 -
Dans les niveaux pélitiques ces couloirs de déformation délimitent des amandes
centimétriques (FK) à métriques (FP) incluant des microplis de 80-1. Les critères du sens
de transport sont donnés par les virgations de 80-1 dans la crénulation 82 (strain-slip).
Dans les zones les plus laminées (fig 5), les amandes sont des porphyroclastes à traînées de
sulfures perpendiculaires à 82 (détails dans l'étude des minéralisations).
La deuxième surface (82) définit des couloirs de déformation (zones surimposées) de
même direction que 81, avec des pendages obliques parfois conjugués inverses (fig 11).
La Iinéation L2
Dans la formation FP, apparaissent sur certaines trajectoires des plans de fracture
parallèle à 81. Ils expriment une autre forme de 82 et sont parfois plan axiaux de micro­
plis faillés de 80-1. Les surfaces 82 portent des stries (L2) plongeant d'environ 50 0 vers
le8ud.
Une linéation minérale, peu fréquente, constituée par l'alignement d'oxydes de fer
et de sulfures (pyrite) sur les plans de schistosité composite pourrait appartenir à la
génération L2.
La linéation de crénulation (P2 1), affecte la schistosité 81 et apparaît dans les
trois formations (FB, FP et FK). On peut distinguer deux types d'après son orientation,
définissant ainsi deux Iinéations se confondant parfois avec les axes de plis P2: l'une
verticale et l'autre horizontale.
b) Structures microscopiques
Les plans S2
Lorsqu'ils sont obliques par rapport à 81, les plans 82 sont soulignés par des
microlits de minéraux phylliteux (micas blancs) (FB) ou d'oxydes (FK). Dans le "coeur"
des couloirs de déformation, la recristallisation est telle que 82 est confondue à 81.
c) Structures de terrain des plis P2
80-1 est affectée par des plis serrés, disharmoniques dont les axes sont souvent
verticaux lorsque ces plis sont de grande amplitude (décamétriques) et obliques à
subhorizontaux lorsqu'ils sont de faible amplitude (métriques à centimétriques). Ils sont
parfois accompagnés d'une schistosité de fracture (82 ?) de plan axial. L'orientation
générale des plans axiaux est NE-8W subverticale dans toutes les formations de la région de
Kwademen.
Les plis P2 ne présentent pas de dissymétrie systématique permettant de dégager une
vergence bien définie. Ainsi, sur FP, certains plis présentent des dissymétries de sens
contraires.

ETIJDE STRUcnJRALE - 83-
Hypothèse sur la genèse du boudinage de la schistosité dans la région de
Kwademen
Platt et Vissers (1980) attribuent l'origine du boudinage de la schistosité à
l'anisotropie croissante d'un matériel affecté par une déformation progressive de grande
amplitude. Ils considèrent que le développement intense de la foliation rend le matériel de
moins en moins ductile. La quantité d'extension limitée dans ce plan est compensée par le
développement de structures cassantes (fentes) et de zones de cisaillement. Ils suggèrent que
dans le cas d'une déformation non coaxiale, il existe une famille de plans qui se développe
préférentiellement. Ceux-ci se parallélisent progressivement avec la direction du
cisaillement majeur.
Dans la région de Kwademen, les micro-fentes et micro-plis du boudinage ne montrent
pas de critères de rotation systématique; la famille de plans "52" se développe parallèlement
à 51.
Hypothèse sur la genèse des microplis dans les zones anastomosées
Nous nous référons au modèles de Bell et Cuff (1989) et de Johnson (1990) pour
interpréter la genèse et l'évolution de ces zones anastomosées (fig 12). Nous ne retiendrons
de ces modèles que l'aspect cinématique des structures. La perte de volume et le transfert des
fluides seront abordés sommairement dans les chapitres ultérieurs; néanmoins ces aspects,
notamment de migration de matière, semblent bien réelle puisque 52 se surimposant et étant
confondue à 51, présente dans la formation FB, les mêmes recristallisations que 51, et que
les microfractures liées à 52 sont colmatées de quartz néoformé. De même, les actinotes et
l'albite dans les métalaves de la formation FK cristallisent dans des fentes liées à 52. Le
schéma interprétatif (fig 12) montre que la schistosité a subi la rotation (dans les zones
anastomosées - couloirs de cisaillement) autour des amandes et porphyroclastes qui gardent
les mêmes relations d'orientation avec 51 dans les zones préservées: les traînées de sulfures
colmatent ainsi les micro-fentes apparues lors du boudinage de schistosité (51). La 51 reste
subverticale dans toutes les zones.
Figure 111-12 : Interprétation des zones à déformation surimposée. A) microplis
P2 constituant les amandes; 82 = microfaille à fibres de quartz (schématique); B) interprétation de
ces zones (schéma de référence: Bell et al. 1989)

E11JDE STRUC1URALE
A
B
1
NU5.lO
Conclusions
N15.6S
1
• 50cm 1
/ N3Lo.IS
- 84-
(cl
2mrn
L'absence d'affleurements continus ne permet pas de suivre l'évolution de la
schistosité et de définir avec précision les zones où la déformation se concentre. Néanmoins,
les données de terrain et l'étude microscopique sur des échantillons prélevés en coupes E-W,
montrent une hétérogénéité de la déformation soulignée par des zones de surimposition.

E1l.JDE STRUCTURAlE - 81-
Dans les niveaux pélitiques ces couloirs de déformation délimitent des amandes
centimétriques (FK) à métriques (FP) incluant des microplis de 50-1. Les critères du sens
de transport sont donnés par les virgations de 50-1 dans la crénulation 52 (strain-slip).
Dans les zones les plus laminées (fig 5), les amandes sont des porphyroclastes à traînées de
sulfures perpendiculaires à 52 (détails dans l'étude des minéralisations).
La deuxième surface (52) définit des couloirs de déformation (zones surimposées) de
même direction que 51, avec des pendages obliques parfois conjugués inverses (fig 11).
La \inéation L2
Dans la formation FP, apparaissent sur certaines trajectoires des plans de fracture
parallèle à 51. Ils expriment une autre forme de 52 et sont parfois plan axiaux de micro­
plis faillés de 50-1. Les surfaces 52 portent des stries (L2) plongeant d'environ 50° vers
le5ud.
Une Iinéation minérale, peu fréquente, constituée par l'alignement d'oxydes de fer
et de sulfures (pyrite) sur les plans de schistosité composite pourrait appartenir à la
génération L2.
La IInéation de crénulatlon (P2 1), affecte la schistosité 51 et apparaît dans les
trois formations (FB, FP et FK). On peut distinguer deux types d'après son orientation,
définissant ainsi deux Iinéations se confondant parfois avec les axes de plis P2: l'une
verticale et l'autre horizontale.
b) Structures microscopiques
Les plans S2
Lorsqu'ils sont obliques par rapport à 51, les plans 52 sont soulignés par des
microlits de minéraux phylliteux (micas blancs) (FB) ou d'oxydes (FK). Dans le -coeur­
des couloirs de déformation, la recristallisation est telle que 52 est confondue à 51.
c) Structures de terrain des plis P2
50-1 est affectée par des plis serrés, disharmoniques dont les axes sont souvent
verticaux lorsque ces plis sont de grande amplitude (décamétriques) et obliques à
subhorizontaux lorsqu'ils sont de faible amplitude (métriques à centimétriques). Ils sont
parfois accompagnés d'une schistosité de fracture (52 ?) de plan axial. L'orientation
générale des plans axiaux est NE-5W subverticale dans toutes les formations de la région de
Kwademen.
Les plis P2 ne présentent pas de dissymétrie systématique permettant de dégager une
vergence bien définie. Ainsi, sur FP, certains plis présentent des dissymétries de sens
contraires.

EnJDE SIRUC11JRALE -85-
Deux surfaces tectoniques (81, 82 et leurs éléments structuraux associés) ont été
mises en évidence dans la région de Kwademen; les relations géométriques entre ces deux
surfaces (souvent parallèles ou présentant une obliquité dans les couloirs de déformation
conjugués inverses) qui se succèdent dans un même contexte métamorphique
(cristallisations au cours de la déformation), présentent un continuum. La schistosité
régionale s'exprime alors sous trois formes: (i) 81 omniprésente, schistosité de flux
portant la Iinéation d'étirement L1; (Li) 82 marquée par des plans de glissement obliques
sur 81 ou s'exprimant sous-forme de schistosité de fracture, dans les zones de cisaillement;
(LU) la schistosité régionale (appelée 8m), parfois schistosité composite (81, 82
confondues) dans les couloirs de déformation. Les plis disharmoniques présentent par
ailleurs plusieurs générations, parfois observés dans FP (fig 9, fig 8), à axes verticaux et
parallèles aux Iinéations L1 et L2. Ils appartiennent au même événement tectono·
métamorphique que nous appelons El.
1.2 • ANALYSE DE LA DEFORMATION FINIE
Introduction et méthode
L'analyse quantitative de la déformation des roches apparaît indispensable si l'on veut
pouvoir discuter et comprendre les mécanismes de la déformation à différentes échelles
d'observation.
L'étude à l'échelle microscopique ne suffit pas à la compréhension et à l'intégration
générale d'un phénomène régional, cependant il ne reste souvent que cette approche pour
tenter de cerner les problèmes dans les régions pauvres en affleurements et/ou aux reliefs
peu marqués, tel que c'est le cas dans les formations épimétamorphiques du Birimien. La
rareté des affleurements constitue un obstacle majeur pour reconstituer les structures dans
les series éburnéennes. Avant de trancher sur la géométrie régionale d'une structure, il est
nécessaire d'avoir une idée sur certains facteurs tels que l'intensité et le régime des
déformations. Dans la région de Kwademen, le chapitre précédant a montré que nous avons
une superposition d'éléments structuraux du domaine ductile au domaine cassant; néanmoins,
les structures régionales sont surtout guidées par une schistosité omniprésente. L'étude de la
déformation finie à l'échelle microscopique va donc porter sur cet épisode.
Méthodes utilisées
L'analyse de la forme et de l'orientation des particules dans une roche, est nécessaire
lors de l'étude de la déformation finie. Lorsqu'une roche est soumise à un régime de
déformation, il en résulte une modification de la forme, de la dispersion et de l'orientation
des objets qui la constituent. C'est à partir de ces trois paramètres (forme, position et

E1UDE S1RUCTURALE - 86-
orientation) que se sont développées les principales méthodes d'estimation de la déformation
finie. Les unes ne prennent en compte que la position relative des objets repérés par leur
centre, les autres ne considèrent que la forme et l'orientation des marqueurs par rapport à
un référentiel donné. Nous avons utilisé selon les cas:
Des méthodes de quantification amenant à la détermination d'un rapport axial et d'une
orientation d'ellipse représentative de l'état de déformation:
-La méthode Rf/Phi de Dunnet (1969), variante de la méthode Rf/Phi de Ramsay (1967),
analyse la forme de l'objet qui est assimilé à une ellipse.
-La méthode des diamètres de Féret considérant les objets avec leur forme propre (Lapique
1987, Lapique et al. 1988, Champenois 1988, Champenois et Boullier 1989); cette
méthode est une généralisation de la méthode de Panozzo (1983, 1984).
-La méthode de Fry (1979) analyse la dispersion des centres des objets; cette méthode
graphique visualise la fonction de distribution radiale des centres. Elle ne tient pas compte
de la forme de l'objet analysé mais uniquement de sa position.
L'étude des orientations préférentielles est une autre méthode permettant l'estimation
de la déformation d'une roche.
Les orientations préférentielles de réseau (O.P.R.) concernent essentiellement les
caractéristiques intracristallines et les microstructures;
Les orientations préférentielles de forme (O.P.F.) dépendent de la forme des
marqueurs, mais également de la densité de ces marqueurs, de la viscosité des matériaux, des
régime et type de déformation (Ghosh et Ramberg 1976, Fernandez 1978, 1981, 1982,
1984, 1987, Passhier 1987, IIdefonse 1987).
Pour effectuer les calculs du taux de la déformation, nous nous sommes servi de
l'analyseur vidéographique interactif du CRPG / Nancy (Lapique et aL, 1987). Ce système
permet à l'utilisateur de dessiner en surimposition sur une image vidéo/couleur. Il est basé
sur un micro-ordinateur IBM-PC pour le stockage et le traitement des données extraites de
l'image. Des programmes (fig 13) permettent d'obtenir des paramètres tels que surface,
périmètre, facteur de forme, orientation, ainsi que la détermination de l'ellipso'fde de
déformation finie. Nous avons utilisé la technique des contours (périmètre des objets) qui
permet par la suite, d'appliquer les différentes méthodes basées sur la forme de l'objet
(diamètre de Féret - Lapique 1987, Rf/Phi de Dunnet 1969, Panozzo 1983,1984) et
certaines méthodes algébriques. Nos analyses sont faites à partir de la méthode des diamètres
de Féret (Lapique 1987) car cette méthode semble la plus adaptée dans le cas général
(Champenois 1989): elle présente toujours des erreurs relatives très faibles sur les
résultats et semble peu dépendante des répartitions initiales en orientation, forme ou taille à
l'exception de cas où les objets les plus grands et présentant les plus forts paramètres de
forme font un angle important avec la direction de déformation. La méthode de Fry a

E11.JDE srnUC11JRALE - 87-
également été utilisée dans le cas de marqueurs de petite taille permettant de réunir un
nombre significatif de points de mesure.
I
DE SSlN SUR ECRAN
(Hard'Cap,1
1 ,apport allai
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SIMUVoTION DE
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L...- ..., FAllACUE MOOEUSEE ,......
CALCUL DE
L'ELLIPSE DE
DEFORMATION
20
1
1
1
CALCUL DE 1
L'ELLlPSOlDE DE
DEFORMATION Il
30
Figure 111-13 : Fonction du logiciel d'analyse de la déformation finie et
connexions entre les différents sous-programmes.
En utilisant ces méthodes informatisées, nous essayerons dans un premier temps de
quantifier la déformation tectonométamorphique El par l'ellipsoïde de déformation et par
l'intensité; le deuxième volet de cette étude permettra de discuter quelques caractéristiques
du régime de la déformation dans les métavolcanites et métasédiments.
1.2.1 - MESURE DU TAUX DE DEFORMATION
A partir des rapports axiaux moyens (Rs) estimés dans les trois plans principaux de
la déformation (XY, YZ, XZ) le calcul des différents paramètres quantifiant la forme et
l'intensité de la déformation a été réalisé sur chaque échantillon sélectionné (tableau 1).
Lorsque la schistosité et la Iinéation sont clairement exprimées comme c'est le cas dans la
région de Kwademen, l'analyse de la déformation finie sur deux sections perpendiculaires
(YZ et Xl) permet par la suite, le report des données sur des diagrammes de Flinn (1962),
Ramsay (1967) ou de Hossack (1968). Ces diagrammes définissent les domaines de la
déformation en aplatissement ou en constriction séparés par le champ de la déformation
plane.
Les analyses ont été effectuées sur des échantillons de métabasaltes (R9, Kw66, KW19,
Kw75), de métarhyolites (Kw76, B4) et de tuf dacitique (KR24), prélevés en coupe NW ­
SE (fig 18); ces méthodes de calcul, pour donner des résultats crédibles, obligent à des
restrictions dans le choix des échantillons.

E11JDE SIRUCTURALE - 89-
Il nous a donc été possible d'effectuer des mesures de rapports axiaux sur des marqueurs de
la déformation présentant un contraste de ductilité avec la matrice, en considérant deux
types de zones: l'un affecté par la schistosité majeure, préservée des perturbations post-Sm
et l'autre dans les couloirs de déformation surimposée par S2.
1.2.1.1 - La forme des ellipsoïdes
Le report sur diagramme du:
-paramètre de Flinn: k = RXY-1 1 RYZ-1 (RXY= rapport axial moyen sur la section XV)
-paramètre de Ramsay (fig 14): K = InRXY 1 InRYZ
-paramètre de Lodes (Hossack): v = 1-K 11 +K
permet de mettre en évidence plusieurs types d'ellipsoïdes en fonction des valeurs du
paramètre calculé (tableau 2). Au cours de cette analyse, nous n'utiliserons que le
paramètre de Ramsay.
Apparent constriction
,
Rx.-l tz
k =-- =tan,..
R,,-] @J
Figure 111-14 Forme des ellipsoïdes de déformation. Différents domaines du
diagramme de Ramsay. Représentation graphique du paramètre d'intensité (DR) de Ramsay (1967).
Textures correspondantes : A = domaine de la constriction; B =' domaine de la déformation plane; C
=' domaine de l'aplatissement.

E1lJDE SfRUCTURALE -90-
Paramètre Forme de l'ellipsoïde Rapports axiaux TVDe de déformation
K=O ellipsoïde en galette [oblate] X=Y>1>Z (FLATIENING)
O1>Z
K = 1 ellipsoïde biaxial X>Y=1>Z (PLANE 5TRAIN)
1Y>Z
K --> 00 ellipsoïde en cigare [prolate] X>1>Y=Z (CON5TRICTION)
Tableau 2 Relations entre paramètre de forme, ellipsoïde et type de
déformation
Résultats
5ur le diagramme de Ramsay (fig 15), les points peuvent être regroupés en deux
familles: l'une s'alignant sur K=1 définissant le domaine de la déformation plane et l'autre
dans le domaine de la constriction.
-Les échantillons de la première famille sont représentatifs des zones "préservées"
(en dehors des couloirs de déformation). Ces zones conservent plus ou moins bien le type de
déformation initial (51) et l'ellipsoïde obtenu est de forme biaxiale (fig 18). La schistosité
51 est donc une déformation plane indépendamment de la répartition spatiale des échantillons
de cette famille (environ 4km entre R9 à l'Ouest et KR24 à l'Est) et du type de faciès.
-Les échantillons de la deuxième famille sont représentatifs des zones de déformation
surimposée dont l'ellipsoïde de déformation a une forme allongée. la déformation est
constrictive dans ces zones.
L'échantillon KR24 (tuf dacitique) donne un ellipsoïde oblate, se situant donc dans le
domaine de l'aplatissement. Il est à noter que cet échantillon a été prélevé près du contact
avec un corps intrusif (granodiorite de FK); ce type de déformation peut être lié à la mise en
place du pluton auquel cas la granodiorite serait syntectonique, ou un effet de bloc rigide
anté-déformation 51.
Conclusion à l'étude de la forme des ellipsoïdes de la déformation El
La variation de la forme des ellipsoïdes au cours de El souligne une hétérogénéité du
champ de déformation matérialisée sur le terrain par des couloirs de cisaillement
polyphasés délimitant des zones préservées monophasées. On passe donc de l'ellipsoïde de
déformation plane soulignant les premiers incréments EI1, à l'ellipsoïde en constriction
dans les zones de cisaillement surimposé E12.

ETUDE STRUCTURALE - 93-
1.2.1.3 • Intensité et forme de l'ellipsoïde
L'intensité reste en moyenne peu dépendante de la forme de l'ellipsoïde de déformation
(fig 17); la constriction semble donc essentiellement liée à l'effet du cisaillement et non à
une augmentation de l'intensité de la déformation. Le changement de forme des ellipsoïdes est
donc lié en grande partie à un effet cinématique. La déformation EI2/S2 a ainsi utilisé
l'anisotropie planaire créée lors de la S1 (EI1), elle même contrôlée initialement par l'effet
mécanique du contraste rhéologique dans les séries encaissantes.
4,50
4,00
3,50
3,00
2,50
2,00
1,50
1,00
0,50
0,00 +---+--+----+---f------if-----f---f-----f-------i
1 2 3 4 5 678 9 10
R9 KW75 KW76 B4 KW71 KR02 KW95 KW66 KW19 KR24
Figure 111-17 : Relations entre intensité et forme de l'ellipsoïde de
déformation. DR = paramètre d'intensité de Ramsay (1967); KR = paramètre de forme de
Ramsay (1967).
Discussion et conclusions à l'étude du taux de la déformation
La schistosité initiale S1 s'est formée au cours d'une déformation plane de faible
intensité. Cette déformation a créé un étirement subvertical à oblique vers le NE et un
raccourcissement horizontal NW-SE dans la région de Kwademen (fig.18). L'intensité
homogène de la déformation montre que l'hétérogénéité des champs de structures, notamment
de la schistosité (S1), dans un même faciès (métalaves). dans une même formation (FB, FP
ou FK) ou à l'échelle régionale, est imputable aux forts contrastes rhéologiques entre les
matériaux interstratifiés dans l'encaissant. Ce contraste lié à la différence de compétence des
roches (laves et pélites) se retrouve à différentes échelles: structures amygdalaires dans FK
et lenticulaires dans FB où les masses de laves et les lentilles plurimétriques
d'hypovolcanites boudinées jouent le rôle de corps rigides; à l'échelle du secteur, FK et FB,
de composition à volcanites dominantes ont une compétence supérieure à FP constituée
essentiellement de pélites et pris en sandwich entre les deux autres.
....

ETUDE STRUC1URALE
Figure 111-18
Kwademen.
o
Bavila
- 94-
Formes de l'ellipsoïde de déformation dans le district de
L'évolution spatiale de la forme de l'ellipsoïde de déformation présente des variations liées
aux couloirs de cisaillement surimposés et de l'aplatissement au contact avec la granodiorite.
Bien que le nombre d'analyses ne soit pas suffisant autour de ce corps intrusif (défaut

E1UDE SIRUCTURAIE -95-
d'affleurement), une esquisse d'interprétation de la position de la granodiorite par rapport à
l'événement tectonique El peut être faite en considérant l'évolution des structures suivant
une coupe d'Ouest en Est. Cruden (1988) a montré que le fait d'avoir de l'aplatissement
autour d'un corps intrusif n'implique pas forcément que le pluton a évolué par gonflement
diapirique syntectonique. Il peut donc s'agir d'un effet de -corps rigide- anté-déformation.
Cependant, les variations du champ de déformation finie (déformation de type plane
présentant des zone de constriction) suggèrent un contrôle de l'évolution tectonique par des
plutons et des shear zones adjacents (Lagarde et aL, 1986). Dans la région de Kwademen,
toutes les structures planaires (EI1) sont fortement raides parallèlement à la bordure de la
granodiorite dont l'extension déborde la zone d'étude. La direction d'étirement plongeante et
le type de déformation (cisaillement), laissent penser à une mise en place syntectonique du
pluton granitique; il y a également un changement du plongement de la Iinéation
d'allongement qui est vertical dans FP, oblique dans FK et se rapproche de l'horizontale dans
KR24 en contact avec la granodiorite (ceci n'étant qu'une observation en coupe) (fig. 18). La
faible intensité de la déformation en bordure de ce corps plutonique suggère un contexte très
peu compressif, pouvant favoriser des injections de magmas granitiques dans une zone de
cisaillement.
Le taux de déformation ne peut trancher sur cette question, car d'autres critères tels
que déformation plutôt à l'état solide de la granodiorite et absence de métamorphisme de
contact (ct. partie Il), suggèrent que ces granites sont anté-déformation.
1.2.2 • CRITERES DE CISAILLEMENT
Les critères de cisaillement dans les roches sont les structures asymétriques telles que
zones abritées, fentes de tension, plis, veines, orientation préférentielle de réseau et de
forme, bandes de cisaillement. A une échelle locale, ceci dérive de la correspondance entre
déformation non rotationnelle et distribution symétrique des lignes d'écoulement d'une part,
et déformation rotationnelle et distribution asymétrique des lignes d'écoulement d'autre
part. Le degré de symétrie d'un champ de structures reflète le régime global de la
déformation quels que soient la taille et le comportement mécanique du système considéré
(Choukroune et aL, 1987).
Dans ce chapitre nous étudierons en détail les zones abritées, les fentes de tension et les
orientations préférentielles de forme de marqueurs de la déformation dans certains faciès.
Cette approche nous permettra de définir la cinématique à partir des zones abritées et des
orientations préférentielles afin de donner une interprétation du régime de la déformation
tectonométamorphique El dans la région de Kwademen.

ETUDE STRUC'IURALE
1.2.2.1 • Les zones abritées
-96-
En général, les porphyroclastes et porphyroblastes ne présentent pas de rotation; les
ombres de pression sont symétriques sur le même marqueur. Cette symétrie sur les sections
XZ témoigne d'un caractère irrotationnel de la déformation (51) avec un fort étirement
suivant la linéation: étirement > 100% des fibres de quartz-albite aux extrémités de
certains porphyroclastes d'opaques et de tourmaline tronçonnés.
Certaines ombres de pression présentent plusieurs générations de fibres de
croissance; la première est parallèle au grand axe des porphyroclastes et la deuxième
(terminaisons des queues) marque parfois une légère dissymétrie.
Conclusion. La présence de plusieurs générations de fibres de croissance successives
marque une déformation progressive. Les dissymétries sont rares et sont parfois
contradictoires dans une même section. 51 présente donc un caractère général non
rotationnel.
1.2.2 .2 • Croissances minérales dans les microfractures d'extension
On trouve fréquemment des microfractures d'extension (microfentes et microfailles)
remplies de fibres d'actinote et albite dans les métavolcanites (Kw19) du quartz ou de la
pyrite dans les métasédiments (Kw78), (fig. IV-3) et de la calcite dans la granodiorite
(KR28). Nous décrirons ces microstructures à partir de quelles exemples avant d'en donner
une interprétation.
L'échantillon KR28 (granodiorite) a été prélevé sur la bordure du massif (FK) dans
une zone à couloirs de déformation N25°E; le clivage est constitué de microfractures
colmatées de fibres de calcite, quartz et chlorite selon la nature des minéraux recoupés: la
calcite apparaît de préférence dans les microfractures de feldspath alors que le quartz et la
chlorite se retrouvent dans les fragments de quartz et ferromagnésiens etc.... 52 est
prepndiculaire aux microfractures.
L'échantillon KW78 présente un cas assez fréquent dans FP où des cristaux de pyrite
automorphe initialement moulés par la schistosité 51, portent des fibres de quartz à angle
fort avec le plan de schistosité. Nous considérons également comme fractures d'extension, les
décollements de plans de schistosité 51; les fibres de quartz poussent dans ces ouvertures
avec un angle fort sur le plan de schistosité.(fig. 19)
Toutes ces fibres de croissance correspondent à une deuxième génération par rapport
aux ombres de pression, car elle ne sont pas compatibles avec la déformation 51.

ETUDE SfRUC1URALE -!rT-
Interprétation du mécanisme de croissance minérale dans les fractures
Dans les fentes d'extension, deux générations de fibres sont présentes et montrent que
le colmatage se fait en même temps que l'ouverture des fentes; la croissance de ces fibres est
progressive et crée des micro-structures composites du genre -syntaxial-antitaxial
growth- (Durney et Ramsay, 1973). Afin de situer cet épisode dans le processus de la
déformation tectonométamorphique générale, nous interpréterons le mécanisme de
croissance minérale dans ces fractures en nous basant sur les travaux de Cox et Etheridge,
(1983) concernant les processus de formation de -crack-sea'-.
Dans le cas général de formation de veines syntectoniques, les -crack-seal- ou fentes
colmatées sont interprétées comme des remplissages par incréments répétitifs pendant
l'ouverture de micro-fractures, accompagnés d'obturation de ces dernières par déposition de
matières en solution. D'après Ramsay (1980), le processus de déformation en -crack-seal­
apparaît là où il y a accumulation de contrainte élastique suivie d'un transfert de matière en
solution vers la microfracture puis déposition de cette matière. Une fois que le colmatage de
la microfracture est accompli, des contraintes peuvent à nouveau intervenir dans la région
et le processus peut recommencer en affectant la même microfracture.
Selon Cox et al. (1983) une interprétation du processus de -crack-seal- doit tenir
compte de l'aptitude des fibres en croissance à marquer les différents incréments de
l'histoire de l'ouverture des fentes et du développement d'une orientation préférentielle des
cristaux dans certains cas.
Cas de la région de Kwademen
1°/ Certains critères nous permettent de conclure à une croissance centripète
(syntaxial growth) des fibres minérales: les fibres intragranulaires sont en général des
produits de transformation du cristal -mère- fracturé (planche); à l'échelle macroscopique,
la nature du contenu des veines dépend du faciès affecté (actinote dans les métavolcanites,
quartz dans les métasédiments et calcite dans la granodiorite).
2°/ Le processus de croissance des fibres minérales présente plusieurs incréments
avec un changement de la position des axes principaux de la contrainte: aussi bien dans les
fentes que sur les pyrites automorphes, on retrouve des critères de rotation comparables à
ceux décrits par Cox et Etheridge (1983). Dans l'exemple KR28, la croissance centripète
est interrompue par une rupture médiane des fibres; cette croissance qui semble devenir
centrifuge, se poursuit selon une autre direction de déplacement.
Nous avons effectué des mesures de direction des grands axes des fibres (analyseur
d'image -TRACE- CRPG-Nancy) sur certains échantillons et établi des diagrammes en rose
(fig. 19): Kw87 (FP) et KR28 (FK). En tenant compte de l'ordre d'apparition et de l'angle
entre les maxima sur le diagramme en rose, il ressort que la croissance progressive de ces
fibres a subi un changement de direction d'extension.

E1UDE STRUC11JRALE
-98-
Figure 111-19: Directions des grands axes des fibres de carbonates.dans les
fentes d'extension. a) KR28, 249 mesures sur un plan vertical; b) Kw87, 200 mesures
effectuées dans les ouvertures par "décollement" des plans de schistosité; section parallèle à la
linéation L1. Noter les deux directions principales faisant un angle fort entre elles.
Cas particulier de remplissage incrémentai des vacuoles dans les
métalaves
La présence de microlits subcirculaires souligne un remplissage incrémentai marqué
généralement par des cristaux de quartz à texture équante. Cependant, dans certaines
sections perpendiculaires à la linéation (YZ), des vacuoles présentent des couches de quartz
à texture variées dont certaines constituées de minéraux siliceux prismatiques à traînées
d'inclusions (R9'YZ). Ces traînées présentent une orientation préférentielle faiblement
oblique par rapport au plan d'aplatissement de la vacuole; d'après les critères de Cox et al.
(1983), ces traînées soulignent une direction d'extension horizontale faisant un angle fort
avec le plan d'aplatissement de la vacuole (51). Elles sont donc incompatibles avec
l'extension initiale (L1) subverticale et marquent un épisode tardif qui pourrait
correspondre aux "crack-seal". Cet épisode est également souligné par des macles
tectoniques de calcite cristallisant dans les dernières couches de certaines vacuoles
(Kw66YZ).
Discussion et conclusion
Les microstructures que nous venons de décrire, marquent un épisode caractérisé par
un processus de pression de fluide - microfracture - perméabilité et transport du fluide
pendant le métamorphisme général dans la région de Kwademen. Cet épisode nous semble lié à
52 qui présentent des critères de déformation rotationnelle.
Etheridge et al. (1984) estiment que le processus de "crack-sea'" agit localement
comme une pompe contrôlant la migration et par conséquent le transport par dissolution
dans les fluides. Dans ce contexte, le développement de la schistosité par croissance de fibres
est une conséquence naturelle de la déformation par excès de pression de fluide; cette forte

EIUDE S1RUCIURALE -99-
pression peut promouvoir une microfracturation et une migration des fluides favorisant la
formation de structures par dissolution-précipitation (les contraintes incrémentales étant
contrôlées par des forces externes appliquées à la zone). Il semble donc que dans les zones où
il y a transfert par solution et microfracturation , le développement de fibres (silicates)
orientées joue un rôle important dans la formation d'une schistosité en contexte
métamorphique de faible degré.
En conclusion, nous retiendrons que la pression de fluide a été importante dans la
région de Kwademen vue l'ampleur du réseau de fracture d'extension en "crack-seal". Ces
fluides semblent très peu saturés car la remobilisation est assez faible; ceci conduit à des
implications sur les concentrations minérales que nous discuterons plus tard.
De l'aspect cinématique, il ressort que la croissance des fibres est incrémentale et
globalement rotationnelle au cours de 82. le's sections étudiées, les structures plissées qui
accompagnent parfois ces ouvertures (Kw14) et l'orientation de la plupart des fibres que
nous avons observées même dans les filons de quartz horizontaux, suggèrent que les
mouvements au cours du "crack-seal", comportent une composante subverticale (premiers
incréments) et une composante horizontale tardive par rotation des axes de la déformation.
1.2.3 • REGIME DE LA DEFORMATION
La symétrie de fabrique constitue un élément essentiel dans l'analyse de la déformation
finie. Cette symétrie est souvent utilisée pour déterminer le régime de déformation. Dans la
région de Kwademen, la nature des formations (méta-volcanites et méta-pélites) et leurs
transformations (importantes recristallisations) ne permettent pas d'utiliser certaines
méthodes classiques telles que l'orientation préférentielle de réseau. Ces O.P.R. concernent
essentiellement les minéraux déformés dans une matrice de ductilité équivalente; les
exemples les plus connus sont: le quartz dans les granites et tectonites quartzitiques, et
l'olivine dans les péridotites. Par contre il nous a été possible de trouver des échantillons
(contenant des porphyroclastes) adaptés à l'étude des O.P.F. (orientations préférentielles de
formes).
Méthode
L'étude des marqueurs rigides peut nous renseigner non seulement sur l'intensité de la
déformation, mais aussi sur son régime. L'O.P.F. est généralement représentée par un
histogramme de distribution de l'axe d'allongement des marqueurs (le plus grand Féret) en
fonction d'une droite de référence (par exemple la trace du plan de cisaillement) (conf.
Champenois 1989).
Dans le cas d'une déformation rotationnelle, la vitesse de rotation d'un marqueur
dépend de son rapport axial (Fernandez et aL, 1983). Dès lors, dans un système à deux (ou

ETUDE smUcnJRALE - 100-
plusieurs) populations de marqueurs de rapports axiaux moyens différents, soumis à une
déformation cisaillante, les axes principaux de chaque sous-fabrique ne sont pas confondus.
La population possédant le plus grand rapport axial tournera moins vite. L'écart angulaire
observable entre deux populations est, dans ces conditions, significatif d'une composante
rotationnelle de la déformation et peut renseigner sur le sens de cisaillement (Bouchez et
aL, 1986). L'utilisation de ce critère présente des restrictions que nous ne détaillerons pas
dans notre étude qui est une application de méthodes de calcul sur des ,objets naturels dont il
est pratiquement impossible (à l'état des connaissances actuelles) de déterminer avec
précision les paramètres intervenus dans l'histoire de la déformation des roches.
L'O.P.F. des populations de marqueurs sera utilisé, en cas de distribution
dissymétrique par rapport au repère structural, comme indicatrice du sens de mouvement.
Deux types de répartitions dissymétriques peuvent se présenter (conf. Champenois, 1989
pour plus de détails):
- le pic de la distribution (marquant le plan d'aplatissement) fait un angle avec la
Iinéation (assimilée à la direction de transport), le mouvement se fait alors dans le sens du
plan d'aplatissement vers la Iinéation.
- le pic de la distribution est situé sur la Iinéation (les plans d'aplatissement et de
cisaillement sont confondus), le sens du mouvement est alors indiqué par la dissymétrie de
la distribution.
L'O.P.F. des marqueurs de la déformation permet également de cerner les conditions
sous lesquelles s'est déroulé un épisode de déformation. Nous discuterons simultanément des
quatre facteurs dont dépendent l'O.P.F. d'un système (Ghosh et Ramberg 1976; Fernandez
1978, 1981, 1982, 1984, 1987; IIdefonse 1987; Passhier 1987); ce sont:
- le contraste de viscosité entre le marqueur et sa matrice;
- la densité des marqueurs.
- la forme de l'objet considéré;
- le régime (rotationnel ou non) et le type (plane, constriction, aplatissement) de la
déformation;
Le contraste de ductilité et la densité des marqueurs sont deux paramètres dont
l'importance est souvent soulignée mais ils sont difficilement quantifiables surtout dans le
cadre d'études de cas géologiques naturels (Gay 1968, Le Théoff 1977) (in Champemois
1989). Nous en discuterons alors à partir d'observations directes.
Le paramètre de forme est directement accessible par le rapport axial des marqueurs
(fig 20). Pour caractériser la forme des marqueurs, nous avons donc utilisé: - un
paramètre de sphéricité (roundness) qui est un nombre sans unité, égal à un pour un cercle;
roundness = P2 1 4"1t"S (p=périmètre; S=surface); - la taille de l'objet est déterminée
par son plus grand axe (pius grand Féret).

E1lJDE STRUCTURAI.E - 102-
fonction des contrastes rhéologiques entre les marqueurs et leur matrice et entre des
marqueurs de nature différente.
1.2.3.2 • Analyse des O.P.F.
Quatre échantillons (R9, Kw76, Kw71 et Kw66) (tableau 1) prélevés dans les
métavolcanites ont permis d'étudier le comportement des marqueurs rigides pendant la
déformation majeure. Le choix de ces échantillons tient compte de l'emplacement par rapport
aux perturbations des épisodes postérieurs et de la représentativité des objets à analyser.
• Zones monophasées
Les échantillons R9 et Kw66 (métabasaltes)- Les marqueurs utilisés sont des
vacuoles cristallisées en quartz, épidote et calcite. Nous considérons que ces vacuoles se
comportent comme des objets rigides dans une matrice moins compétente car des critères
entre autres, tels que les ombres de pression soulignent cet aspect (conf. étude des zones
abritées).
Dans les sections parallèles à la Iinéation et perpendiculaire à la schistosité (XZ) (fig 21 A­
B), la forme de ces objets est généralement variée (histogrammes des "roundness") avec
une dominante des populations de forme elliptique. Selon la taille des objets, il y a une
hétérogénéité de populations dont les rapports axiaux varient entre 2 et 7.5 dans R9 et entre
1.5 et 5 dans Kw66 (histogrammes des tailles et des rapports axiaux). Malgré
l'hétérogénéité de forme et de taille, les populations de ces vacuoles présentent une symétrie
quasi-parfaite et s'organisent en zone sur le plan de schistosité parallèlement à la Iinéation.
Ces critères sont ceux d'une déformation coaxiale. Dans les sections perpendiculaires à la
Iinéation (YZ) , la présence de vacuoles à section plus ou moins circulaires (rapport axiaux
compris entre 1 et 1.5) parmi les populations trapues, indique soit un faible taux de
raccourcissement suivant "Z", soit un effet de "circular form" (Elliott 1970) (fig 22); les
vacuoles très allongées (rapport axiaux entre 2.5 et 4.5) dans cette section, semblent
provenir d'un effet de coalescence dû à la forte densité des marqueurs ou d'un effet de
"narrow form" (Elliott op. cit.). L'observation directe montre en effet que certaines
vacuoles sont coalescentes. Ces considérations devraient nous amener à minimiser davantage
le rapport axial de l'ellipse de déformation sur cette section. Les histogrammes d'O.P.F
montrent une symétrie parfaite dans la répartition en zone sur la trace du plan de
schistosité dans R9; dans l'échantillon Kw66, la légère dissymétrie témoignerait d'une faible
composante décrochante dextre (la section YZ est horizontale).

ElUDE SfRUC1lJRALE - 103-

E'lUDE STRUCTURALE -107 -
L'échantillon Kw71 (métagabbro)- Les marqueurs analysés sont de nature variée
(amphiboles, feldspaths et opaques) présentant des tailles et des formes diverses
(histogrammes de roundness et de tailles) (fig 21). La fabrique de ces populations
hétérogènes ne présente ni orientation préférentielle, ni dissymétrie. Cet échantillon est un
gabbro. Les marqueurs utilisés semblent présenter un très faible contraste de viscosité;
étant plus ou moins rigides, des effets d'interaction peuvent minimiser l'intensité de l'OPF.
- Zones polyphasées
L'échantillon Kw76· Les marqueurs analysés sont des opaques (Pyrite) à bords
dentelles ou des cristaux en agrégats dispersés dans une matrice microlitique.
Dans la section XZ, ces marqueurs constituent une population de forme plus ou moins
homogène elliptique (fig. 21d); par contre, les tailles présentent plusieurs populations dont
les rapports axiaux varient entre 2.5 et 5.5. La répartition en zone de l'O.P.F sur la trace du
plan de schistosité montre une faible dissymétrie qui traduirait les manifestations d'une
composante rotationnelle verticale.
Dans la section YZ, la distribution des grands axes des marqueurs est symétrique par
rapport à la trace du plan de schistosité et souligne l'aspect unidirectionnel de la déformation
concentrée suivant l'orientation de la Iinéation.
Discussion et conclusion à l'étude des O.P.F
En général, sur les sections Xl, l'intensité de la déformation cisaillante est telle que le
grand axe des porphyroclastes est parallèle à la Iinéation dans le plan de la schistosité. Le
rapport axial moyen de l'ellipse (20) de déformation varie entre 2.5 et 3.5; le rapport
axial moyen des marqueurs (forme) est compris entre 3 et 5.
Les vacuoles ne peuvent cependant pas être considérées comme des marqueurs rigides
qui ne répondent que par rotation passive à la déformation; elles peuvent donc changer de
forme pour accommoder la déformation, auquel cas, le maximum de l'O.P.F. marquera
toujours la direction "instantanée" de l'étirement quel que soit le type de déformation
(lldefonse 1987). L'étude de la schistosité et des ombres de pression montre qu'il n'y a pas
de reliques d'anciennes traces de déformation qui ont été gommées par la recristallisation.
L'analyse des O.P.F. menée dans cette étude, présente donc une certaine crédibilité. Nous
pouvons en conclure que les premiers incréments de la déformation 81 se sont produits dans
un régime de déformation plutôt non rotationnelle bien que certaines sections YZ portent les
traces de rotation tardive (dissymétrie).

E11.JDE STRUC11JRALE
L'étude des O.P.F. ne nous renseigne cependant pas sur la forme et l'anisotropie
initiales des marqueurs que nous venons d'analyser; ces paramètres ont bien sûr des
implications sur les O.P.F. finies. Elliott (1970) a montré que sur une section (2D), pour
une même ellipse de contrainte, on peut obtenir des ellipses de déformation finie variant des
formes allongées aux formes circulaires; cette variation de forme est essentiellement
fonction de l'orientation initiale par rapport aux contraintes (fig 22).
01 e
bl
cl (f)
Initial Strain Final
Ellipses Ellipse Ellipses
with
-
mwith -
with -
dl (f) with -
-E:::)
Narrow
CD
Pre-circle Broad
- 0Circular
8
Post-circle'Broad
Figure 111-22 : Formes finales d'ellipses (Final Ellipses) après application d'une
contrainte constante sur des objets initialement elliptiques et orientés différemment par rapport à
la contrainte. Déformation passive de marqueurs en deux dimensions (Elliott, 1970).
Ces remarques nous amènent à considérer que le taux de déformation évalué par des
chiffres a surtout une valeur relative, permettant néanmoins de discuter les mécanismes de
la déformation El et éventuellement replacer cette déformation dans un contexte régional.
2 - LA DEFORMATION SEMI-DUCTILE A CASSANTE - Evènement EII
2.1 - LES FILONS DE QUARTZ
Les filons de quartz sont très fréquents dans la région de Kwademen et se retrouvent
dans toutes les formations. Ils sont souvent discontinus sous forme de bandes à quartz de 5 à
10 cm d'épaisseur en moyenne, mais certains filons généralement verticaux, peuvent
atteindre plus d'un mètre de puissance. Le manganèse est généralement associé au quartz.
Ces filons apparemment orientés dans tous les sens, présentent statistiquement plusieurs
familles de direction et de pendage (fig. 23).

E1UDE SfRUCIURALE - 109-
Figure 111-23 : Bloc diagramme présentant la position des filons de quartz
par rapport aux couloirs de déformation surimposée par 52.
1: formation schisteuse; 2: quartz; 3: granodiorite. Exemple de Bavila (FB).
- Les filons subhorizontaux, de direction E-W à N11 OOE sont perpendiculaires à Sm,
horizontaux ou à pendage vers le NNE; les filons de puissance décimétrique, présentent du
quartz et parfois de la tourmaline en fibres indiquant une croissance subverticale (fig. 2).
Au microscope, le quartz en fibre n'est pas déformé; le débit sous forme de surfaces de
fracture que l'on observe parfois dans les zones décapées parallèlement aux épontes de ces
filons, peut être un effet d'anisotropie créée par les fibres de colmatage.
- Les filons verticaux sont subparallèles à Sm et souvent broyés. Ils sont localisés soit
dans les charnières de plis P2 (bourrage), soit dans des zones de cisaillement (FB). Les plus
importants, de puissance métrique se retrouvent tout au long de FP, et présentent un quartz
blanc-laiteux avec du manganèse en enduit dans les zones très broyées; ces filons jalonnent
des bancs de quartzites. Par ailleurs, on trouve aussi de rares filons de direction ENE.
- Le réseaux de filonnets d'orientation diverse, correspondrait aux ramifications de
filons subhorizontaux et verticaux précédemment décrits.
- Les microfentes que nous différencions des joints, ont des ouvertures millimétriques
remplies de silice et de calcite; elles s'organisent en deux familles de direction et pendage: la
famille de microfentes de direction NE-SW est subverticale; l'autre famille a une direction
ENE-WSW et un pendage subhorizontal.

E1UDE S1RUC1URAI.E - III -
Discussion sur la genèse des filons
Nous discuterons de la genèse des filons de quartz de la region de Kwademen illustrée
sur deux échantillons (Kw14 et KR10) présentant des stades différents d'apparition du
réseau filonien (fig 24).
Il ressort de nos observations que les principaux filons de quartz sont:
- les filons verticaux suQparallèles à Sm, qui se forment dans des zones de friction:
• filons de bourrage de charnière syn-P2;
• filons parallèles à S2 et syn-S2.
- les filons Qui recoupent Sm, qui se forment dans des zones d'extension:
• filons subverticaux mais obliques en direction sur Sm;
• filons subhorizontaux syn-P2.
Notons toutefois que ces derniers peuvent se répartir en deux générations:
1°/ les fentes-filons par tronçonnement de schistosité, pré-S2, souvent replissées;
2°/ les filons non déformés.
Nomenclature des filons de quartz
Au Burkina Faso, on parle surtout de filons de quartz aurifère. Cela veut dire que ces
structures occupent une place importante dans la prospection aurifère. Dans le but de
"mettre un peut d'ordre" dans ce réseau de quartz filonien (à des fins de prospection), nous
proposons une nomenclature relative de la position des filons par rapport à la schistosité
régionale et non par rapport à l'orientation géographique et ainsi, étendre cette
nomenclature à d'autres secteurs ayant le même contexte structural.
Selon la classification de Hodgson (1989), Poulsen et Robert (1989), Robert (1990)
et Sibson (1990), les filons de quartz de la région de Kwademen peuvent être classés en
trois types principaux (fig 25).
-Les veines parallèles à la schistosité (fig 24) = "shear veins" que nous
retrouvons dans les couloirs de déformation souvent en bordure des bancs de quartzite dans
FP. Dans FB où ils sont également fréquents, ils soulignent la trajectoire des zones
surimposées par S2 avec une Iinéation d'étirement subverticale (déterminée dans
l'encaissant - fig. 11), sont tronçonnés en lentilles (cf. fig IV.4). Nous ne retrouvons pas la 1
même configuration de filon en "shear veins" telle que le décrivent les auteurs de la 1
classification; néanmoins les critères de cisaillement contemporain de la cristallisation de 1
sulfures dans une gangue siliceuse et la minéralisation en rubans délimités par S2 (cf. fig 'l'.•
IV.8 et IV.7), nous rapprochent beaucoup plus du cas des "shear veins". •
i'
i
1 1i

E1UDE S1RUcnJRALE -113 -
dissymétriques, à axe également plongeant. Les plans axiaux des P3 sont verticaux et sont
marqués dans certains couloirs par une schistosité de crénulation naissante. Les plans
axiaux de direction N30 à N80oE, indiquent une vergence senestre.
Discussion. S3 ne porte pas de Iinéation mais la géométrie des plis P3 à axes courbes
fortement plongeant, montre que ces zones correspondent à des couloirs de cisaillement
ductiles senestres (CDS) NE-SW observables uniquement dans FP. Les CDS semblent se
conjuguer avec de rares couloirs étroits de directions subméridiennes en cisaillement
dextre, mais alors non pénétratifs. Nous retiendrons de ces observations que l'événement EII
s'est produit dans des conditions thermiques plus basses que El.
2.3· LA DEFORMATION FRAGILE
Nous faisons une étude détaillée de la fracturation à partir de plusieurs approches: ­
une étude microtectonique permettant d'estimer le tenseur de contraintes et son évolution au
cours de l'apparition successive des différentes familles de failles; - une étude par
télédétection en utilisant les photographies aériennes afin d'élargir l'échelle d'observation et
d'en dégager les directions principales des fractures relevées sur le terrain.
2.3.1 - PHOTO-INTERPRETATION
Nous avons analysé huit photographies aériennes à l'échelle du 1/50000 pour établir
une carte linéamentaire de la région de Kwademen et des secteurs environnants (fig 26).
Référence des photographies aériennes: (gauche --> droite) N°: [9917-9915-9914];
[9732-9730-9729]; [9754-9756].
a) Les principales directions Iinéamentaires
Il ressort de la photo-interprétation, une répartition très irrégulière des linéaments
et de leurs directions, à priori en fonction de la nature de l'encaissant. Deux familles
principales de fracturation se dégagent:
- La famille de direction NW-SE apparaît sur toutes les photos, sans distinction de la
nature de l'encaissant. Néanmoins, elles sont mieux marquées en dehors des formations
schisteuses.
- La famille de direction NE-SW, très fréquente sur les séries schisteuses, est
discontinue et s'estompe aux contacts des mOles de granitoïdes.
b) Interprétation cinématique des linéaments
Une observation minutieuse des relations entre la fracturation (linéaments) et les
formations schisteuses permet de repérer des failles à rejets horizontaux (fig. 27).

ElUDE STRUCTURALE
- 114-
Figure 111-26 Carte linéamentaire de la région de Kwademen.

E'IUDE STRUCTURAlE -116 -
- deux directions principales à composante décrochante dextre comprises l'une de N40
à N7soE, l'autre entre N10S et N130oE.
2.3.2 - ETUDE MICROTECTONIQUE CASSANTE
a) Les données de terrain
Les directions Iinéamentaires, établies par la télédétection, se retrouvent au sol dans la
région de Kwademen. Nous décrirons les différents éléments de la fracturation (failles et
joints); nous insisterons sur les failles permettant de mieux interpréter la cinématique de
l'épisode semi-ductile à fragile.
Les failles
Les directions principales ont été mises en évidence par la rotation de la schistosité le
long de surfaces matérialisant des plans de failles; nous nous sommes également servi des
relations cartographiques (décalage de formations), des zones de broyage en tracés plus ou
moins continus et des marqueurs biologiques de fractures (plantes hydrophiles), pour
identifier certaines zones de failles.
La carte de fracturation présente plusieurs directions de failles (fig 28).
Les directions allant de E-W à NE-SW sont les mieux représentées et sont de sens
dextre; nous les étudierons en détail puisqu'elles semblent les mieux structurées sur le
terrain. Elles présentent une géométrie en "queue de cheval" à rejets hectométriques.
La faille de Kwademen (fk) au Sud, est marquée par le décalage E-W des couches
dans la Formation Pélitique et les métavolcanites de la Formation de Kwademen; la
trajectoire de cette faille est sinueuse et se termine en "queue de cheval" dextre.
La faille de Bavila (fb) au Nord; l'axe du décrochement a une direction moyenne
N700E est surtout souligné sur le terrain par des crochons affectant les séries schisteuses
de la Formation de Savila. Le prolongement SW de cette faille est très mal défini sur le
terrain; cependant la présence nombreuses "failles parasites", suggère plutôt une
terminaison en "queue de cheval".
Des failles en écaillages, jalonnent également de manière discontinue les bords Est et
Ouest de la formation FP; les contacts anormaux entre les couches marquent des mouvements
de failles à composante inverse.
La fracture de Batondo (fbt) NW-SE qui se suit sur plusieurs kilomètres, est
soulignée par un cours d'eau à tracé rectiligne, jalonné de plantes "marqueurs biologiques"
de points d'eau de profondeur (Ficus ou Figuiers dont les racines pivotantes recoupent les
sources d'eau à des centaines de mètres de profondeurs); en général, la présence de ces
végétaux sahéliens indique des fractures "ouvertes" gorgées d'eau dans les région de socle en
milieu' fissuré.

ETUDE srnUCTURALE
o
Bavlla
54mes
max= 11
-
Figure 111-28 Carte structurale de
formations birimiennes; (fb) = faille de Bavila,
et (fk) = failles en queue de cheval.
- 117-
la région de Kwademen. Failles recoupant les
(fk) = faille de Kwademen. (fbt) = faille de Batondo. (fb)
1 i
1
1
l f}
t 1t
1
1
1

E1UDE smUCIURALE - 119-
-Etape 2: On considère le tenseur Ta (étape 1) comme référence avec des paramètres
Phio, TetaO, gO et Ra; Ta est appliqué aux n plans choisis en modifiant les paramètres pour
minimiser l'angle de déviation. Une nouvelle sélection s'effectue.
-Etape 3: Le calcul des éléments (E, R, a1, a2, (3) caractéristiques du tenseur final T
s'effectue à partir de la dernière sélection (étape 2).
Le calcul des tenseurs de contraintes a été effectuée sur des miroirs de failles dont les
stries sont conservées; nous avons utilisé les critères de sens de mouvement d'après Petit et
al. (1983) et Petit (1987). Les failles mesurées tout au long de la Formation Pélitique
(FP) où elles sont le mieux visibles, s'organisent autour d'une direction moyenne NE-SW.
Pour déterminer le régime de déformation, nous avons pris pour référence la classification
de Guiraud et al. (1989) (tableau 4).
Les mesures de stries ont été regroupées en quatre (4) stations d'observations.
Résultats
Le traitement de données sur les différentes stations, met en évidence deux types de
tenseurs, l'un compressif et l'autre distensif (fig. 29), représentant deux stades successifs
qui marquent la formation des failles dans la région de Kwademen (tableau 4).
STATION stade Nb falli. E R réalme 0' 1 0' 2 0' 3
ST1 1 6190% SoS 0.8 4 150107 240101 338182
2 9190% 2 0 0.9 10 185105 70178 276111
ST2 1 - - - - - . -
2 7180% 9 0 0.4 12 194139 05150 100104
ST3 1 19180% SO 0.1 1 324106 233103 112183
2 . - - - - - -
ST4 1 10/70% SO 0.3 2 311112 219109 93175
2 - - - - - - -
Tableau 4 récapitulatif des tenseurs de contraintes calculés pour les deux
stades: 1: compression (03 vertical); 2: distension et/ou décrochement (01 et/ou 02 verticaux);
Nb falll.: nombre de failles / pourcentage des failles compatibles au tenseur calculé; E: écart
moyen en degrés entre la position de la strie théorique (calculée) et celle des stries mesurées; R =
02-03/01-03; les axes principaux des contraintes(01, 02 et (3) sont représentés par leur
direction/plongement; le régime de déformation porte un numéro de référence à partir du tableau
de classification des tenseurs de contraintes (représentation bidimensionnelle).

E1lJDE STRUCTURALE
5T3
ST2
§A ",.
- 120-
Compression
Extension
Figure 111-29: Carte structurale de la reglon de Kwademen. Tenseurs moyens:
compressIon (01); extensIon (03); stéréogrammes des failles analysées + axes principaux
du tenseur de contraintes: carré plein [1]: 0 1; cercle plein [3]: 0 3; triangle plein [2]: 0 2.
2

E1UDE STRUCTURALE
2.3.3 - INTERPRETATIONS
- 122-
Généralités sur la genèse et l'évolution des failles en queue de cheval
La géométrie des fractures sur les roches permet d'établir des hypothèses
d'interprétation sur l'origine et l'évolution de ces fractures. Les travaux de Granier (1985)
montrent que: -les failles apparaissent en général lors d'un cisaillement le long de plans
préexistants qui peuvent être une importante fracturation Goints, anciennes failles) ou des
microfissures (pores, limites de grains); l'intensité et la direction de contrainte sont
perturbées et des fissures apparaissent parallèlement au 0'1 local; -ce cisaillement entraîne
la formation de trajectoires moyennes de fentes en échelons qui rendent la roche moins
résistante et favorise la propagation de la faille; -la géométrie des fractures en "queues de
cheval" amortie les mouvements de la faille et favorise la formation de failles régionales par
un système de relais. D'autres auteurs (Byerlee, 1967; Masure, 1970), travaillant sur la
fracturation des roches, ont également montré qu'au-dessous d'un certain seuil de pression,
des fissures préexistantes peuvent être facilement réactivées et conduire à la formation de
nouvelles fractures.
- Cas de la région de Kwademen
Le stade en compression et la formation des joints NW-SE
Le calcul du tenseur de contraintes indique qu'à la fin de la déformation semi-ductile en
cisaillement décrochant senestre (CDS), la région de Kwademen était soumise à une
compression NW-SE avec 0'1 horizontal. Le système de fractures parallèles à fbt de
direction NW-SE, peut correspondre à des fissures apparues avec 0'1 qui se sont
progressivement amplifiées pour donner, à l'actuel, des zones cataclasées et des failles
conjuguées dextre - senestre.
Les structures préexistantes
La déformation semi-ductile (EII1) en cisaillement senestre (CDS) est caractérisée
par des plans de glissement verticaux de direction moyenne NE-SW. Les trajectoires
régionales de ces plans de glissement, sont parallèles aux failles fb et fk, suggérant une
réutilisation par ces dernières.
Evolution schématique de la fracturation
La déformation ductile (El) syn-métamorphique a créé une anisotropie régionale NE­
SW. La déformation fragile (EII) succède à l'événement (El) lors de la compression NW-SE
soulignée par les failles inverses de direction subparallèles à la schistosité régionale.

En.JDE STRUCTURALE
w
A
B
- 123-
Figure 111-30 : Hypothèse sur la genèse et l'évolution des failles. A: Phase
compressive: formation des fissures parallèles à (J 1; B: Phase distensive:1 : apparition de fentes
en échelon; 2 : formation des failles en queue de cheval; 3 : connection des failles en relais et
formation des failles régionales. .
En admettant que les formations de la région de Kwademen aient été soumises à des
déformations allant du contexte semi-ductile au contexte fragile sous les mêmes contraintes,
on peut suggérer "évolution suivante (fig.3DNB):
i
1
1 f
i
1 f
f
1
1
1 !
1
1

E'IUDE STRUC11.JRAIE - 124-
AI dans des conditions plus fragiles, des fissures (joints?) apparaissent
parallèlement à 01 (perpendiculairement aux failles inverses NNE-SSW) et jouent le rôle
de fentes de tension.
BI la phase distensive E-W en décrochement prend le relais et se forment les failles
dextres (type fb et fk) ENE-WSW qui vont se propager avec amortissement (queue de
cheval).
Dans ce schéma, les fractures qui leur sont perpendiculaires (type fbt) correspondent
à des ouvertures de tension comme cela est généralement le cas dans ce type de déformation
(Granier, 1985).
Remargue: les diaclases qui s'organisent en zone autour de la direction E-W
s'accommoderaient bien avec la phase distensive (03 horizontal). Ceci laisse penser que ces
fractures sont apparues tardivement par rapport aux failles.
2.3.4 • La fracturation à l'échelle régionale
La rosace des directions des failles repérées par télédétection, présente des directions
conjuguées dextres - senestres respectivement NE-SW et NW-SE; il y a une parfaite
corrélation entre la direction commune (dextre-senestre) autour de N1300E et celle de 01
déterminé par le calcul du tenseur de contraintes (fig. 31). L'étalement des directions
dextres est sans doute lié à l'allure en queue de cheval de ces failles reconnues sur le terrain.
Cette concordance entre les observations de terrain, l'étude microtectonique et le traitement
par télédétection, suggère que:
1°) les linéaments reconnus ont une signification et représentent réellement les
directions des failles et autres fractures;
2°) l'essentiel de cette fracturation est apparu au cours de la compression NW-SE
suivie de la distension E-W en décrochement dextre. Nous pouvons donc dire que les failles
en queue de cheval ont un caractère régional et l'aspect discontinu des linéaments suggère que
ces failles constituent un système en relais (cf. fig 1-3) et se retrouvent à l'échelle du
Craton Ouest-Africain:
-dans la ceinture de Boromo-Goren, Feybesse et al. (1989) M.F. Ouédraogo (1989)
ont décrit des directions régionales NE-SW de failles dextres sinueuses (03) qui coïncident
avec les failles en queue de cheval de la région de Kwademen.
-des failles dextres NE-SW ont été également décrites en Côte d'Ivoire et interprétées
comme un épisode post-décrochements senestres-subméridiens (Vidal, 1987); ce même
auteur décrit des fractures NW-SE à l'échelle de la Côte d'Ivoire, présentant parfois des
mouvements dextres ou senestres et présentant les caractéristiques des fractures du type fbt
de la région de Kwademen.

ElUDE STRUC1URAIE -126-
C • LA REGION DE KWADEMEN DANS LE CONTEXTE TECTONIQUE DE LA
1 - LA REGION DE PERKOA
CEINTURE DE BOROMO • GOREN
Deux ensembles pétrographiques sont généralement distingués dans les séries
birimiennes de Perkoa (Napon, 1988):
- un ensemble volcanique constitué de brèches andésitiques et d'andésites
métamorphisées, incluant des méta-basaltes et méta-dacites (rares);
- un ensemble volcano-sédimentaire fortement altéré avec des épiclastites fines, à
graphite ou manganèse, des sédiments pélitiques ou grauwackeux transformés en schistes,
des intercalations de quartzites d'origine détritique ou chimique avec ou sans manganèse.
Ces ensembles lithologiques sont semblables à ceux de la région de Kwademen
respectivement FK (formation à dominante de méta-volcanites) et FP (formation à
dominante de méta-sédiments). Nos observations ont porté sur trois stations; des coupes
structurales ont été effectuées d'Ouest en Est, à travers les collines du village de Perkoa et
plus au Nord, sur les collines de Guido (fig. 32).
Dans le gîte de Perkoa, les formations sont minéralisées en pyrite, sphalérite,
pyrrhotite, magnétite, galène et ont fait l'objet d'une étude géologique par sondage (Napon,
1988). A partir des échantillons orientés des sondages recoupant ces formations, nous avons
effectué des analyses de l'anisotropie de susceptibilité magnétique (ASM) afin de comparer
l'attitude des structures planaires et linéaires en profondeur, avec celles de la surface.
1.1 • LE VILLAGE DE PERKOA
STRUCTURES REGIONALES
L'inversion de relief caractérise cette zone où les formations volcano-sédimentaires
(formations pélitiques FP) sont marquées par un alignement de collines depuis l'Est du
village de Perkoa jusqu'au Nord dans les collines de Guido. Elles sont constituées d'une
alternance de schistes et méta-volcanites subverticaux de direction NE-SW. La schistosité
régionale (Sm) porte une linéation d'allongement (L1) plongeante vers le NE et des plis
(P1) d'axe plongeant de 50 0 vers le NE. Des couloirs de cisaillement senestres étroits (10 à
20m) de direction ENE-WSW et présentant des plis asymétriques à axes subverticaux,
recoupent ces formations. Les conditions d'affleurement ne permettent pas de décrire avec
précision la cinématique dans ces couloirs mais le mouvement senestre est interprété à
partir des décalages cartographiques "souples" des formations schisteuses (collines). La
fréquence de ces couloirs est également difficile à établir car un seul a pu être mis en
évidence.

ElUDE STRUCTURAlE - 129-
1.2 • LES COLLINES DE GUIDO
Les collines de Guido constituent le prolongement NE des formations du village de
Perkoa (fig 32). Les coupes ont été levées sur des collines composées essentiellement de
faciès lités altérés de teinte jaune, marron, violet. A l'Est de la coupe, les affleurements de
roches saines montrent, une alternance de niveaux décimétriques grauwackeux à
phénocristaux de feldspath et de niveaux chloriteux; les séquences à grain fin sont des
schistes carbonatés (méta-siltites). A l'échelle de la coupe, on a une alternance de schistes
sériciteux et de schistes chloriteux plus ou moins altérés. Ces formations montrent une
schistosité régionale (Sm) orientée NE-SW et présentent un boudinage que soulignent les
bancs de quartzite enfumé.
Les plis P2 forment des plis décamétriques, disharmoniques à axes plongeants de 45 à
50 0 vers le NE (fig 33C).
Les couloirs de cisaillement ductile sénestre (CDS) sont ici bien représentés avec une
direction principale N20 pour laquelle l'intensité de la déformation est plus forte (fig 33D).
Les couloirs cisaillants N70 (Village de Perkoa) ont ici une fréquence de plusieurs dizaines
de mètres et sont clairement soulignés par des plis P3 décimétriques à axes plongeant de 65 0
vers le NE (sommet de la colline). La Iinéation L3 associée à ces couloirs correspond soit à
une linéation d'intersection Sm-S3 plongeant d'environ 70 0 vers le NE, soit une Iinéation
d'étirement horizontale de plus en plus marquée en se rapprochant du couloir principal; ce
dernier type est souligné par l'étirement et le tronçonnement de phénocristaux de feldspath
dans les grauwackes, parallèlement aux axes de microplis (P3) coniques parfois en éventail,
sans schistosité (Est de la coupe).
Le couloir dit "principal" est donc marqué par une crénulation horizontale qui affecte
les microplis P2 (fig 33B); le sens du mouvement (senestre) est donné par les petites
fentes obliques (critères de Riedel (Petit et al. 1983)) ou des surfaces de glissement (fig.
33A) comparables aux plans CIS de Berthé et al. (1979).
1.3 • LE GITE DE PERKOA
Le gisement d'amas sulfuré de Perkoa est constitué d'une série lithostratigraphique de
méta-volcanites et méta-sédiments en contact avec une diorite quartzique; le niveau porteur
des minéralisations est fortement transformé par métamorphisme et hydrothermalisme
(Napon, 1988). La schistosité régionale (Sm) orientée N60 avec un pendage de 80 0 vers le
NW en surface aurait la même orientation en profondeur (Napon, 1988; Ouédraogo, 1989).
Nous présentons ici, les résultats obtenus par analyse de l'anisotropie de la susceptibilité
magnétique (ASM) afin de donner une idée de la position des éléments linéaires et planaires
le long du sondage PS48 qui recoupe le niveau minéralisé. La position spatiale de l'ellipsoïde
de susceptibilité magnétique peut nous renseigner sur les structures planaires et linéaires

E1UDE SfRUCTURALE - 130-
et sur la valeur de l'étirement maximal au niveau des minéralisations sulfurées, pendant la
déformation. Nous discuterons enfin sur l'allure probable de l'amas sulfuré et son extension.
Les sondages ont été réalisés par la société Penarroya et le BUMIGEB (Projet Perkoa,
1985) et l'échantillonnage a été effectué à tous les 100m le long du sondage PS48 sur des
carottes orientées replacées dans le référentiel géographique.
a) Données de terrain
Nous conservons la terminologie employée par le Projet Perkoa pour la description
lithologique et classons les différents faciès en deux groupes principaux constituant
l'encaissant du corps intrusif (diorite quartzique), affectés par la schistosité régionale NE­
SW subverticale qui se confond ici avec le litage stratigraphique:
c
--- --
Figure 111-34 : Structures de cisaillement (PS48/281.2) Gîte de Perkoa. Lai:
linéalion minérale; c: plan de cisaillement; Sm: schislosilé régionale. Noter les plis à axes courbe.
/
s

E1UDE STRUClURALE
Résultats
- 132-
Susceptibilité moyenne des échantillons • rôle des minéralisations sulfurées
Les analyses sont effectuées sur des faciès hétérogènes (méta-pélites et méta-volcanites).
Cependant, la susceptibilité magnétique présente des valeurs croissantes le long du sondage
vers l'amas sulfuré (tableau 6); elles sont très élevées dans la zone à minéralisation
disséminée (site PS48/409) et appréciables dans les zones très déformées remobilisant des
sulfures telles que les zones polyphasées où ces minéraux soulignent les plans de
cisaillement (site PS48/281.2); dans les zones broyées avec peu de remobilisation de
sulfures (site PS48/242.5), les valeurs sont plus faibles.
La susceptibilité magnétique du gîte de Perkoa est donc liée au degré de minéralisation
en sulfures. Lépine (1989) a montré que la pyrrhotite est le principal porteur de
l'aimantation dans ce type de faciès.
L'étude des minéralisations de l'amas sulfuré du gîte de Perkoa (Napon, 1988) a mis
en évidence que la pyrrhotite apparaît durant le métamorphisme régional et proviendrait de
la transformation lors du métamorphisme prograde de la pyrite primaire, que l'on retrouve
dans la minéralisation disséminée ou en exsolutions (parfois orientées). D'après le schéma
de l'évolution du métamorphisme proposé par Napon (opt.cit.), les minéraux ferreux tels
que la pyrite, la pyrrhotite, les spinelles zincifères, la magnétite, l'hématite, etc..., sont
syn-métamorphiques; ce sont des minéraux ferromagnétiques d'après la classification en
fonction de l'état magnétique (Rochette, 1983).
L'anisotropie de la susceptibilité magnétique (ASM)
Le taux d'anisotropie totale P = [(Kmax/Kmin)-1 ]*1 00 varie normalement en
fonction de l'intensité de la déformation. Ici, (tableau) les valeurs sont très variables,
soulignant soit l'hétérogénéité de la déformation, soit une variation liée au pourcentage de
sulfures dans la roche.
Le niveau supérieur du sondage
Le site PS48/107 (lave intrusive) présente une anisotropie linéaire (2.5%)
dominante horizontale différente de l'orientation de l'étirement dans le site mais portée
cependant par un plan subparallèle à la schistosité régionale (NE-SW subverticale). Cette
lave qui ne contient presque pas de minéralisation, montre un paramagnétisme avec un taux
d'anisotropie relativement faible (p=4%) dO probablement à des silicates ferromagnésiens;
ceci fait penser à une anisotropie purement magnétocristalline acquise pendant la mise en
place.

ETUDE SIRUCTURAIE -136-
des structures linéaires et planaires entre l'encaissant et ce pluton fait ainsi penser à une
mise en place syntectonique de ce dernier; la déformation à l'état solide suggère alors une
continuité tectonique incluant la mise en place.
Les plans d'ASM et les plans mesurés sur le terrain sont en général identiques; de
même, la Iinéation d'ASM correspond parfaitement à celle déterminée sur le terrain (fig
36). Ceci montre l'intérêt que présente cette méthode, notamment dans le cas où on a des
éléments ferromagnétiques tels que la pyrrhotite.
Conclusion à l'étude de la susceptibilité magnétique
L'ASM et les structures directement observées dans les sites, montrent que la
schistosité régionale (Sm) est un plan d'aplatissement NE-SW subvertical qui porte une
Iinéation d'étirement vertical. Sm est en général simple et s'exprime sous forme de
structures piano-linéaires alors que dans les zones de cisaillement, elle est plus ou moins
composite et la structure est Iinéo-planaire. La présence de plis à axes courbes (plis en
fourreau probables) et des formes sigmoïdes soulignent un cisaillement progressif
remobilisant les minéralisations sulfurées au cours des incréments.
Les zones fracturées traversées par le sondage PS48 semblent remobiliser très peu
les minéralisations sulfurées.
Régionalement, la schistosité Sm est parallèle à SO ou plan axial de plis sub­
isoclinaux. Dans le gîte de Perkoa, elle présente les mêmes caractères; ceci nous permet de
poser les hypothèses suivantes concernant l'extension possible du gisement:
L'amas sulfuré délimité à partir des données de sondages (fig 37), montre une forme à
grand axe très plongeant vers le NE; cette forme en lentille est compatible avec l'étirement
maximal déterminé par les ASM. Ce gisement distal (plissé isoclinalement ?) est
vraisemblablement tronçonné verticalement. Les réserves exploitables pourraient alors
avoir une extension en profondeur sous formes d'autres lentilles.
Discussion sur l'étude des structures dans la région de Perkoa
La schistosité régionale (Sm) a une évolution tectonométamorphique semblable à
l'événement El décrit dans la région de Kwademen. Certaines microstructures telles que les
"crack seal" (filons de quartz) n'ont pas été observés dans les stations étudiées; néanmoins,
le style de la déformation est comparable:
-La première surface tectonique S1 porte une Iinéation d'étirement (L1) plongeante
vers le NE parallèlement aux axes de plis P1. L'observation au microscope des ombres de
pression (L1) montre le caractère irrotationnel de cet épisode. Localement, dans les
couloirs de cisaillement (S2) (gîte de Perkoa) on a des critères de rotation.
-Les plis P2 décamétriques ont également des axes plongeant vers le NE.

ElUDE SIRUCTURALE -138-
-L'étude des collines de Guido a surtout permis de situer les décrochements senestres
(CDS) par rapport à la schistosité régionale Sm. Affectant les plis P2, les CDS créent des
plis P3 réduits à une crénulation dans les zones à plus forte intensité et développent parfois
une troisième surface S3 verticale et une Iinéation d'étirement horizontale parfois sous
forme de stries. On a un gradient de la déformation croissant sur une centaine de mètres vers
le couloir principal (subméridien) à l'Est des collines.
2 - LA REGION DE POURA
Nos observations ont porté sur trois localités situées autour du village de Poura. La
carte géologique (fig 38) établie par le syndicat BUVOGMI-BRGM (1983) présente deux
groupes lithostratigraphique en fonction des secteurs:
-à l'Ouest, le secteur de Balago et Poura-carrière, comprenant des séquences
volcaniques et des niveaux gréso-conglomératiques à pendage fort dont le granoclassement
observé dans les deux localités donne une polarité à priori inverse. La schistosité régionale
N40. 75 à 80E porte une linéation subverticale soulignée par l'allongement des galets du
conglomérat. Dans la carrière de Poura, une fine schistosité de fracture post-date la
schistosité régionale; elle apparaît localement en plan axial de plis aigus P2. Des failles N-S
à N150 subverticales recoupent ces formations et des plis d'entraînement associés indiquent
un jeu à composante dextre. Enfin, on a parfois une schistosité frustre de type fracture
N150 subverticale et un plissement ouvert métrique à décamétrique d'axe peu plongeant qui
reprend les structures décrites précédemment.
-à l'Est, le secteur de Loraboué se compose de métalaves acides à basiques recoupées
par des filons de gabbro. La coupe que nous y avons effectuée, montre un regroupement de
faciès semblables à ceux de la formation de Bavila (FB) de la région de Kwademen. La
polarité établie sur les pillows lavas à l'Ouest de la coupe et d'autres observations à l'Est,
permet d'interpréter cette région comme une structure majeure antiforme à axe très
plongeant. Dans tous les cas, la schistosité régionale N10 à N20, porte une Iinéation
d'allongement fortement plongeante (80°) vers le Sud. A l'Est, la coupe passe part une zone
où la schistosité régionale est replissée en plis asymétriques subverticaux en "Z"
hectométriques (en mouvement dextre subméridien à NW-SE) délimitant un couloir mal
défini cartographiquement.

E11JDE srnUCTURAIE
- 139-
Figure 1·4 : Ceinture blrJmlenne de Boromo-Goren.
Figure 111·38 : Schéma géologique de la région de Poura. (modifiée d'après la
carle du BRGM). 1: quartzite: 2: formations tuffacées; 3: hydrothermalite; 4: dacite et basalte;
5: andésite; 6: roches ultra basiques; 7: gabbro; 8: granitoïdes.

E'lUDE SfRUCTURAIE -140-
La déformation finie
L'analyse de la déformation finie a été effectuée sur les micro-conglomérats des
secteurs de Poura-carrière (KR81, Pou1) et 8alago (sondage 85/56.3) (tab/. 3). Des
mesures complémentaires ont été effectuées directement sur des brèches du secteur de
Loraboué (L04).
L'ellipsoïde de déformation est de type plane; au contraire, on note de la constriction
dans les conglomérat de Poura. La valeur de l'intensité moyenne (DR paramètre d'intensité
de Ramsay; cf. 3ème partie) varie autour de 1.
L'étude de l'OPF contribue à "estimation du régime de la déformation et nous
présentons ici les résultats obtenus sur un échantillon sélectionné (KR81).
Plusieurs sections de roche ont été analysées en lame mince et les données sont
regroupées pour deux types de marqueurs à compétence inégale: amandes de quartzites d'une
part, et divers fragments "mous" d'autre part.
Dans les sections XZ (parallèles à la linéation d'allongement):
- les amandes de quartzites (KR81 Q) ont un comportement rigide et présentent des
formes sub-circulaires à allongées (l'indice de sphéricité = 1.5 < ROS; cf. 3ème partie);
leur taille est plutôt homogène (histogrammes TAILLE) (fig. 39a).
- les fragments divers (KR81 V) ont un comportement passif dans la déformation et
sont très étirés; ils ont des formes elliptiques et des tailles plus ou moins égales
(histogrammes) (fig. 39b).
Les grands axes de ces objets (rigides et passifs), sont orientés en zone autour du plan
de schistosité majeure et sont parallèles à la Iinéation d'allongement. Sur les histogrammes
d'orientation, de légères asymétries, contradictoires entre les éléments rigides (KR81 Q­
OALOXZ) et les éléments passifs (KR81 V-OALOXZ), suggèrent deux sens conjugués en
régime de déformation coaxiale,
Dans les sections YZ (perpendiculaires à la Iinéation d'allongement), indépendamment
de leur rhéologie, il n'y a pratiquement pas d'orientation préférentielle des grands axes des
objets (histogramme d'orientation des grands axes en prenant en compte la longueur des
axes: OALO).
Conclusion à l'étude de la déformation finie
L'orientation préférentielle de forme (OPF) dans les sections XZ et YZ suggère une
déformation globalement non rotationnelle. Les résultats obtenus sur les échantillons P1 et
85/56 sont également compatibles avec cette conclusion bien qu'ils proviennent de zones
parfois très perturbées par la fracturation post Sm (Pou1).

ETUDE STRUC1URALE - 141 -
Figure 111-39a : Histogrammes des paramètres calculés (KR810XZ). RDS:
roundness (= indice de sphéricité); TAILLE: longueur du plus grand axe (pixel); OALO: orientation
du plus grand axe en tenant compte de la longueur (taille); PO P: population sur la secrtion
correspondante.

E1l.JDE STRUcnJRALE - 143-
La schistosité régionale (Sm) NE-SW subverticale dans la région de Poura, marque un
plan d'aplatissement NE-SW; cet épisode est surtout caractérisé par un étirement
subvertical à fortement plongeant vers le SW et subparallèle aux axes des macro-plis.
Discussion La schistosité régionale présente les mêmes caractéristiques tectono­
métamorphiques que Sm de la région de Kwademen. Par contre, nous n'avons pas retrouvé les
décrochements senestres (CDS) beaucoup plus fréquents dans la partie médiane de la
ceinture de Boromo-Goren.
3 • LA REGION DE ZAM
La station d'observation se situe au Nord du village de Zam (fig 38) où affleurent
uniquement de méta-grès conglomératiques à galets de granitoïdes; Le litage primaire est
souligné par l'alternance grès-conglomérats. Dans cette formation les biotites vertes du
métamorphisme soulignent le rubanement microscopique à lits de quartz-feldspaths et
biotites. De rares micas blancs parfois kinkés, sont orientés comme les biotites dans le plan
de la schistosité ou sont parfois sécants sur celle-ci. En section YZ on note une orientation
préférentielle de certaines biotites fortement oblique sur S1 qui suggère une autre direction
de schistosité (discrète).
La schistosité régionale est N70. 80N porte une linéation verticale, minérale (quartz
+ biotite) ou d'allongement des galets. Le tronçonnement avec remplissage de fibres de
quartz des fentes sub-horizontales de ces galets suggère une extension verticale.
La déformation finie
L'analyse de la déformation finie effectuées sur les feldspaths de la matrice méta·
gréseuse des conglomérats (Z2) et sur tous les minéraux des métagrès (Z1) (méthode de
Fry), indique des ellipsoïdes de déformation biaxiaux ou aplatis (tableau). L'orientation
préférentielle de forme (OPF) des minéraux montre des critères de déformation
irrotationnelle (fig 40).
Discussion L'étude du secteur de Zam a pour but de comparer des structures d'échelle
régionale dans la ceinture de Boromo-Goren.
Du point de vue de la déformation, S1 présente ici des similitudes avec Sm de
Kwademen, notamment le boudinage dans la schistosité, l'apparition de fentes à quartz
orientées perpendiculairement à la Iinéation d'allongement, soulignant une direction
d'extension subverticale. Par contre, cette déformation a lieu durant un métamorphisme
plus élevé (proche de du faciès amphibolite) que dans la station de Kwademen. Notons que
cette zone est bordée de granitoïdes syn à post-tectoniques (Ouédraogo. 1975) qui
pourraient être responsable de ce fort degré.

ElUDE STRUCTURALE - 145-
4 - QUELQUES GRANITES LE LONG DE LA CEINTURE DE BOROMO-GOREN
Dans cette partie nous présentons une étude succincte de trois granites situés le long
de la ceinture birimienne de Boromo-Goren. Les granites de Kyon et de Ralo ont été datés
(méthode Rb-Sr). Nous insistons essentiellement sur l'analyse du taux de déformation dont
les données sont regroupées dans le tableau ci-joint.
4.1 - Le granite de Kyon
Le granite de Kyon est situé à une vingtaine de kilomètres au nord de la région de
Kwademen; il est reconnu sur plus d'une dizaine de kilomètres et recoupe aussi bien
l'ensemble volcanique que l'ensemble volcano-sédimentaire(analogues aux formations
métamorphiques de Kwademen) qu'il métamorphise (Napon, 1988). La station d'étude,
plusieurs centaines de m2, est située au Nord du village de Kyon (piste Kyon - Perkoa) (cf.
fig. 11-7). C'est un massif rose, folié et recoupé par des filons aplitiques de même
minéralogie que le granite, de direction NNE à NE.
4.1.1 - Macrostructures
Le granite de Kyon, déformé à l'état solide, présente une fabrique de forme soulignée
par l'allongement des cristaux de quartz; elle est plus ou moins conforme avec la schistosité
régionale (Sm) de l'encaissant qui est en moyenne N70 verticale; la Iinéation d'allongement
dans le granite, plonge d'environ 45 0 vers le NE. Des couloirs cisaillant décimétriques,
laminés affectent le massif. Selon l'orientation, le sens du mouvement et le degré de
propagation, on peut distinguer plusieurs types de couloirs:
a) • Les couloirs principaux d'extension hectométrique, réutilisant parfois les plans
des filons aplitiques, ont des directions courbes de N70 à N20 0 E; la virgation de la foliation
le long de ces couloirs, indique une composante senestre (fig. 41).
b) - Les couloirs secondaires, discontinus, montrent une intensité de déformation
plus faible que les précédentes (l'estimation de l'intensité de déformation est faite par
rapport au degré de mylonitisation apparent). Ces couloirs sont répartis selon deux
directions conjuguées: N50 0 E senestre et N150 0 E dextre. Certains couloirs discontinus sont
des shear-zones potentielles soulignées par des fentes en échelon réparties en moyenne selon
la direction N150 0 E (fig. 41).
Une famille de fractures N130 0 E subverticale post-date ces couloirs mylonitiques.

E11.JDE STRUC11JRALE
4.1.3 - Analyse de la déformation finie
Dans les couloirs mylonitiques, la Iinéation n'est pas évidente à définir. A l'échelle de
l'affleurement ou de l'échantillon, des sections perpendiculaires (horizontales et verticales)
dans ces zones, montrent sensiblement le même rapport axial sur les phénocristaux de
quartz (k = 0.01). Le débit est en feuillets (S>L). Ces critères sont ceux d'une déformation
par aplatissement. La linéation d'allongement indiquant des conditions constrictives (k > 2),
est mieux marquée en dehors des zones mylonitisées.
Discussion et conclusion à l'étude du granite de Kyon
D'après les travaux de Mitra (1978), Simpson (1985) (in Gapais, 1989) les
structures et microstructures décrites dans cette zone, sont classiquement observées dans
les faciès schistes verts et selon Voil (1976) ils apparaissent représentatifs des domaines
transitoires entre comportement superficiel fragile et comportement ductile de la croûte
granitique.
A l'échelle du secteur étudié, il apparait donc un modèle de déformation continue dont
les derniers incréments synmétamorphiques le sont par aplatissement (forme de l'ellipsoïde
de déformation et caractère synchrone des familles conjuguées de couloirs à composante
cisailiante senestre et dextre).
Dans le contexte régional, ce granite est anté déformation semi-ductile EII1 (CDS);
la déformation fragile EII2 qui l'affecte tardivement est soulignée essentiellement par les
plans de cassures N130 0 E connues dans la région de Kwademen. Il est alors raison,nable de
situer la mise en place du granite de Kyon (cisaillé à froid) dans le cadre de la déformation
ductile El (schistosité régionale 51-52).
4.2 - Le granite de Ralo
4.2.1 • Observations générales
La station d'étude est située en bordure de la route-Nationale Ouaga-Koudougou, entre
les villages de Ralo et de Ramongo. La roche saine est accessible grace aux travaux de
carrière effectués à l'Est de l'affleurement.
Hololeucocrate à mésocrate. ce "granite à plus de 50% de microcline, présente un
rubanement ESE à SE avec un pendage 50 0 vers le SW; ce rubanement est marqué par des lits
de micas (biotite essentiellement) alternant avec des lits quartzo-feldspathiques. La texture
interne de la roche montre une déformation à l'état visqueux: quartz et feldspath
magmatiques orientés selon le plan de cisaillement; l'orientation des biotites souligne parfois
des plans CIS de Berthé et al. (1979). Des filons aplo-pegmatitiques roses recoupent ce
massif.

E1lJDE STRUC1URAIE -148-
L'affleurement présente des couloirs cisaillants centimétriques dont le sens est
marqué par les virgations du rubanement indiquant un mouvement dextre-normal; ce sont
des "shear-zone potentielles" plus ou moins régulières, de fréquence d'environ SO cm. De
rares surfaces NSO. SSSE à composante senestre dominante affectent également le
rubanement et partois, réutilisent des filons aplo-pegmatitiques.
4.2.2 • Transformations minérales et conditions thermiques
Les lits de biotites vertes qui soulignent le rubanement, portent de rares lamelles de
chlorite. Les feldspaths sont partois altérés partiellement et présentent des amas de micas
blancs (sériciteux). La biotite verte est syntectonique et semble refléter les conditions du
métamorphisme général (faciès schistes verts) connu dans la ceinture de Boromo. Les
transformations minérales décrites ci-dessus, marquent un phénomène rétromorphique de
basse température.
4.2.3 - La déformation finie
Dans la carrière, le rubanement (mieux exprimé au SE) disparaît localement au
cœur de l'affleurement.
Le taux de la déformation a été mesuré à l'analyseur d'image (cf. chap. 3).
Dans les zones sans rubanement (RG), la fabrique de forme, non observable
macroscopiquement, a été mise en évidence par cette technique de calcul et montre que les
cristaux de quartz ont un rapport axial moyen (RA XZ = 2); dans les zones rubanées (R1),
ce rapport est plus important (RA XZ = 3) (tableau). Le type de déformation varie du
cisaillement simple (KR=0.G4) (zones non rubanées) à l'aplatissement pur (KR=0.11)
dans les rubans, pour des intensités relativement faibles (DR=0.G7 et 1.11) (tableau).
L'orientation préférentielle de forme (OPF) des minéraux dans les zones rubanées indique
une déformation rotationnelle à composante dextre ; l'étirement maximal est oblique
d'environ GO° vers le SW.
Ce résultat est en accord avec l'étude microscopique des lits de biotites qui soulignent
des structures de plans C/S. Dans la zone cisaillée (RG), l'OPF ne présente pas de
dissymétrie permettant de déterminer à coup sûr, un sens de transport de la matière; dans
tous les cas cependant, l'étirement est subvertica!.
4.3 - Le granite de Nianguela (Guibaré)
Situé dans la courbure Nord de la ceinture de Boromo-Goren (à l'Est du segment de
Goren), le granite de Nianuela affleure dans les formation volcano-sédimentaires (S.L.). Les
contacts avec l'encaissant ne sont pas définis à cause de l'altération. Néanmoins la schistosité
régionale est verticale de direction moyenne N800E.

E1lJDE S1RUCTURALE
Cette station nous a simplement permis de mesurer le taux de la déformation dans le
couloir métrique mylonitique orienté N35. 50 SE, qui affecte le granite (tableau).
Conclusions à l'étude des granites
D'après les considérations minéralogiques, le granite de Kyon a subi des conditions de
métamorphisme supérieur à celui de Ralo qui ne présente qu'une faible rétromorphose du
métamorphisme général (schistes verts) connue dans la ceinture birimienne de Boromo.
Les observations que nous venons de faire sur les granites sont insuffisantes pour
donner la position exacte de ces massifs par rapport au contexte tectonométamorphique
majeur de la ceinture de Boromo-Goren. Néanmoins, les critères minéralogiques et nos
observations de terrain (très locales) permettent de situer approximativement ces
granitoïdes par rapport à la déformation semi-ductile EII2 marquée régionalement par les
décrochements senestres (CDS):
-Le granite de Kyon présentant des transformations clairement marquées par la
rétromorphose du métamorphisme général et une déformation à l'état solide par les CDS, est
antérieur à cette dernière. Il est vraisemblablement syn-E/.
-Le granite de Ralo est très peu affecté par le métamorphisme général (traces de la
rétromorphose) mais présente une fluidalité syntectonique dont les critères cinématiques
(direction de transport) sont comparables à la déformation semi-ductile à fragile El/. Ce
granite pourrait être classée tout au plus, syn-décrochements senestre/dextre semi­
ductiles.
Ces granites présentent un âge de 1985 Ma (Rb-Sr). La déformation semi-ductile EII
(décrochements) se situe vraisemblablement dans la limite de cet âge.

CONTROLE STRUCTURAL DES MINERALISAllONS
Partie IV
Cette partie est consacrée à l'étude du mode de gisement des minéralisations sulfurées
et aurifères par rapport aux structures.

SfRUCfURES ET MlNERAIJSATIONS -151-
1 • Cadre géologique
2 - Cadre structural
3 - Nature et dimension du gîte
SOMMAIRE
A - PRESENTATION DU GITE DE KWADEMEN
B - MODES DE GISEMENT DES SULFURES ET DE L'OR
152
152
154
1 - Minéralisations en roche 155
1.1 - Forme disséminée 155
1.2 - Formes semi-massives rubanées 157
2 - Minéralisations en veines 158
2.1 - Forme fissurale 158
2.2 - Filons de quartz aurifères 160
3 - Discussion sur les associations minérales et leur mode de gisement 162
C - STRUCTURES ET MINERALISATIONS
1 - Minéralisations disséminées et schistosité S1 (EI1)
2 - Sulfures aurifères semi-massifs
dans les zones de cisaillement S2 (EI2)
3 - Les filons de quartz aurifères
D - INTERPRETATIONS ET DISCUSSION
1 - Dimension du gîte et répartition des minéralisations
2 - Position de l'or au cours des événements El-El!
3 - Comparaison avec d'autres gîtes aurifères
164
165
167
169
170
171

STRUCIURES ET MINERALISATIONS -152-
L'analyse du contrôle structural des minéralisations de la région de Kwademen nous a
amené, dans un premier temps, à classer celles-ci en fonction de leur position dans les
structures tectoniques régionales. Afin de mieux cerner les anomalies, nous avons aussi tenu
compte de la nature des formations encaissantes. Parmi la trentaine de sections polies
étudiées, effectuées à partir d'échantillons sélectionnés dans les sondages carottés, cinq ont
été analysées en détail à la microsonde électronique (CAMEBAX - Université de Clermont­
Ferrand). Cette dernière étude a d'abord précisé les relations entre paragenèses et chimisme
des espèces minérales, avant d'arriver au problème de leur insertion dans l'histoire
structurale. Nous insisterons sur l'étude du comportement de l'or, tant natif qu'en traces
dans les sulfures, car c'est le métal recherché dans le district.
Deux séries d'analyses à la microsonde ont été effectuées : l'une à comptages de 10s
pour tous les minéraux, et l'autre à 20s, pour le dosage des éléments mineurs dans les
sulfures associés à l'or natif. Au cours de ce traitement, nous avons eu des difficultés liées
aux impuretés. Le changement du temps de comptage a pu entraîner la disparition ou
l'apparition de certains éléments chimiques dans les résultats. Dans le seul cas de l'alloclase
(glaucodot riche en cobalt), nous avons été amenés à retenir des résultats ne bouclant pas à
100%.
1 • Cadre géologique
A • PRESENTATION DU GITE DE KWADEMEN
La région de Kwademen présente trois formations principales (cf. partie Il):
_1°/ la formation de Bavila (FB) à l'Ouest, est constituée de métarhyolites
/métarhyodacites, de métabasaltes et de métapélites;
_2°/ la formation pélitique, en position intermédiaire, formée essentiellement de
séries litées silico-ferrugineuses à manganèse;
_3°/ la formation de Kwademen (FK) à l'Est, composée de métabasaltes, de
pyroclastites de nature dacitique et de schistes noirs.
Les deux formations à faciès métavolcaniques dominants (FB et FK) sont recoupées par
des filons de dolérites, gabbros, dacites, rhyolites, granophyres et granodiorites.
2 • Cadre structural
La déformation est marquée par deux événements principaux (cf. partie III):
_1°/ l'événement El, contemporain du métamorphisme général dans le faciès schiste
vert, est marqué par la schistosité régionale 81/82 NE-8W verticale; cet événement est
caractérisé par un étirement et un cisaillement subvertical.
_2°/ l'événement El! est marqué par des mouvements subhorizontaux dans un contexte
semi-ductile à cassant dans un contexte plus superficiel.

STRUC1lJRES ET MINERALISATIONS -154-
3 • Nature et dimension du gite
La répartition des minéralisations analysées (or, cuivre et zinc) est représentée sur
la carte de géochimie établie par Seguin (1983, modifiée par M. F. Ouédraogo 1989) (fig.
1). Les investigations à différents niveaux de profondeur montrent que l'or et les sulfures
peuvent se trouver à des teneurs très variables dans toutes les formations supracrustales
reconnues en surface et jusqu'à une certaine profondeur d'altération. Le projet UNRF
(Rapport Final-Fonds N.U. 1984) a surtout travaillé au niveau de la formation de Bavila.
Les sondages diamantés carottés (FAR) recoupent des niveaux minéralisés subparallèles à la
schistosité régionale ou des filonnets de sulfures. Le résultat de tous ces travaux aboutit à la
conclusion que la minéralisation aurifère est associée au quartz filonien recoupant
indifféremment toutes les formations (métavolcanites, métasédiments et granitoïdes). Ces
filons contiennent en général de la pyrite occasionnelle et de la sphalérite. Les teneurs
maximales en éléments mineurs et en traces sont: Pb : 1.54 %, Cu : 0,13 %, Mo : 0.06 %,
Ag : 51g/t et Au :11g/t. Les auteurs précisent aussi que tous les filons de quartz ne sont pas
minéralisés. Ils notent également que certains corps intrusifs acides (granodiorite)
présentent de fortes teneurs en or (supérieures à celles de l'encaissant). Le quartz blanc
laiteux domine dans les filons, le quartz gris sub-translucide étant plus rare.
B • MODES DE GISEMENT DES SULFURES ET DE L'OR
LES MINERALISATIONS
L'étude des sections polies a été réalisée au microscope à réflection pour déterminer la
minéralogie puis à la microsonde électronique pour la confirmer et évaluer les teneurs en
principaux éléments chimiques majeurs et mineurs. Indépendamment de la nature des
formations encaissantes (métavolcanites et métasédiments), les minéraux essentiels sont
des sulfures : pyrite [Py], pyrrhotite [Po], chalcopyrite [Cp] et plus rarement des
arséniures telles que le glaucodot [GI] sous sa forme alloclase (22 à 32% Co). L'or [Au]
natif a été rarement observé et se trouve souvent associé aux sulfures; mais de bonnes
teneurs en or sont présentes dans les sulfures. Leur variations seront discutées au cours de
l'analyse des relations paragénétiques entre les différents minéraux.
LE MODE DE GISEMENT
Les minéralisations aurifères et sulfurées se présentent sous trois formes essentielles
(dissémination, fissures, filons de quartz) que nous regroupons en deux modes principaux:
- les minéralisations en roche (forme disséminée et forme semi-massive rubanée);
- les minéralisations en veines (forme fissurale et filons de quartz aurifères).

SfRUC1URES ET MINERALISATIONS
1 - Minéralisations en roche
Ce terme est uniquement descriptif et ne préjuge pas de l'autochtonie du minerai.
1.1 - Forme disséminée
L'échantillon KS32/42.S a été prélévé à une quarantaine de mètre de profondeur dans
des basaltes peu déformés de la formation de Kwademen. La section présente une association
glaucodot (alloclase) et d'or natif englobés par la pyrrhotite qui serait donc postérieure.
§ .Au § .Au
%90.00
A
%80.00
B
'0.00 '0,00
70.00 70,00
60.00 &0,00
50.00 50,00
40.00 40,00
30.00 30,00
20.00 20,00
D,DO
56
10,00
D,DO
57
60
• @
•
fiaure IV-2 : Association minérale (KS 32/42.5): Au: or jaune; AuR: or -rouge-;
Po: pyrrhotite; Ali: alloclase; min. ro.: minéraux constituant le métabasalte; points d'analyses
sur profils: profil A (48-->56), profil B (57-->60); a) vue d'ensemble; b) agrandissement au
niveau des profiles; c) histogrammes des teneurs en Au et Ag selon les profiles. (Dessin d'après
microphotographie)

SfRUCnJRES ET MINERALISATIONS
- L'alloclase présente des formes sub-automorphes. Les teneurs en cobalt y sont très
élevées [Co: 30%]. Certaines analyses présentent des teneurs en or qui pourraient être dues
à des effets mécaniques (écrasement de l'or voisin sur les autres minéraux pendant le
polissage ?) ou des inclusions submicroscopiques d'or.
- La pyrrhotlte montre des teneurs en or irrégulières. Il est donc difficile de faire la
part des choses entre les défauts d'analyse et la présence d'impuretés naturelles ou
introduites par le polissage.
Nous avons vu que l'observation directe au microscope montre que la pyrrhotite croît
en englobant les deux autres minéraux (à noter que les limites de la pyrrhotite sont mal
définies sur la figure). Aussi, avons-nous effectué des profils à travers ces trois espèces
(pyrrhotite, or natif et alloclase), selon deux directions croisées, afin de comparer leurs
compositions chimiques (fig. 2c) :
-le profil [A] recoupe l'or libre, l'alloclase et une de ses inclusions d'or
(histogramme). Ce profil montre une stabilité des teneurs en Ag aussi bien dans l'or natif en
grandes plages, que dans ses inclusions. Celles-ci sont donc bien des inclusions et non une
pellicule superficielle d'or, appliquée mécaniquement de manière plus ou moins irrégulière
et mêlée d'alloclase. Les relations or-arséniure de cobalt suggère enfin que l'alloclase a
cristallisé en englobant des éléments aurifères. Cependant, une interprétation alternative
fréquemment proposée est que les inclusions d'or proviennent de phénomènes d'exsolution.
-le profil [B] ne montre pas de relation nette entre l'or natif et la pyrrhotite.
1.2 -Formes semi-massives rubanées
L'échantillon KS14/86 provient d'un sondage recoupant à une cinquantaine de mètre
de profondeur, une zone mylonitisée dans la formation de Bavila. La minéralisation en ruban,
est composée essentiellement de pyrite automorphe à inclusions siliceuse, de chalcopyrite ou
de pyrrhotite (fig. 8).
L'analyse à la microsonde (tableau 2) montre la présence d'Au dans la pyrrhotite (>10
g/t), où cet Au est souvent corrélé avec l'Ag. Dans la pyrite, on dépasse les 500 ppm d'Au,
mais ce dernier et l'Ag semblent indépendants.
Discussion sur les relations entre les minéraux dans KS 14/86
La pyrite (parfois aurifère) est tardive par rapport à la chalcopyrite et la pyrrhotite.
L'or natif se trouve dans les inclusions en même temps que la chalcopyrite et la pyrrhotite,
ce qui suggère une association précoce de ces trois minéraux.

STRUCIDRES ET MINERALISATIONS -162-
3 - Discussion sur les associations minérales et leur mode de
gisement
Les analyses qualitatives en nombre restreint que nous venons d'effectuer, au delà des
difficultés rencontrées {il est difficile de faire la part entre les substitutions entre éléments, les
inclusions d'autres minéraux qui peuvent se faire - au cours de la croissance, • par démixtion au
cours du refroidissement • par altération, - par introduction après cataclase ou • par introduction
mécanique (sciage, polissage)} vont nous amener à proposer quelques hypothèses sur les
caractéristiques des sulfures et de l'or dans la région de Kwademen. Les résultats montrent
que :
- l'or natif argentifère est inclus dans la pyrite tardive. Il peut contenir des traces de
soufre et d'arsenic lorsqu'il est associé à l'alloclase (traces ou inclusions
inframicroscopiques de sulfures, ou pollution mécanique ?).
- la pyrrhotite précoce (en inclusions dans la pyrite) a des pourcentages de Fe et 5
variables, ce qui est fréquent et des teneurs irrégulières en or. La présence du plomb
(échantillons K58/111.4, K514/86) [Pb>1%] Y semble anormale, mais elle peut être mise
en relation avec l'anomalie plombifère dans la formation de Bavila (FB) (travaux du Projet
LlNRF) où on a rencontré de la galène.
- dans tous les minéraux analysés, on retrouve des teneurs de nickel [0.1 %

STRUC1URES ET MINERALISATIONS -165-
En conclusion, la pyrite syn-51 semble souligner la schistosité de flux au même titre
que les néoblastes de phyllites. Par contre, la pyrite qui se présente en lentilles (agrégats)
ou qui est tronçonnée, ou sur laquelle se développent des queues de cristallisation, a une
position ambigüe par rapport à la schistosité, et montrerait donc une histoire plus
complexe. Néanmoins, dans certains cas, on note en bordures des zones de cisaillement, une
cristallisation progressive de sulfures (pyrite, chalcopyrite, etc) au cours de 51 et 52 (fig.
6) .
histoire.
L'or natif associé aux sulfures dans les basaltes (K532/42.5) présente la même
2 - Sulfures aurifères semi-massifs dans les zones
de cisaillement S2 (E12)
Les sondages recoupent des couloirs étroits subverticaux porteurs de minéralisations;
ex: FAR1 et FAR5 recoupent un couloir de sulfures semi-massifs à environ 20% de pyrite,
pyrrhotite et magnétite, reconnu en surface (tranchée T1) (fig.7). La minéralisation se
concentre dans le couloir indépendamment de la nature des séquences volcaniques (rhyolite,
dacite, basalte) recoupées.
Les couloirs de cisaillement se caractérisent par l'apparition des plans de glissement
52 NE-5W subverticaux dont le sens du mouvement a une direction fortement plongeante
vers le 5ud. A cette surface, sont associées des micro-fentes subverticales ou
subhorizontales qui recoupent la schistosité 51 dans le cœur (boudinage de 51) ou en dehors
des zones de cisaillement.
Distribution des sulfures pendant S2
- au cœur des couloirs de cisaillement
Les surfaces 52 sont souvent soulignées par des sulfures (pyrite subautomorphe
aurifère) qui constituent des rubans de lentilles millimétriques très étirées
verticalement, mimant la schistosité composite 51-2; la structure interne des lentilles
montre que ces sulfures remplissent des microfentes formées lors du boudinage de la
schistosité 51 dont le plan moyen est oblique sur 52 (K514/86/87) (fig. 8).
- en dehors des couloirs de cisaillement
Ce sont les zones bordant les couloirs de cisaillement 52 et sont soient des shear zones
potentielles, soient marquées par un réseau de fentes d'extension.
5ur la section K532/221.35 (fig. 6), on a un exemple de passage progressif de 51 à 52
avec apparition de plans de cisaillement (C) marquant la rotation d'une pyrite automorphe
(à inclusions) et présentant des ombres de pression constituées de chalcopyrite dans une
gangue quartzeuse. La forme de la chalcopyrite et son tronçonnement suggèrent qu'elle
cristallise au cours de 52.

STRUC11JRES ET MINERALISATIONS
Figure IV-S : Microstructures de la minéralisation semi-massive rubanée
• Microfentes transversales ( par tronçonnement de S1) remplies de pyrite (Py) (tâches
noires). Les rubans de sulfures sont moulés par S2 (KS 14/87).
Sur la section KS8/111.4 (fig. 3), les sulfures remplissent des ouvertures
d'extension qui sont des veinules ramifiées: les unes sont sécantes sur la schistosité et
présentent des fibres de pyrite et pyrrhotite dans la silice. Les autres sont sub-parallèles à
la schistosité et contiennent essentiellement de la pyrite automorphe parfois aurifère dans
du quartz broyé.
3 - Les filons de quartz aurifères
Nous rappelons ici les résultats des dosages de teneurs en Au obtenus sur les différents
types de filons en prenant l'exemple de la formation de Bavila (Projet UNRF) (fig. 4). Un
exemple de réseau filonien de quartz aurifère est donné par des coupes sériées suivant un
couloir de quartz cataclasé (fig. 9). Trois catégories de filons de quartz d'épaisseur variable
(5 à 50cm) ont été distingués dans cette formation et correspondent à classification que nous
avons établie au cours de l'étude structurale de la région de Kwademen (cf. partie III-B-2):
1°_ du quartz lenticulaire en gousses, boudiné parallèlement à la schistosité N200­
30 0 E = veines subparallèles à la schistosité = "shear veins";
2°_ des filons de quartz de direction E-W à pendage moyen soit vers le Nord, soit vers
le Sud = veines transversales par rapport au plan de schistosité : veines à pendage oblique =
"extensional shear veins";

5fRUCIURES ET MINERALISATIONS -171-
Au cours de l'épisode EI2, l'or se trouve en traces (ou inclusions microscopiques ?)
dans les sulfures notamment la pyrite automorphe qui se développe dans les couloirs de
déformation S2.
L'or est enfin remobilisé dans les filons de quartz tardi-S2.
Les déformations post-S2 (EII) qui sont surtout à mouvements sub-horizontaux
(décrochements semi-ductiles à fragiles), décalent d'une manière plus ou moins importante,
les structures minéralisées.
3 • Comparaison avec d'autres gÎtes aurifères
Le gîte aurifère de Kwademen est comparable à ceux de la Province d'Abitibi (Québec):
- l'environnement géologique présente des analogies avec celui de la région de
Kwademen (cf. partie Il et Dimrhoth et al., 1983): séries tholéiitiques pauvres en
potassium et calco-alcalines (rhyolites) associées avec des roches volcano-détritiques.
L'ensemble est recoupé par des sills de roches volcaniques et des granitoïdes.
- le contexte structural de la Province d'Abitibi présente une déformation
progressive comprenant plusieurs stades de déformation ductile à cassante comparable au
secteur de Kwademen (cf. partie III); le réseau filonien (veines minéralisées et filons de
quartz) montre plusieurs générations formées à un stade avancé de la déformation après le
développement de la schistosité régionale mais avant la fin de la déformation progressive
(Tourigny et al., 1988, • Bousquet Mine; Robert et al., 1986, - Sigma Mine; Robert,
1989, - SW Val d'Or, 1990, - partie Est de la subprovince d'Abitibi). Ce réseau est lié aux
cisaillements ductiles à semi-ductiles subverticaux décrit à Kwademen et en Abitibi. Le
métamorphisme général n'a pas excédé les conditions du faciès schistes verts.
- Le mode gisement est lié aux zones de cisaillement tant en Abitibi qu'à Kwademen.
Le gisement est de type veine et dissémination localisé dans les zones de déformation
anastomosée (Tourigny et al., 1988 - Bousquet Mine) (Kwademen - cf. chap. IV-D).
l'organisation des filons de quartz aurifères est également comparable.
En conclusion, le modèle des gîtes aurifères de la Province d'Abitibi est à plusieurs
points de vue, applicable à certains gîtes du Burkina notamment celui de la région de
Kwademen. A la différence qu'en Abitibi, les teneurs en or sont beaucoup plus élevées qu'au
Burkina.

SYNTHESE ET CONCLUSIONS - 173-
A • Synthèse
1 - EVOLUTION GEOLOGIQUE DANS LA REGION DE KWADEMEN
Notre étude géochronologique, bien que ne représentant pas l'essentiel de ce travail,
nous permet de situer l'histoire géologique de la région de Kwademen entre 2.19 et 2.0 Ga
(Pb-Pb). Cette fourchette d'âge est donnée par les datations radiogéniques des formations
volcaniques, sédimentaires et celle du granite syntectonique de Ralo.
Les formations d'origine sédimentaire sont surtout détritiques et se seraient déposées en
même temps que les venues magmatiques. Celles-ci présentent deux cycles principaux: un
cycle inférieur (Formation de Kwademen, à dominante basaltique) et un cycle inférieur
(Formation de Bavila, à dominante rhyolitique). La présence de pillow-Iavas est
caractéristique d'une mise en place sous l'eau. Ces formations ont une affinité tholéiitique,
surtout pour les termes les moins différenciés, et une évolution dans le domaine subalcalin
pour l'ensemble des venues. Le contexte géodynamique est comparable à celui d'un arc
insulaire. Des venues filoniennes calco-alcalines recoupent les formations précédentes et
terminent le cycle magmatique birimien dans cette région.
Il est également possible de proposer que les venues volcaniques de Kwademen et Bavila
ont des affinités et vraisemblablement une origine commune.
2 - EVOLUTION STRUCTURALE DE LA REGION DE KWADEMEN
L'histoire tectonométamorphique de la région de Kwademen comporte plusieurs
épisodes de déformation que nous avons analysé. Ils se succèdent et s'intègrent dans une
déformation progressive générale sur l'ensemble de la région. Les principaux évènements se
manifestent d'abord par une déformation ductile El ou l'on distingue deux stades EI1 et E12,
ensuite par une déformation semi ductile à fragile EII avec deux épisodes EII1 et E1I2.
2.1 - LA DEFORMATION DUCTILE El
Elle comprend deux épisodes EI1 et EI2 soulignés par deux surfaces
tectonométamorphiques (51 et 52). L'analyse structurale a montré une évolution, dans le
temps et dans l'espace, de la géométrie et du type de structures correspondant à ces épisodes.
L'apparition et l'évolution typologique de la schistosité majeure présentent ainsi deux stades
principaux :
- apparition de la schistosité 51 et acquisition d'une fabrique planaire schisteuse;
- apparition de la schistosité 52, des microfentes recoupant la schistosité et des plans
"CH dans les couloirs de cisaillement; c'est l'acquisition de la schistosité composite 5m =
51+52.

SYNIHESE ET CONCLUSIONS - 174-
2.1.1 - Trajectoires principales de l'épisode Ell
Dans la région de Kwademen, le plan d'aplatissement est matérialisé par un plan de
schistosité plus ou moins bien marqué selon la compétence des matériaux. Ainsi, dans les
anciennes laves (basaltes à pillow), le débit en feuillets est moins fréquent que dans les
métapélites; cette hétérogénéité due au contraste rhéologique, n'est qu'apparente lorsqu'on se
situe à une échelle régionale. Sl est alors assimilable au plan principal (XY) de la
déformation El; ce plan est vertical, initialement orienté NE-SW tel qu'on le trouve sur
toute la ceinture de Soromo.
L'étude de la symétrie des microstructures et des microfentes tardi-S1 a montré le
caractère plutôt globalement non rotationnel de ce stade. La Iinéation d'allongement (L1)
portée par les plans Sl, omniprésente, marque réellement une direction d'étirement. Dans
la majeure partie des cas, cette direction d'étirement est verticale. Si L1 ne correspond pas
à la direction d'étirement total de la déformation finie syn-métamorpllique (paragraphes
suivants), elle constitue néanmoins un bon marqueur de l'intensité de la déformation finie
(ref. travaux de IIdefonse et al 1987).
2.1.2 - Trajectoires principales et hétérogénéité de l'épisode EI2
L'étude de la schistosité Sm a montré une évolution typologique par l'existence de
couloirs de cisaillement où l'on observe l'apparition de structures composites (plans Sl­
S2). Ces couloirs généralement de direction NNE-SSW, présentent un cisaillement dont le
sens de transport a une direction oblique vers le Sud avec une composante généralement
dextre.
L'aspect cinématique de cet épisode est mis en évidence par:
- l'orientation des fibres de colmatage dans les microfractures qui ont accompagnées cet
événement;
- la présence de filons de quartz (pluridécimétriques à centimétriques) de direction ESE­
WNW à pendage vers le Nord et présentant des fibres de croissance subverticale;
- la Iinéation d'étirement (L2) accompagnant les plis dissymétriques à axes courbes.
Au cours de l'épisode EI2, la direction d'étirement est fortement plongeante vers le
Sud. Cette direction est différente de la première (L1) verticale à oblique vers le Nord.
Si l'on se réfère à la signification des Iinéations d'étirement en terme de déformation
progressive (lldefonse et al.,1987), des populations déformées d'anciens grains n'indiquent
pas systématiquement la direction principale de l'étirement fini. Nous pouvons alors
suggérer qu'il y a un passage progressif entre les deux épisodes El1 et E12.
La quantification du taux de déformation dans la région de Kwademen a montré que
l'intensité de déformation a très peu varié au cours de El1 et E12; l'aspect cinématique a joué

SYNI'HESE ET CONCLUSIONS - 178-
1 - De l'étude géologique
B • Apports
Les formations birimiennes du cycle inférieur (Kwademen, principalement basaltique)
et du cycle supérieur (Bavila, principalement rhyolitique) relèvent d'une même histoire
magmatique, rapportée à un contexte d'arc insulaire.
Les datations de ces épisodes volcaniques ainsi que des intrusions granitiques qui scellent
l'histoire de la ceinture de Boromo-Goren, révèlent une durée de 200 Ma; cet intervalle de
temps amène à nuancer des travaux récents (Abouchami, 1990, Boher 1991, Feybesse et al.
1989) qui à l'échelle du bouclier ouest-africain, proposaient un intervalle beaucoup plus
bref, de l'ordre de 50 Ma. Par ailleurs, l'implication de croûte ancienne dans ces épisodes
magmatiques est faible.
Des travaux complémentaires (isotopes Sm-Nd) sont en cours afin d'apporter une
meilleure contribution à la reconstitution de la croûte d'âge Protérozoïque Inférieur au
Burkina Faso.
2 - De l'étude structurale
La mise en évidence d'une déformation majeure éburnéenne, caractérisée par un
étirement subvertical, donne une nouvelle façon de voir "évolution structurale dans les
séries birimiennes au Burkina Faso. Les travaux antérieurs, les plus récents (cf.
références dans la première partie) ont conclu à l'existence de deux séquences birimiennes
(B1 et B2) affectées successivement par deux histoires tectonométamorphiques. Pour notre
part, les formations supracrustales de la région de Kwademen, ainsi que les granitoïdes
vraisemblablement mis en place lors de la formation de la croûte juvénile de Boromo-Goren,
auraient subi les mêmes événements tectonométamorphiques, pour l'essentiel dans les
conditions du faciès schistes verts; il est alors difficile de situer une discordance entre les
formations birimiennes métasédimentaires et métavolcaniques. D'autre part, cette
structuration majeure telle que nous la décrivons, est incompatible avec un mécanisme
essentiellement décrochant.
Les structures de cette région (schistosité régionale verticale portant une linéation
d'étirement verticale), constituent un objet géologique peu fréquent et de grande importance
du point de vue du mécanisme pouvant conduire à une telle géométrie. S'il est toutefois
possible d'envisager qu'elles sont le résultat d'une unique déformation correspondant à une
cinématique verticale, la taille de l'objet géologique et le jeu (peut être supérieur à
J'épaisseur d'une croûte continentale normale pour un taux de déformation possible en
cisaillement simple de 1=1) rend difficile cette proposition. Une alternative raisonnable
consisterait à envisager un redressement des structures après une phase de déformation
correspondant à un cisaillement crustal d'angle faible. " est encore tôt pour établir un

SYNTIiESE ET CONCLUSIONS - lSO-
L'étude structurale est un guide précieux pour la prospection minière dans
les séries birimiennes:
Les minéralisations sulfurées et aurifères dans les séries birimiennes de Kwademen
présentent un mode de gisement essentiellement contrôlé par les structures de la déformation E12:
formes semi-massives rubanées, fissurale et filon de quartz. Dans ce cas, une exploration
nécessite la reconnaissance des zones de cisaillement 82 (EI2).
Les couloirs de déformation S2 sont reconnaissables sur le terrain par la typologie de la
schistosité souvent composite (S1-S2). L'étirement est subvertical et souligné selon les cas
(contraste rhéologique, ordre d'incrémentation, etc) par une linéation d'étirement ou par
l'allongement des fibres de remplissage dans les fractures d'extension tardi-82.
Le réseau filonien est souvent représenté par des filons de quartz principaux subverticaux
et subparallèles à la schistosité régionale (81-82); en général, ils sont dans les zones de friction
comparables aux couloirs de déformation 82. " serait intéressent de faire une cartographie par
télédétection de ces filons à l'échelle régionale.
Nous avons montré que l'évolution structurale de la région de Kwademen a un caractère
régional. Le travail analytique de détail réalisé devrait alors être étendu à l'ensemble de la
ceinture de Boromo-Goren tant pour la prospection qU€ pour l'exploitation minière.
4 • Les problèmes en suspend
L'étude des formations géologiques au Burkina Faso doit s'intégrer dans celle du Craton
Ouest Africain en général, afin de contribuer à la reconstitution de l'évolution de la croûte
d'âge Protérozoïque Inférieur et de son environnement géodynamique.
Cet objectif nécessite d'avantage de cartographies détaillées soutenues par des études
pluridiciplinaires dont la pétrologie et les études structurales; l'insuffisance des données
isotopiques favorise la spéculation sur la chronologie des ensembles pétrographiques dont la
structuration est loin d'être la même dans toutes les ceintures du Protérozoïque Inférieur.
Au Burkina, les granito'ides (migmatites et gneiss) réputés libériens, affleurent très
pauvrement et méritent d'être délimités cartographiquement par rapport aux granitoïdes
éburnéens.
Toutes ces investigations devraient privilégier des techniques de télédétection
complétées par des études microtectoniques pour la cartographie structurale et des
techniques de prélèvement d'échantillons dont les sondages de reconnaissance en profondeur
afin de minimiser les effets d'altération météorique, pour les différentes analyses. Il faut
noter enfin que les informations en profondeur (Géophysique) sont nécessaires pour une
meilleure estimation des structures déformées.

II!=I==-==-==-==-==-R=E=F=E=R=E=N=C=E=S=B=IB=L=I=O=G=R=A=PH=I=Q=U=E=S==-==-==-==-======!

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C. R. Acad. Sei. Paris, t. 313, Série Il, p. 945-950, 1991
TectoniquelTcclonics
Évolution structurale du Birimien au Burkina Faso
exemple de la ceinture de Boromo-Goren dans le secteur
de Kwademen (Afrique de l'Ouest)
Martin LOMPO, Renaud CABY et Bernard ROBINEAU
Résllmé - La région de Kwademen montre trois formations géologiques principales d"allongement
NE-SW et à rhéologie très difTérente. Ces formations présentent des structures superposées appartenant
li une même histoire tcetono-métamorphique qui se résume en deux étapes successives au cours
de l'orogenèse éburnèenne. La déformation initiale est marquée par un raccourcissement NW-SE et
un fort allongement subvertical. Lui succèdent des cisaillements semi-ductiles sénestres et dextres.
Structural evolution of the Birmian in Burkina Faso: example of the Boromo-Goren
Belt around Kwademen (West Africa)
Ahslracl - The Kwademell area comprises three main formations \I·ilh a NE-SW trend and with
con/ras/ing rhealogies. They displa.\" pa/l'phase structures farmet/ during t\l·a succc.uil·e stages of tire
Eburnian arogeny. TIll' major. early deformation resul/edfrom NW-SE sllOrte/ling will, corre/atire
strong vertical elongation, fo/lOlred hy semi-ductile. conjugated sinis/ral and dex/ralll"rend'falli/s.
Abridged English Version - The Boromo-Goren Belt comprises low-grade metavolcanics,
metasediments and plutonic rocks folded during the Eburnian orogeny ([1] to [3]). Recent
tectonic studies have proposed division of the Birimian of the whole Léo shie1d into t\\"o
major orogenie cycles (B1 and B2) ([4] to [6]). New petrostructural investigations (7] hare
been done around K wademen to reveal the tectono-metamorphic evolution in this area.
LITHOSTRATIGRAPHIC L::\"ITS Of THE KW.-\DEME:\" AREA. - The Ravi/a vo!canic Formation (FB)
includes metabasalts, tuffs, metarhyolithes and dacites intruded by mafic siIls; thc Pelitic
Formation (FP) comprises mainly weathered metapelites and Fe, Mn-rich siliceous banded
rocks; the Kwademen Formatioll (FK) comprises porphyritic metabasalts, breccias and
metadacites. Plutonic rocks without a thermal aureole, such as the massif E of K wademen,
are rcpresented by amph.-biot. granodiorite: the severe, post-magnetic greenschist facies alteration
is suggestive of their pretectonic emplacement, in contrast with other syn-orogenic
plutons to the North ([7] ra [9]).
5TR1XTt:RAI. EI.EME:'\TS A:\"D THEfR REUTI\'F, CHRO:-iOI.OGY. - Deformation DI. - The :'\20
to N40 trend of the sub-vertical units is also that of the main c1eavage 51 defined by synkincmatic,
grcenschist facies minerais (actinote, epidote, green biotite, chlorite, albite,
etc.). This more or Jess penetrati"e 51 c1eavage affected ail layercd rocks together with a
steep stretching and mineraI lineation indicative of a sub-vcrtical elongation. Both microstructural
criteria of a coaxial and a non-coaxial regime have becn noted. 5teeply plunging,
sub-isoclinal PI folds formed in layered metapelites, whereas a Icnsoid structuration is mostly
present in metavolcanics. Associated small-scale shear planes indicating higher uplift of thc
E in respect to the W arc frequcnr. The sub-vertical cleavage with a steep stretching: is
the main structural character of the eburnean orogeny in the K wadcmen area. The wholc
Boromo-Goren bclt displays the same structures with only local variations of lineation tn:nding
and plunging.
Note présentée par Michel DL:R.-\'\CD-DELG-\.
0764-4450/91/03130945 $ 2.00 e Ac'ldémie des Sciences
945

946 C. R. Aead. Sei. Paris, t. 313, Série Il, p. 945-950, 1991
De.fimllatilm D2. - Post-S 1 folds P2 at any seale are ubiquitous, especially in more ductile
rocks with S2 erenulation-c1eavage trending NF.-SW. They are disharmonie, and also mostly
steeply plunging. Superimposed P3 fo/dJ are dissymmetrie with occasional associated fracture
c1eavagc in the more ductile lithologies and rclated to a sinistral, NE trending strike-slip
fault system. Late eburnean dextral faults post-date P2 and P3 folds and trend ENE-WSW.
DISCUSSlOl' A"1l CONCJ.USIO:'\. - The carly deformation of regional seale resulted from a
NW-SE shortening and produccd a strong subvertical elongation. The resulting SI c1eavage
is thus younger than sinistral wrench faults known in the Boromo bclts [4]. This tectonic
event (SI) is synchronous with the culmination of regional metamorphism that in the Kwademen
area did not exceed the deep greenschist facies (1' < 400·C). Thermal conditions arc
thus different from those ascribed to the burkinian orogeny in the Goren belt [10 a-b] and
1vory Coast [II].
Younger, post-S 1 deformation 02 was possibly the result of an incremental deformation
during uplift and cooling of the belt under a similar stress field. The more complex
structures from the pelitic unit compared to those from the vo1canics (FB and FK), are thus
explained by a strong ductility contrast bctwccn adjacent units.
Ail supracrustal formations, and also the intrusive granitoids - ascribed to have intruded
during building up of the juvenile crust of the Boromo-Goren bell- arc subjected to the
stllne sequence oI tectollo-metamorphic evellt.1 in the Kwadetllell (lreil, \\"here the metamorphic
conditions did not cxceed the grcenschist facies conditions. This lOir-grade evolution strongly
differs from that e\·idenccd in the same belt 40 km farther north around Perkoa, where
amphibolite facies conditions were reached, in possible conncction with the intrusion of synkinematic
granitoids ([8J-[9]).
INTRODUCTION ET CADRE STRUCTURAL. - Au sein de la ceinture birimienne de Boromo­
Goren, la région de Kwademen est constituée de métavo1canites, de métasédiments
épizonaux et de roches plutoniques, plissés lors de l'orogenèse éburnéenne ([1]-[3]). La
tectonique est généralement marquée par des structures complexes à épisodes superposés.
Les derniers travaux [4] effectués sur cette ceinture concluent à l'existence de deux
séquences birimiennes (B 1 et B2) affectées successivement par deux histoires tectonométamorphiques
(02 et 03); BI présenterait une phase de déformation supplémentaire
et précoce (Dl). Cette interprétation est appliquée à l'ensemble du Birimien de la
Dorsale de Léo [6] qui représente la panie sud-saharienne du craton ouest-africain. Pour
Ouédraogo [5], le district de Kwademen est constitué (.fIg. 1): - à l'E par la séquence
BI, affectée par trois phases de déformation (0I. 02 ct 03): - à l'W par la séquence
B2, affectée uniquement par les deux dernières déformations (02 et 03).
Nous avons repris l'étude de ce secteur [7] sur la base d'une carthographie détaillée,
accompagnée d'analyses pétrofabriques en cours. Nous avons reconnu trois formations
superposées. Celles-ci présentent des rhéologies très contrastées mais des éléments structuraux
semblables, compatibles avec une seule et même histoire tectono-métamorphique.
1. LITHOLOGIE DU DISTRICT DE KWADEMEN. - La formation ;:o!caniqlli! de Barila (FB),
localisée à l'W, regroupe des tufs, des métabasaltes et des rhyodacitcs recoupés par des
corps intrusifs (gabbros, dolérites, granophyres). La schistosité majeure (Sm) s'exprime
avec une intensité variable et s'accompagne d'un boudinage de certaines métavo1canites

C. R. Acad. Sei. Paris, t. 313, Série Il, p. 945-950, 1991
LÉGENDE DE LA FIGURE
Carte géologique schématique de la zone étudiée et place de la ceinture birimienne de Boromo-Goren. BF :
Burkina Faso 1frontiére en pointillé dans le cartouche); Ou : Ouagadougou; Kw: Kwademen. 1 : couverture
latéritique el allu\'iak: 2 : granodiorite; 3 : formations à métavolcanites dominantes: formation de Bavila
(FB) à rw el formation de Kwademen (FK) à rE; 4: formation pélitique (FP); 5: trajectoires de la
schistosité majeure: 6 : failles tardi et post-éburnéennes; 7 : trajectoire de la schistosité S3 - plan axial des
plis P3. Sleréogrammes : (a) densité des pôles de la schislosité majeure Sm (466 mesures réparties sur toute
la zone étudiée. 67.37.20 et 9%); (b) linéation d'allongement Lai (57 mesures); (c) axes (bl) des plis de
premiére géneralion PI 04 mesures); (d) densité des axes (b2) de plis de deuxiéme génération P2 (116 mesures,
14,9,5 et 3 0 01.
Geological skelch I/lap of Ihe slUdied area: in insel, localion of Ihe Boromo-Goren Birimian bell. BF: Burkina
Faso: Ou: Ouagadougou: KW: Klt'ademen. 1: lalerilÎC and allut"ial ("Qver: 2: granodiorile: 3: formalions lI"ilh
predominall/ llIela,'olcanics: FB 10 Ihe W antl FK /0 Ihe E: 4: Pelilic Formalion (FP): 5: pol/em ()f Sm = SO-I;
6: lale- and po.u-EburniUll faults: 7: pal/ern ()f S3-P3 axial plane. Stereograllls: (0) densÎly ()f Ihe poles of
Sm (466 measlIres IhrollgllOul Ihe sludied area), 67, 37, 20 and 9 %; (b) slrelching linealioll (57 measures); k)
fold axis (bl) t>f PI folds (34 measures): (d) densil}" of P2 lold axis (b2) (116 measures. 14. 9, 5 and 3 %).
Les déformations post-schisteuses, D2. - Dans les trois formations, on peut déceler en
photos aériennes et sur le terrain des fermetures périclinales décamétriques replissant la
SO-Sl. Ce sont des plis disharmoniques P2, encore à axe plongeant (fig. d). Dans les
métavolcanites. ces plis peuvent être accompagnés d'une schistosité de fracture (S2) de
plan axial. Bien caractérisés dans FP, des cisaillements ductiles sénestres affectent les plis
P2; les plis d'entraînement P3 de cet épisode sont très plongeants et présentent parfois
une schistosité S3 de crénulation de plan axial, orientée de N35 à N80oE, Des failles
tardi-éburnéennes N60 à N80 à rejets horizontaux dextres hectométriques, recoupent
l'ensemble des formations et sont marquées par des décalages de couches.
DlscusstOl' ET CONCLUSION. - La schistosité SI (NE-SW subverticale) constitue l'élément
structural majeur de l'ensemble des formations supracrustales, Cette déformation
initiale correspond à un raccourcissement NW-SE et à un fort allongement subvertical.
Elle est synchrone du paroxysme du métamorphisme régional qui, à Kwademen, n'a pas
excédé le faciès schiste vert profond (T < 400°C). SI appartient à un épisode antérieur
aux décrochements sénestres 02 décrits dans le segment de Boromo [4] et à Kwademen
[5]; cette schistosité ne présente pas non plus les caractéristiques tectono-métamorphiques
du Burkinien (phase anté-éburnéenne, formations dabakaliennes) décrit dans le segment
de Goren [IOa-b] et en Côte-d'Ivoire [II], Les cisaillements ductiles sénestres que nous
avons observés dans la région de Kwademen ne développent qu'une crénulation fine
affectant P2. contrairement aux grands couloirs de décrochements sénestres en Côted'Ivoire
[12 a-b-c] où l'intensité a été vraisemblablement beaucoup plus forte.
La déformation post-SI semble être le résultat d'une déformation incrémentale accompagnant
l'ascension des formations dans un niveau crustal moins prorond dans le
même champ de déformation que précédemment. Les variations apparentes du taux de
déformation au cours du développement de la schistosité majeure (régionale) et le
polyphasage dans FP peuvent s'expliquer par l'effet de contraste rhéologique très
important (disharmonie) entre les pélites, certaines laves et les massifs intrusifs.
Les formations supracrustales de la région de Kwademen, ainsi que les granitoïdes
vraisemblablement mis en place lors de la formation de la croûte juvénile de Boromo­
Goren, auraient subi les mêmes événements tectono-métamorphiques, les conditions
métamorphiques n'ayant pas ici excédé le faciès schiste vert. Cette évolution sous un
949

950 C. R. Acad. Sei. Paris, t. 313, Série Il, p. 945-950, 1991
faible degré de métamorphisme est très différente de celle mise en évidence dans le même
type de formations, 40 km plus au N dans le secteur de Perkoa ([8]-[9]), où les conditions
régionales du faciès amphibolite ont été atteinte lors de la mise en place des granodiorites
syntectoniques.
Note remise le 10 juillet 1991, acceptée le 26 août 1991.
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M. L. : Universilé Blaise-Pascal. Déparlemellt de Géologie,
5, rue Kessler, 63038 C!ermolll-Ferrand Cedex;
R. C. : Centre géologique et géophniq/le. C.N.R.S.,
Universilé de Montpellier-II, 34095 MO/1/pe/lier Cedex 5;
B. R. : Centre universilaire, B.P. n' 652. Majunga. Madagascar.

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1er Trimestre 1992