caracteres petrographiques et geochimiques des formations
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Journal des Sciences I.S.S.N 0851 – 4631 CARACTERES PETROGRAPHIQUES ET GEOCHIMIQUES DES FORMATIONS GEOLOIQUES DU GITE AURIFIERE DE BOMBORE 1 G. Hubert ZONGO, 1 Ghilsain B D NAGALO, 1 Cécile BOUGMA, Nicolas KAGAMBEGA2 , Martin LOMPO 1 Laboratoire de Géologie et Environnement Minier, Département de Géologie, Unité de formation et de recherche en sciences de la Vie et de la Terre, Université de Ouagadougou, 09 BP 848 Ouaga 09 (Burkina Faso), 2 Laboratoire de Géologie et Environnement Minier, Centre Universitaire Polytechnique de Fada N’Gourma Ecole Nationale Supérieure des ingénieurs de Fada (ENSI-F), BP 46 Fada N’Gourma (Burkina Faso), Résumé . Le gîte aurifère de Bomboré s’inscrit dans un contexte géologique méta-volcano-sédimentaire associant des volcanites intermédiaires et des métasédiments à caractère pélitique, graphiteux et gréseux recoupés par des cortèges gabbroïques et ultrabasiques à affinité tholéiitique et Komatiitique. L’ensemble est intrudé par des roches à affinité calco-alcaline composées de dykes dacitiques, de filons rhyolitiques et de granitoïdes divers. Le métamorphisme évolue dans le faciès général schiste vert. Il atteint l’isograde amphibolite dans les zones de contact entre granites et métasédiments. Les roches sont affectées par une altération hydrothermale plus ou moins intense et polyphasée de type séricitique – siliceux – chloriteux – carbonaté ± tourmaline ± sulfures exprimée sous forme de veines et veinules. Mots clés : Métamorphisme, zone de cisaillement, altération hydrothermale Abstract The Bomboré gold deposit is constituted by meta-volcano-sedimentary rocks associated intermediate volcanic rocks and metasediments (pelite, sandstone and shales) which are cut across by tholeiitic gabbro and ultrabasite affinities rocks. Late calco-alcaline rocks composed with dacitic dykes, rhyolitic veins and granitoids rocks intruds all rocks. These rocks evolve in the regional green schist metamorphism. Amphibolite facies is developed locally at the contact with granites and métasédiments. Rocks are affected by more or less hydrothermal alteration (silice – chlorite – G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 12 carbonate – sericite ± tourmaline ± sulphide). On the ground, hydrothermalism is expressed by the abundance of massive quartz veins and veinlets. Keys word: metamorphism, hydrothermal alteration, shear zone 1. Introduction Les ceintures de roches vertes sont connues dans les cratons à travers le monde pour leurs potentialités métallifères et aurifères tant dans le domaine archéen que birimien. C’est ce qui a suscité et suscite encore un intérêt particulier pour leurs études. Au Burkina Faso, de nombreux travaux (Wenmenga [1] ; Zonou [2] ; Napon [3] ; Lompo [4] ; Bossière et al [5] ; Bamba et al [6] ; Béziat et al [7] ; Debat et al [8] ; Lompo [9] ; Ilboudo [10]) ont été consacrés à l’étude des ceintures de roches vertes et des granitoïdes associés d’âge paléoprotérozoïque (Birimien), au cours de ces dernières décennies. Les formations birimiennes (Fig. 1) affleurent au sein des masses de granitoïdes suivant deux directions majeures NNE –SSW et NE-SW (Castaing et al [11]). Elles forment avec les plutons granitiques qui les ceinturent, des structures en dômes et bassins (Lompo [12]). Le gîte aurifère de Bomboré objet de cette étude, couvre une portion de roches vertes birimiennes située à 80 km à l’Est de Ouagadougou. Il est recoupé par un couloir de cisaillement qui s’étend sur une cinquantaine de kilomètres de long avec une largeur de 1 à 5 km. Les travaux antérieurs de prospection (Orezone [13]) décrivent une zone en arc constituée essentiellement de métasédiments incluant des niveaux de roches méta-basiques, intermédiaire à ultrabasique ainsi que des granitoïdes, au sein de la ceinture volcano-sédimentaire. L’objet de ce présent travail est la caractérisation des faciès pétrographiques et métamorphiques d’après les investigations de terrain, appuyée par des analyses géochimiques. 2. Cadre géologique Le gite aurifère de Bomboré se situe dans un environnement géologique dominé par des métasédiments de nature pélitique, gréso-pélitique et graphiteuse interlités avec des volcanites de composition intermédiaire. Ce domaine volcano-sédimentaire est intrudé par plusieurs générations de roches de composition ultrabasique à intermédiaire. Les granitoïdes tardifs se mettent en place sous forme de petits plutons circonscrits représentés par les granites à biotite et les leucogranites à grain fin à moyen, bordant au SE le complexe magmatique de Wayen (Traoré [14]). Ces granitoïdes sont recoupés par un essaim d’aplites et localement par des dykes doléritiques post-birimiens. 3. Méthodologie Ce travail a pour objectif la description pétrographique des unités lithologiques et la caractérisation du métamorphisme. La démarche adoptée consiste à l’étude macroscopique et microscopique des échantillons prélevés à l’affleurement et des sondages carottés appuyées d’analyses géochimiques (éléments majeurs, terres rares et traces) des roches magmatiques réalisées par ICP-MS aux G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 13 laboratoires ALS Vancouver et AT lab (Canada) et la diffractométrie aux rayons X au laboratoire de Géochimie et minéralogie appliquées de l’université libre de Bruxelles. 4. Lithologie Le contexte géologique du gite est dominé par des roches d’origine sédimentaire (méta-pélites et arénites) et volcanique (méta-andésites, méta-rhyolites et méta-dacites) ainsi que des roches intrusives de nature variée (Fig. 2). 4.1. Les roches d’origine volcanique 4.1.1. Les volcanites intermédiaires - Les méta-andésites Les méta-andésites forment des filons de taille variable (1 à 200 m) au sein des formations sédimentaires. Elles sont aphanitiques à microlitiques porphyriques. Les ferromagnésiens (biotite, actinote, hornblende et chlorite) sont orientés parallèlement à la foliation régionale (Fig.3A1- 3A2). La biotite est fortement déstabilisée en chlorite tandis que les amphiboles sont partiellement pseudomorphosées en épidote. Le plagioclase est transformé en carbonate, quartz et albite cryptocristalline. Par endroits, la hornblende est remplacée par l’actinote fibreuse disposée en rosette. Albite, épidote et carbonate se développent au détriment des phénocristaux de plagioclase saussuritisés. 4.1.2. Les volcanites acides - Les dacites et méta-dacites Les méta-dacites présentent une structure cisaillée et une texture microlitique porphyrique. La mésostase microlitique est essentiellement faite de biotite, quartz fin et séricite. Les porphyroclastes de quartz parfois " bipyramidal", de plagioclase et de feldspath potassique peu abondants sont moulés par les minéraux phylliteux qui soulignent la foliation (Fig.3 : B1 - B2). Les feldspaths se déstabilisent en séricite, quartz et ou carbonate, la biotite en chlorite tandis que le sphène se déstabilise en leucoxène. Les dacites sont porphyriques à mésostase microlitique peu abondante dans laquelle se dressent des lattes de plagioclase, de feldspath potassique et du quartz automorphe à subautomorphe. Le plagioclase se déstabilise en damourite, épidote ± en carbonate. Le quartz à extinction roulante montre des recristallisations partielles. La biotite en amas s’altère en chlorite. - Rhyolites et méta-rhyolites G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 14 Les méta-rhyolites présentent une matrice quartzo-feldspathique finement recristallisée riche en séricite. Les phénocristaux de quartz et de feldspaths moulés par la schistosité développent des ombres de pression à quartz, séricite et biotite. Quant aux rhyolites, elles montrent une mésostase riche à quartz et feldspaths. Le quartz, automorphe à subautomorphe est doté localement de golfe de corrosion (Fig.3 : C1 – C2). La biotite est sous forme de fine lamelles isolées ou en amas. Les feldspaths sont faiblement disséminés. 4.2. Les roches d’origine sédimentaire Elles sont caractérisées par des variations latérales et verticales de faciès. La base est marquée par des lits centimétriques méta-pélitiques et arénitiques et des lits cherteux millimétriques séparés par de minces coulées andésitiques centimétriques. Des conglomérats polygéniques à galets orientés suivant la foliation régionale couronne l’ensemble sédimentaire. Entre ces sédiments fins et grossiers se met en place un vaste domaine arénitique. - Les métapélites Des litages fins et grossiers faits de séricite (15%), chlorite, biotite et graphite d’une part et d’autre part de quartz, carbonate et feldspaths fantomatiques mais accessoires composent les méta-pélites. Localement le quartz peut atteindre 45%. Le graphite (1 à 10%), disséminé dans les lits phylliteux est caractéristique des métasédiments de la zone (Fig.3 : D1 - D2). - Les cherts Les cherts forment en outre des corps redressés de faible puissance (3m) concordants avec la foliation régionale au sein des méta-sédiments terrigènes et des métagabbros. Ils sont constitués majoritairement de quartz isogranulaire (95%), d’oxydes granulés, d’opaques et de phyllites en très faible proportion. - Les arénites Cartographiées comme des volcanosédiments gréseux (Castaing et al [11]), les arénites et leurs faciès métamorphisés occupent plus de 80 % du volume des roches sédimentaires (Fig.3 : E1 – E2). Les bancs montrent des passées entrecroisées et des rubanements verdâtres et blanchâtres. Ils consistent principalement en quartz (abondant), séricite, biotite et chlorite suivant une texture granolépidoblastique. Le quartz est hétérogranulaire et localement porphyrique à contours émoussés. Les feldspaths quoique rares forment des phénoblastes avec le quartz. Le graphite apparait accidentellement dans les méta-arénites. Une déformation S2 de schistosité de crénulation les affecte localement. Les arénites et les méta-pélites forment des séries continues dans le sud de la zone G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 15 d’étude où ils sont recoupés par des métagabbros. Au voisinage des plutons granitiques, les arénites se transforment en quartzitique à porphyroblastes de grenat et de staurotide. Le grenat est moulé par la schistosité (séricite, muscovite et biotite) alors que la staurotide en prisme allongé ou trapus est entourée fréquemment d’une couronne de séricite produit de sa déstabilisation (Fig.3 : F1 – F2). - Les méta-conglomérats Ils sont constitués de fragments de quartz, granite, chert et de métasédiments allongés suivant la schistosité au sein d’une matrice chloriteuse et gréso-carbonatée (Fig.3 : G1 – G2). Plus au Nord à 15 km de la zone dans le village de Zam, les conglomérats sont monogéniques à galets granitique suivant un corridor d’environ 1 km de large orientés suivant la foliation régionale NE-SW. 4.3. Les roches intrusives 4.3.1. Les faciès ultrabasiques Ils sont fortement altérés et localisés préférentiellement aux voisinages de certains granites et gabbros. Les ultrabasites se présentent sous forme de dykes et plus rarement de petits corps subcirculaires à l’instar de celles de la région de Korsimoro (Wenmenga [1]). Elles sont composées de péridotites et d’amphibolites. Les péridotites sont constituées de larges plages de pyroxène pœcilitique pseudomorphosé en talc avec des craquelures remplies d’opaques disposés en atoll. La trémolite en reliques dérive de la déstabilisation des ouralites. Le talc est abondant et proviendrait soit directement de la transformation des pyroxènes soit indirectement de la pseudomorphose de la trémolite sous l’action de fluides hydrothermaux. L’olivine (30 - 40 %) complètement serpentinisée est moulée par de larges plages d’ouralites (Fig.3 : H1 – H2). Elle est partiellement altérée en fines lamelles de chlorite. Les carbonates sont zonés et disposés en amas automorphe à subautomorphe. Dans les zones de contact correspondant au passage des couloirs de déformation, les péridotites sont très laminées. La texture devient très fine et essentiellement faite de talc, de chlorite et rares porphyroblastes de carbonate. Les amphibolites et les amphiboloschistes sont caractérisés par une texture grenue à grain moyen localement porphyroblastique. La hornblende (1 à 2 mm) est commune et fréquemment déstabilisée en actinote, épidote et rarement en carbonate. Le plagioclase interstitiel est partiellement ou totalement déstabilisé en carbonate et plus rarement en quartz. Sont associées aux amphiboloschistes des faciès à grain fin de couleur verdâtre composés exclusivement de phéno et micro-phénocristaux d’actinote. Ces actinotes seraient le produit d’ouralitisation d’anciens pyroxènes ignés. D’où une origine basaltique primaire probable. G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 16 4.3.2. Les faciès basiques - Métagabbros et gabbros Gabbros et métagabbros présentent une texture microgrenue de grain à fin à grossier évoluant par endroit à une texture pegmatitique à mégacristaux de hornblende de 4 cm (Fig.3 : I1 – I2). Hornblende verte, actinote, plagioclase, épidote, biotite et chlorite constituent leur cortège minéralogique. Le plagioclase se pseudomorphose en carbonate, quartz et albite. Suivant le degré de déformation et leur localisation relative dans les couloirs de cisaillement, les métagabbros évoluent à des amphibologneiss. Les amphibologneiss sont formés d’ « yeux » de quartz secondaire en amas, produit de déstabilisation des plagioclases. Le leucoxène accessoire est un produit de l’altération des opaques en cristaux grossiers. Les gabbros présentent des sous faciès à quartz secondaire bleuté xénomorphe, orbiculaires et à texture intersertale à lattes de plagioclase moulées par la hornblende et à interstices remplies de quartz de recristallisation, de débris d’amphibole et de chlorite. Ces gabbros à caractère hypo-volcanique sont parfois en relation avec les dykes doléritiques dans les granites. - Les dolérites Les dolérites constituent des dykes sombres de 0,4 à 1 m de puissance. La texture microgrenue intersertale porphyrique est constituée de lattes de plagioclase enchevêtrées, hornblende et clinopyroxène émiettés et d’olivine dans une matrice fine à cryptocristalline (Fig.3 :J1 – J2). L’analyse aux rayons x révèle que le plagioclase correspond à de l’albite. L’olivine se pseudomorphose en serpentine sphérolitique fibroradiée, carbonate et talc. Le clinopyroxène est remplacé par du talc moulant les cristaux d’albite. Les phases métalliques sont représentées par la magnétite (2%) et la pyrite accessoire. 4.3.3. Les roches intermédiaires Les diorites sont caractérisées par des plagioclases automorphes, souvent épidotisés et zonés à l’intérieure d’une matrice hétérogranulaire à fraction fine composée essentiellement de fins cristaux d’albite et de biotite au sein de laquelle se dressent des phénocristaux de hornblende et quartz. Pris dans les couloirs de déformation, les amphiboles soulignent parfois les plans de cisaillement S et C. 4.3.4. Les roches acides Moulées par les ceintures de roches vertes, elles se répartissent dans les secteurs Nord-est, Nordouest, centre-est et Sud. Il s’agit de granitoïdes composés de leucogranites et de granites à biotite G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 17 (Castaing et al [11]) occupant environ 50 % de la superficie de la zone d’étude et du contexte du gite. Ducellier (1956) ; Cornet (1961); Hottin et Ouédraogo (1975) les avaient cartographiés comme des migmatites et granites indifférenciés. L’examen des lames minces révèle la présence de granophyres et de granites à deux micas. - Les granodiorites De couleur gris à gris-verdâtre, elles présentent des structures cisaillées, bréchifiée et mylonitisées dans les couloirs de cisaillement. L’orthose dépasse rarement les 10 % en teneur, la biotite est plus ou moins abondante. L’amphibole est quasi absente. Dans les zones cisaillées et mylonitisées, la séricite devient la composante dominante de la matrice microcristalline. Des veinules tardives à quartz et albite recoupent par endroit les granodiorites. - Les granites Les leucogranites présentent un assemblage minéralogique composé de quartz, plagioclase, microcline et orthose. Les feldspaths parfois discrètement zonés et partiellement séricitisés renferment en inclusions du sphène et de l’apatite. La biotite se présente sous l’aspect de fines paillettes et de larges feuillets contenant en inclusion de l’apatite et du zircon parfois zoné. Le quartz à extinction roulante et ondulante recristallise par endroits en sous-grain. La myrmékyte se développe aux contacts du plagioclase et feldspath potassique. Les granites à biotite sont mésocrate à leucocrate et de composition similaire aux leucogranites. Ils se différencient par l’abondance relative de l’orthose (35%) et de la biotite (20 à 15%). Le quartz est fin à grossier, xénomorphe et à extinction roulante. L’orthose, discrètement zonée est moulée par le quartz de recristallisation et les reliques de biotite. Le microcline quoique moins abondante forme de gros cristaux pœcilitiques à sphène et biotite. Par endroits, la roche acquiert une texture micropegmatitique avec le développement des inclusions de quartz dans le microcline. Les granites à deux micas se développent en bordure des granites leucocrate et à biotite. Ils sont caractérisés par une texture microgrenue à grain fin et montrent une importante recristallisation du quartz en sous grain et une transformation des feldspaths en quartz et séricite (Fig.3 : K1 –K2). La muscovite est accessoire et parfois en association avec la biotite. 4.4. Les intrusions tardives - Les aplites G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 18 Ces filons granitiques de taille centimétrique à métrique recoupent l’ensemble des granitoïdes. Quartz (30-50%), plagioclase et feldspath potassique constituent leur assemblage minéralogique. La biotite est très rare ou quasi-absente. - Les dolérites Il s’agit de dykes post-birimiens qui recoupent les andésites, les gabbros et les granites. L’observation microscopique montre une mésostase fine à microlitique à lattes de plagioclase, pyroxène et amphibole. Les minéraux métalliques accompagnateurs sont la pyrite, chalcopyrite et magnétite. A l’échelle du pays, les dolérites se mettent en place sous forme de sills, dyke ou neck (Casting et al [11]) suivant des orientations majeures WNW-ESE et NE-SW à ENE-WNW (Wenmenga [19]). 5. Métamorphisme L’étude du métamorphisme est essentiellement basée sur les relations entre les paragenèses minérales. A l’instar de celui défini dans les ceintures de roches vertes birimiennes qui se rattache à l’orogenèse éburnéenne (Bessoles [20]; Liégeois et al [21]; Taylor et al [22]; Hirdes et al [23]; Doumbia et al [24] ; Débat [8] ; Béziat et al [25]), le métamorphisme des formations encaissantes du gite aurifère de Bomboré se situe dans celui du faciès schiste vert. Localement il atteint le faciès amphibolite dans les métasédiments et les amphibolites. 5.1. Le faciès amphibolite La mise en place des roches intrusives acides induit le développement de paragenèses métamorphiques de forte température dans leur encaissant métasédimentaire (Nikiéma [26] ; Lompo [15]). Une paragenèse à quartz + grenat + staurotide + biotite ± oxydes de fer caractérise les arénites quartzitiques en contact avec le granite à biotite dans la partie NW du gite aurifère de Bomboré. Le grenat forme des porphyroblastes et des sigmoïdes moulés par la schistosité (séricite, muscovite et biotite). Les porphyroblastes de staurotide en prismes allongés ou trapus sont entourés fréquemment d’une couronne de séricite d’altération secondaire. Les travaux de Ganne ([27]) dans la zone, sur les micaschistes en contact avec le granite à biotite (Sud-ouest) dans sa continuité sud révèle une paragenèse à grenat – staurotide – plagioclase – chlorite – biotite – sillimanite. La paragenèse du faciès amphibolite est marquée dans les amphibolites par la cristallisation de hornblende disposée dans les plans de la foliation initiale. Le pyroxène poecilitique à inclusions d’amphibole est talcifié et repris par endroits par la schistosité de crénulation due à l’altération hydrothermale. 5.2. Le faciès schiste vert G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 19 Il est caractéristique des formations géologiques de la zone d’étude. Le schiste vert à biotite est atteint dans les métasédiments et les mylonites caractérisés par la paragenèse minérale à biotite + chlorite ± leucoxène ± graphite. Dans les arénites quartzitiques, le faciès schiste vert est souligné par la rétromorphose en séricite de la staurotide, de la biotite en muscovite et du grenat qui se chloritise localement. Les roches basiques à intermédiaires (métagabbros et méta-andésites) indiquent une paragenèse minérale à chlorite + épidote + actinote + biotite + carbonate ± albite ± leucoxène. 6. Etude géochimique Les investigations géochimiques se fondent sur les interprétations des analyses des éléments majeurs, traces, terres rares, et la diffractométrie aux rayons X (Tableau 1 et 2). Les diagrammes de Irvine et Baragar ([28]) et Jensen ([29]) indiquent que les formations géologiques se répartissent suivant les affinités magmatiques tholéiitique, calco-alcaline et komatiitique (Fig.4 A et B). (i) Une affinité tholéiitique (Fig. 1) constituée de méta-dolérite (BES15), de gabbros (AE9, BSE7) et de métagabbros (AE11, AE13, BES23). (ii) Une affinité calco-alcaline associant des rhyolites (AE19, BES5), dacites (AE21, BES10, BES11, BR012), granodiorites (AE35, BES19) et granites (AE28, AE1, AE50). (iii) Une affinité komatiitique composée d’amphibolites (AE56, AE54) et d’ultrabasite (BR004). Les diagrammes des éléments majeurs en fonction de la silice montrent que les oxydes Al2O3, Fe2O3 et MgO se répartissent suivant des champs assimilables aux trois domaines des affinités magmatiques (Fig.4C). Par ailleurs une corrélation positive s’établie avec K2O et Na2O et négative pour CaO et TiO2. Ces corrélations permettent d’envisager une même série magmatique des trois affinités (Fig.5). Les formations ultrabasiques sont riches en magnésium (17,2 ≤ MgO ≤ 20,2%), en chrome (8030 – 1870 ppm) et en nickel (864 – 1100 ppm) et pauvres en titane (0,36 ≤ TiO2 ≤ 0,48%). Inversement les faciès basiques ont des teneurs plus élevés en TiO2 (1,36 – 3,5%) et plus faibles en magnésium (1,1 ≤ MgO ≤ 4,93 %), en chrome (10 – 20 ppm) et nickel (5 – 16 ppm). Le caractère siliceux des rhyolites (72,3 ≤ SiO2 ≤ 73,2%) les assimilent aux granitoïdes (62,1 ≤ SiO2 67,3≤ %) qui selon le diagramme de Maniar et Piccoli ([30]) affiche un caractère métalumineux comme la majorité des ensembles des granitoïdes paléoprotérozoïque du Burkina (Kagambèga [31]). Ils se mettent en place dans un contexte de volcanisme d’arc à syn-collisionnel (Fig.6) d’après les diagrammes de Pearce et al ([32]). L’analyse des terres rares normalisées aux chondrites (Sun et Mcdonough [33]) des formations encaissantes et intrusives de la zone d’étude sont caractérisées par des spectres relativement enrichis en terres légères et appauvris en terres rares lourdes (Fig.7 A, B et C). Les gabbros et métagabbros G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 20 montrent des spectres plus ou moins plats mais enrichis 10 à 70 fois que la chondrite comparativement aux ultrabasites qui sont légèrement appauvri en REE (< 7). Ils sont affectés par de légères anomalies négatives respectives en Ce, Sm, Gd et Yb d’une part marquant le départ de ces éléments chimiques suite à la circulation des fluides hydrothermaux et d’autre part par une légère anomalie positive en Eu indiquant une accumulation relative de feldspaths. Les spectres des roches calco-alcalines sont nettement fractionnés et marqués par un net enrichissement en LREE et un appauvrissement en REE. Une anomalie négative en Eu du au fractionnement des plagioclases caractérisent les rhyolites. 7. Discussion-conclusion L’étude du métamorphisme montre à partir des paragenèses minérales, que l’ensemble des formations de la zone, a subi des transformations métamorphiques : (i) localement dans le faciès amphibolite avec la paragenèse à grenat + staurotide + biotite dans les arénites quartzitiques et l’apparition d’hornblende dans les amphibolites. Ces faciès ont subi une rétromorphose de bas degré à actinote + épidote ± carbonate ; (ii) généralement dans le contexte de métamorphisme schistes verts on a des paragenèses de type chlorite + épidote + actinote ± albite dans les termes basiques et séricite + chlorite ± biotite ± muscovite dans les roches acides et sédimentaires; (iii) l’altération hydrothermale développe une forte silicification avec formation de champs filoniens à quartz massif, parfois à tourmaline, des veinules remplies de carbonate + quartz + séricite + chlorite + biotite ± opaques ± albite. Le gîte aurifère de Bomboré se situe dans un contexte géologique à lithologie très variée. La nature pétrographique des roches décrite est confirmée par la géochimie. (i) Les roches d’origine sédimentaires n’ont pas fait l’objet d’analyses géochimiques; néanmoins, les caractères à granulométrie fine des méta-pélites, ainsi que compositionnel à séricite + carbonates + biotite +feldspath + quartz associant des niveaux très graphiteux, suggèrent une origine pélagique terrigène de ces roches. (ii) L’affinité komatiitique des amphibolites et des ultrabasites définie dans le diagramme de Jensen ([29]), indique le caractère fortement magnésien de ces roches ; d’autre part, elle confirme l’origine mafique des amphibolites qui dérivent des roches basiques ou ultrabasiques. Les termes volcaniques intermédiaire à acide et leurs cortèges intrusifs présents dans la zone, peuvent être rapportés à une même lignée magmatique avec des séries fortement magnésiennes associées aux séries tholéiitiques (dolérites et gabbros) suivies des séries à caractère calco-alcaline constituées d’andésites, de dacites et de rhyolites. (iii) Les granodiorites et granites purs constituent des roches plutoniques acides qui s’intègrent dans l’histoire magmatique de la zone. G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 21 BIBLIOGRAPHIQUE [1] Wenmenga, U., 1986. Pétrologie des ensembles lithologiques du Protérozoïque inférieur au NE de Ouagadougou (Burkina Faso- Craton Ouest Africain). Etude pétrographique, géochimique et géochronologique. Thèse Univ. Clermont-Ferrand, 275p. [2] Zonou, S., 1987. Les formations leptyno-amphibolitiques et le complexe volcanique et volcanosédimentaire du protérozoïque inférieur de Bouroum-Nord (Burkina Faso – Afrique de l’Ouest). Etude pétrographique, géochimique, approche pétrogénétique et évolution géodynamique. Thèse Univ. Nancy I, 294p. [3] Napon, S., 1988. Le gisement d’amas sulfuré (Zn-Ag) de Perkoa dans la province du Sanguyé (Burkina Faso, Afrique de l’Ouest) : Cartographie, étude pétrographique, géochimique et métallogénique. Thèse Doc. Univ. 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B : Dacite (1) : Phénocristaux de plagioclase et de feldspaths très abondants (2) : Micro et phénocristaux de plagioclase et de feldspath potassique. C : Rhyolite (1) : Présence de phénocristaux de quartz limpide et feldspath blanchâtre. (2) : Quartz porphyrique doté de golfe de corrosion repris localement par une microfissuration tardive. Microphénocristaux de feldspath localement altérés en carbonate. Phénocristal de plagioclase légèrement déstabilisé en séricite. D : Métasédiment à graphite (1) : Alternance de bancs blanchâtre à carbonate et sombre à graphite (2) : Alternance de lits clairs et sombres respectivement à quartz et à séricite – biotite – graphite E : Méta-arénite (1) : Porphyroclastes de grenat (sombre) et de staurotide (brun) entourés d’une couronne de séricite conséquence de son retromorphose dans le faciès schiste vert. Biotite orientée en amas par endroits. Biotite et porphyroblastes de grenat et staurotide disposés suivant la schistosité flux Sn+1. (2) : Grenat Kélyphétisé et formant des ombres de pression, biotite en feuillet. Phénocristaux de quartz recristallisé en sous-grains et disposés suivant la schistosité de flux. F : Métaconglomérat polygénique (1) : Galets cherteux, arénitique et métapélitique étirés et disposés suivant la foliation régionale NESW dans matrice fortement chloritisée. (2) : Mésostase fortement chloritisée dans laquelle se hissent des galets arénitique et cherteux. G : Péridotite (1) : Les minéraux sombres correspondent à l’olivine. (2) : Olivine entièrement serpentinisée et pyroxène ouralitisé et talcifié. Un début d’opacification affecte localement les pyroxènes. H : Métagabbro G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 25 (1) : Texture grenue porphyroïde à mégacristaux de cristaux de hornblende verte pluricentimétrique (5cm). (2) : Hornblende localement effilochée, plagioclase partiellement saussuritisé et opaques déstabilisés en leucoxène. I : Dolérite (1) : Roche mélanocrate à texture aphanitique (2) : Olivine déstabilisée en sphérolite à cœur carbonatisé et à périphérie faite de serpentine. Le clinopyroxène est partiellement ouralitisé et talcifié. Mésostase microlitique à microlites de plagioclase et de hornblende déstabilisés en carbonate. J : Leucogranite à deux micas (1) : Structure équante et texture grenue à grain fin. La roche est recoupée par deux générations d’aplites. (2) : Biotite et muscovite effilochées et en fines paillettes. Quartz est recristallisé en sous-grains Fig. 4 : Classification des roches de Bomboré suivant les affinités magmatiques. A : D’après le diagramme Al – (Fet + Ti) – Mg de Jensen(1976) CA : Calco-alcaline, TH : Tholéïte, KO: komatiite Do-Fe : Domaine des basaltes tholéïtiques enrichis en Fer Do-Mg : Domaine des basaltes tholéïtiques enrichis en magnésium 1. Rhyolite, 2.Dacite, 3.Andésite, 4.Basalte, 5.Komatiite, 45.Basalte komatiitique B : Selon le diagramme Na2O + K2O – FeOt – MgO de Irvine et Baragar (1971). Fig.5 : Diagramme de variation des teneurs en SiO2 en fonction des oxydes Al2O3, Fe2O3 et MgO, Fig.6 : Diagramme Nb – Y, Ta – Yb, Rb – (Y + Nb) et Rb – (Y + Ta) de discrimination des granites (Pearce et al, 1984) : Syn-COLG (syn-collisional granites) ; VAG (volcanic granites) ; WPG (within-plate granites) ; ORG (ocean ridge granites). Fig.7 : Spectres des terres rares normalisées par rapport aux chondrites (Sun et Mcdonough, 1989) des formations géologiques de gite aurifère de Bomboré. G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 26 Figure 1 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 27 Figure 2 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 28 Figures 3 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 29 Figures 3 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 30 Figures 3 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 31 Figures 3 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 32 Figure 4 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 33 Figure 5 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 34 Figure 6 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 35 Figure 7 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 36 Tableau des analyses géochimiques Roche Métagabbros Echantillo AE1 AE1 BES ns 1 3 23 SiO2 45,9 50,3 50,2 12,6 Al2O3 13,6 14,1 5 15,0 Fe2O3 20,4 5 17,9 CaO MgO Na2O K2O Cr2O3 TiO2 MnO P2O5 SrO BaO La Ce Pr Nd Sm Gabbros BES AE9 7 52,6 57,9 12,1 12,2 5 18,7 13,1 5 5 Amphibolit Ultrabasi MétaGranodiorit es te dolérite Rhyolites Dacites es Granites AE5 AE5 AE1 AE2 BES1 BES1 BR01 AE3 BES1 4 6 BR004 BES15 9 BES5 1 0 1 2 5 9 AE1 AE28 AE50 45,8 47,2 41,6 41,8 73,2 72,3 66,6 65,3 65,7 66,5 62,8 62,1 66,1 66,2 67,3 13,7 16,3 7,59 7,59 5,39 13,65 5 14,7 5 15,25 14,9 16,35 15,4 15,6 15,85 15,85 15,55 9,24 4,68 1,73 0,4 0,01 2,83 0,26 0,11 0,02 0,01 8,88 3,76 2,81 0,17 0,01 1,55 0,22 0,12 0,03 0,01 8,56 4,21 1,14 0,17 0,01 1,73 0,25 0,17 0,03 0,01 5,24 1,1 1,45 1,17 0,01 1,36 0,33 0,53 0,04 0,02 4,44 0,55 2,78 2,21 0,01 0,86 0,13 0,22 0,02 0,04 9,68 9,39 10,1 8,47 5 20 20,2 0,27 0,27 0,19 0,14 0,23 0,2 0,46 0,48 0,15 0,17 0,26 0,21 0,01 0,01 0,01 0,01 22,2 6 17,8 2 18,0 3 16,6 7 14,0 5 23,5 5 20,9 2 19,5 9 18,1 7 15,9 5 29,3 5 27,6 0 26,1 5 25,3 3 22,1 5 50,9 7 49,6 3 47,9 5 45,5 0 38,3 1 61,9 4 57,5 5 53,2 8 49,5 0 40,4 1 29,3 5 23,3 9 20,4 1 17,5 0 12,1 5 12,5 8 12,5 0 11,9 7 11,5 0 8,26 14,65 16,35 1,26 1,56 2,99 3,84 3,4 4,69 4,57 4,83 2,65 2,84 2,5 0,1 28 0,02 0,01 1,16 0,22 0,2 0,01 0,01 0,01 8,26 4,23 2,77 0,96 0,01 3,5 0,21 1,04 0,03 0,04 1,11 0,21 4,1 3,98 0,01 0,12 0,04 0,03 0,04 0,17 1,36 0,38 4,64 2,34 0,01 0,22 0,02 0,06 0,03 0,1 3,31 1,09 5,48 2,17 0,01 0,28 0,06 0,09 0,13 0,12 3,67 1,31 5,91 1,24 0,01 0,3 0,06 0,1 0,07 0,05 3,63 0,84 5,54 1,76 0,01 0,24 0,04 0,06 0,06 0,07 1,02 1,34 3,87 2,06 0,01 0,36 0,06 0,06 0,09 0,13 4,37 2,42 3,9 2,31 0,01 0,43 0,08 0,2 0,08 0,09 4,62 1,76 4,66 1,6 0,01 0,37 0,08 0,05 0,08 0,09 2,6 1,12 4,92 2,77 0,01 0,45 0,04 0,17 0,12 0,16 2,48 0,96 4,99 3,04 0,01 0,43 0,04 0,2 0,13 0,18 2,49 0,93 4,54 3,41 0,01 0,37 0,03 0,19 0,13 0,15 10,00 163,23 141,09 6,23 121,72 5,17 103,33 3,33 69,74 124,5 36,7 58,3 123,5 124,5 2 7 27,74 17,74 21,29 9 30,97 5 2 28,7 43,6 84,28 1 22,03 14,23 16,58 9 25,25 88,49 90,72 23,0 33,7 55,57 3 18,44 11,97 15,16 7 20,74 64,51 66,64 18,0 25,6 35,33 0 15,17 9,83 12,83 7 16,33 45,00 46,17 10,4 14,7 14,77 6 9,33 6,97 8,41 7 10,51 19,44 21,69 103,5 5 7,43 49,3 5 37,8 7 28,6 9 20,3 3 11,5 4 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 37 63,86 53,77 38,50 18,41 Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 14,9 7 13,2 8 13,2 9 12,1 7 12,1 2 12,1 0 11,7 3 17,4 1 13,9 8 14,5 6 13,4 5 13,3 7 13,1 4 12,9 6 10,4 9,80 4 10,7 9,71 6 21,7 7 20,3 9 20,4 6 19,2 9 18,3 8 18,0 0 16,6 7 13,8 7 14,1 7 36,7 3 34,7 9 34,1 8 30,3 7 28,5 5 28,4 8 26,5 4 21,5 3 21,7 8 31,2 9 35,4 4 37,1 3 33,2 3 31,7 5 32,4 3 31,1 7 25,5 6 25,9 8 10,6 1 7,21 3,40 44,22 7,76 8,03 8,16 7,35 5,31 7,48 11,2 9 9,52 13,88 14,29 12,93 8,96 6,60 2,97 52,32 7,30 8,73 6,18 5,91 4,09 5,48 9,58 7,61 11,62 11,85 10,46 7,59 6,33 2,95 45,15 4,85 4,43 4,64 4,43 2,95 4,64 7,17 6,12 5,70 6,33 5,91 6,30 5,47 2,55 37,58 3,29 2,39 2,95 2,92 1,86 3,76 5,22 5,00 2,95 3,32 3,17 5,71 5,43 2,51 35,24 2,79 1,81 3,06 2,65 1,95 3,62 4,60 4,46 2,37 2,23 2,09 5,67 5,33 2,52 34,81 2,90 1,81 2,86 2,57 1,81 3,62 4,38 4,67 2,00 2,14 2,14 5,25 5,25 2,47 30,86 2,78 1,23 3,09 2,16 1,54 3,40 4,01 4,94 1,54 1,85 1,54 4,40 4,27 2,26 26,41 2,14 1,17 2,10 2,02 1,41 3,19 3,39 4,19 1,25 1,25 1,29 4,46 4,20 2,10 25,72 2,62 1,05 2,62 2,10 1,57 3,15 3,41 4,20 1,31 1,31 1,31 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 38 G. Hubert ZONGO et al /J. Sci. Vol. 16, N° 2 (Juin 2016) 12-38 Page 39
