Gabon Million Cartenotice [PDF]

Zitiervorschau

PROGRAMME SYSMIN 8 ACP GA 017 MINISTÈRE DES MINES, DU PÉTROLE, DES HYDROCARBURES Direction Générale des Mines et de la Géologie

NOTICE EXPLICATIVE DE LA CARTE GÉOLOGIQUE ET DES RESSOURCES MINÉRALES DE LA RÉPUBLIQUE GABONAISE À 1/1 000 000 par

D. THIÉBLEMONT, C. CASTAING, M. BILLA, P. BOUTON, A. PRÉAT Avec la collaboration de : A. COCHERIE, C. GUERROT, M. TEGYEY, C. RIGOLLET, D. CRUZ-MERMY Coordination générale S. EMANE MBA, Directeur Général des Mines et de la Géologie P.C. NGONDI MBOUALA, Directeur Général Adjoint des Mines et de la Géologie I. NZENGUE, Directeur Général Adjoint des Mines et de la Géologie Suivi administratif et technique F. MAYAGA-MIKOLO, Directeur de la Géologie et de la Recherche Minière Editions de la Direction Générale des Mines et de la Géologie 2009 Références bibliographiques. Toute référence en bibliographie au présent document doit être faite de la façon suivante : - pour la notice : THIEBLEMONT D., CASTAING C., BILLA M., BOUTON P., PREAT A. (2009). Notice explicative de la Carte géologique et des Ressources minérales de la République Gabonaise à 1/1 000 000. Editions DGMG - Ministère des Mines, du Pétrole, des Hydrocarbures, Libreville, 384 p. - pour la carte : THIEBLEMONT D., CASTAING C., BOUTON P., BILLA M., PRIAN J.P., GOUJOU J.C., BOULINGUI B., EKOGHA H., KASSADOU A., SIMO NDOUNZE S., EBANG OBIANG M., NAGEL J.L., ABOUMA SIMBA S., HUSSON Y. (2009). Carte géologique et des Ressources minérales de la République Gabonaise à 1/1 000 000. Editions DGMG - Ministère des Mines, du Pétrole, des Hydrocarbures, Libreville.

REMERCIEMENTS Merci à Daniel HACCARD et Michel BAL pour leur relecture critique du manuscrit, et à Audrey GALLAUD et Joël LE METOUR pour leur patient travail de mise en forme.

SOMMAIRE AVANT PROPOS..................................................................................................... 11 SCHEMA LITHOSTRATIGRAPHIQUE GLOBAL.................................................... 15 Les grands ensembles.......................................................................................................................................... 15 Géochronologie relative...................................................................................................................................... 18 Phanérozoïque .................................................................................................................................................. 19 Néoprotérozoïque ............................................................................................................................................. 21 Paléoprotérozoïque........................................................................................................................................... 22 Archéen ............................................................................................................................................................ 24 Géochronologie absolue ...................................................................................................................................... 28 Le corpus de données radiochronologiques et son mode de traitement............................................................ 28 Les grandes étapes d’édification du socle gabonais ......................................................................................... 33 Héritage et sources des sédiments dans les bassins sédimentaires ................................................................... 44 Le refroidissement du socle.............................................................................................................................. 46

MESOARCHEEN ..................................................................................................... 47 Craton mésoarchéen ........................................................................................................................................... 47 Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques (> 3100 Ma ?) : amphibolites, ultrabasites, norites 48 Granitoïdes gris (~ 3100 – 2840 Ma) : tonalites, granodiorites ± rubanées, localement anatectiques......... 50 Granites roses (~ 2880 – 2810 Ma) : monzogranites, granites .................................................................... 52 Domaines charnockitiques (métamorphisme HT vers ~ 2820 Ma) : enderbites et gneiss enderbitiques, charnockites et gneiss charnockitiques, gneiss noritiques ........................................................................... 53 Accrétion et différenciation du craton mésoarchéen ........................................................................................ 56

MESO- A NEOARCHEEN........................................................................................ 64 Intrusions kimberlitiques.................................................................................................................................. 65 Métakimberlites (2848 ± 8 Ma ; région de Mitzic, non représentées) ......................................................... 65 Sillons volcano-sédimentaires et ferrifères - Groupe de Bélinga (entre 2870 et 2750 Ma).............................. 66 BIF : quartzites ferrugineux épi- à catazonaux ............................................................................................ 67 Roches basiques, schistes, conglomérats, ultrabasites, paragneiss à ± grenat et/ou clinopyroxène, leptynites à ± grenat ..................................................................................................................................................... 68 Signatures géochimiques du magmatisme ultrabasique et basique du Groupe de Bélinga et contexte de mise en place............................................................................................................................................................. 71

NEOARCHEEN ........................................................................................................ 76 Orogène néoarchéen ........................................................................................................................................... 76 Domaines gneisso-migmatitiques néoarchéens (~ 2750 Ma) ........................................................................... 77 Gneiss à biotite, leptynites........................................................................................................................... 77 Gneiss dioritiques, gneiss amphiboliques.................................................................................................... 78 Orthogneiss à ± grenat, fréquemment migmatitiques .................................................................................. 78 Ceinture plutonique néoarchéenne (~ 2700 Ma) .............................................................................................. 86 Granodiorites, diorites ................................................................................................................................. 87 Monzogranites, granites à biotite................................................................................................................. 87 Monzogranites porphyroïdes, syénites, granites alcalins............................................................................. 89 Quelle orogenèse au Néoarchéen ?................................................................................................................... 89 Champ filonien tardi-archéen ........................................................................................................................... 90 Suite lamprophyrique : lamprophyres ......................................................................................................... 91 Suite kimberlitique : kimberlites ................................................................................................................. 91 Suite de Kinguélé : gabbros noritiques, gabbros, dolérites.......................................................................... 93

Suite gabbroïque : gabbros à clinopyroxène et hornblende, roches ultrabasiques....................................... 94

ARCHEEN A PALEOPROTEROZOÏQUE................................................................ 95 Orogène pré-éburnéen ........................................................................................................................................ 95 Métagabbros, ultrabasites ............................................................................................................................ 96 Paragneiss, quartzites ferrugineux, amphibolites ........................................................................................ 96 Orthogneiss, migmatites (~ 2469 – 2451 Ma) ............................................................................................. 97 Granitoïdes : tonalites, granites leucocrates, granites d’anatexie ................................................................ 97 Géochimie des roches archéennes du Domaine de Lambaréné – Waka........................................................... 98 Déformation dans le domaine pré-éburnéen : un problème en suspens.......................................................... 101

PALEOPROTEROZOÏQUE.................................................................................... 102 Orogène éburnéen ............................................................................................................................................. 102 Bassin anté-orogénique..................................................................................................................................... 109 Complexe de l’Ogooué (~ 2500 – 2120 Ma).................................................................................................. 109 Paragneiss et micaschistes mésozonaux à ± grenat ................................................................................... 109 Métavolcanites et métaquartzites............................................................................................................... 110 Série d’Ovala (micaschistes, gneiss, leptynites, quartzites) ........................................................................... 114 Bassins syn-orogéniques ................................................................................................................................... 116 Complexe de Kolissen (< 2017 ± 12 Ma) ...................................................................................................... 116 Micaschistes, métasédiments épizonaux, paragneiss, métaquartzites, métaconglomérats......................... 117 Métavolcanites, métaquartzites.................................................................................................................. 118 Groupe de N’Djolé (< 2118 ± 10 Ma)............................................................................................................ 122 Schistes, schistes ampélitiques, métagrès .................................................................................................. 126 Métavolcanites, métaquartzites.................................................................................................................. 127 Ceinture plutonique éburnéenne..................................................................................................................... 133 Complexe éburnéen (~ 2080 – 1980 Ma)....................................................................................................... 133 Granites, granites leucocrates, granites porphyroïdes, granodiorites, tonalites ......................................... 133 Avant-pays éburnéen ........................................................................................................................................ 141 Série de la Ouano ........................................................................................................................................... 141 Schistes sériciteux, jaspes, quartzites, métagrès ........................................................................................ 141 Le Francevillien : répartition et schéma lithostratigraphique ......................................................................... 141 Groupe du Francevillien A ............................................................................................................................. 146 Quartzarénites grossières, parfois conglomératiques................................................................................. 146 Groupe du Francevillien B ............................................................................................................................. 149 Pélites et ampélites à intercalations de grès dolomitiques, dolomies et roches tufacées ........................... 149 Le Complexe de N’goutou (2027 ± 55 Ma) ................................................................................................... 152 Laves alcalines, syénites et microgranites ................................................................................................. 152 Groupe du Francevillien C ............................................................................................................................. 153 Jaspes, jaspes à stromatolithes................................................................................................................... 153 Roches volcano-sédimentaires à volcaniques................................................................................................. 158 Tufs acides, laves basiques et roches ultramafiques alcalines, ampélites.................................................. 158 Groupe du Francevillien D ............................................................................................................................. 160 Pélites verdâtres à intercalations gréseuses et tufacées.............................................................................. 160 Groupe du Francevillien E ............................................................................................................................. 162 Grès fins à moyens feldspathiques, parfois conglomératiques, argilites subordonnées............................. 162 Synthèse géochimique sur le Francevillien des bassins de Franceville et Okondja ....................................... 162 Éléments de datation du Francevillien ........................................................................................................... 184 Quelle orogenèse au Paléoprotérozoïque ? ..................................................................................................... 185

NEOPROTEROZOÏQUE ........................................................................................ 189

Orogène panafricain de l'Ouest-Congo........................................................................................................... 192 Champ filonien............................................................................................................................................... 192 Dolérites, gabbros (~ 980 Ma)................................................................................................................... 192 Complexe intrusif alcalin ............................................................................................................................... 194 Complexe de Mabounié (~ 970 Ma) : carbonatites, phosphocorites, fénites............................................. 194 Magmatisme mayombien (Complexe de Mayumba) ..................................................................................... 196 Gabbros, amphibolites (904 ± 6 Ma)......................................................................................................... 196 Complexe de Mayumba : granites à biotite d'affinité alcaline (867 ± 4 Ma)............................................. 200 Bassin interne (Mayombe) ............................................................................................................................. 201 Groupe métamorphique de la Loukoula (quartzites micacés à ± grenat, paragneiss à ± grenat, souvent mylonitiques)............................................................................................................................................. 204 Groupe de la Loukoula (schistes chloriteux, schistes pélitiques, quartzites, conglomérats)...................... 205 Formation de la M'Beia (quartzites, grès ± arkosiques, conglomérats tilloïdiques) .................................. 207 Formation de la Louila (~ 713 ± 49 Ma) (schistes pélitiques, schistes chloriteux, tufs rhyolitiques)........ 207 Bassin externe (Nyanga) ................................................................................................................................ 211 Formation de la Bouenza (grès, argilites, siltites) ..................................................................................... 213 Groupe du Niari (conglomérats tilloïdiques, schistes, argilites) ................................................................ 214 Groupe Schisto-calcaire, SC1 (dolomies et calcaires, marbres, marnes en plaquettes, schistes)............... 215 Groupe Schisto-calcaire, SC2 (dolomies, dolomies stromatolithiques et calcaires dolomitiques à silex) . 216 Groupe Schisto-calcaire, SC3 (dolomies à stromatolithes et carbonates oolithiques) ............................... 216 Schisto-gréseux inférieur, SG1 (siltites, argilites) ..................................................................................... 217 Schisto-gréseux supérieur, SG2 (grès plus ou moins feldspathiques, argilites)......................................... 217 Groupe Schisto-gréseux indifférencié (quartzarénites, siltites, argilites) .................................................. 218 Grands traits de l’évolution sédimentaire du domaine néoprotérozoïque du Sud-Gabon .............................. 222 Architecture de l’Orogène panafricain de l’Ouest-Congo au Gabon.............................................................. 225 Bassin de la Noya............................................................................................................................................... 230 Diamictites, grès, argilites, calcaires, dolomies......................................................................................... 230

PHANEROZOÏQUE ................................................................................................ 231 Domaine côtier atlantique (Permien à Eocène) .............................................................................................. 232 Nomenclature lithostratigraphique ................................................................................................................. 232 Caractérisation morphostructurale du Domaine côtier ................................................................................... 235 Bassin pré- à syn-rift ...................................................................................................................................... 238 Groupe de l’Agoula ................................................................................................................................... 239 Groupe de M’Vone.................................................................................................................................... 240 Groupe de N’Dombo ................................................................................................................................. 240 Groupe de Cocobeach................................................................................................................................ 240 Bassin syn- à post-rift..................................................................................................................................... 243 Formation de N’Zémé Asso – Grès de la Remboué .................................................................................. 244 Formation salifère...................................................................................................................................... 244 Groupe de Madiéla .................................................................................................................................... 244 Groupe de Cap Lopez................................................................................................................................ 245 Groupe de Sibang ...................................................................................................................................... 245 Groupe d’Anguille..................................................................................................................................... 245 Formation d’Ikando - Formations Ozouri, Animba, N’Gola ..................................................................... 245 Oligocène à Miocène ......................................................................................................................................... 247 Latérites ..................................................................................................................................................... 247 Miocène .............................................................................................................................................................. 248 Groupe d’Alewana : Formations de Mandorové, M’Béga, N’Tchengué et Akosso (sables argileux, carbonates)................................................................................................................................................. 248 Basaltes du Cap N’Gombé ........................................................................................................................ 248 Pliocène .............................................................................................................................................................. 249 Groupe des Cirques : sables kaolinisés, grès argileux, argiles kaoliniques ............................................... 249

Résumé de l’évolution phanérozoïque du Domaine côtier atlantique .......................................................... 251 Quaternaire ....................................................................................................................................................... 254 Formations du Stanley Pool et des Plateaux Batékés (Paléogène à Pléistocène) : grès et sables .............. 254 Complexe de la Stone line (< 6000 BP) : brèche polygénique à fréquents outils lithiques, localement consolidée....................................................................................................................................................... 258 Limons éoliens (~ 30 000 BP à sub-actuel).................................................................................................... 268 Formations côtières : dunes et paléodunes en voie de végétalisation............................................................. 275 Formations alluviales : graviers, sables, argiles ............................................................................................. 275

HISTORIQUE DES PRINCIPALES ACTIVITES MINIERES AU GABON.............. 280 Activités antérieures au 20ème siècle................................................................................................................. 280 Activités comprises entre le début du 20ème siècle et les années soixante...................................................... 281 Activités comprises entre les années soixante et quatre-vingt dix................................................................. 282 Développements récents durant les années quatre-vingt............................................................................... 283

RESSOURCES MINERALES ENCAISSEES DANS L’ARCHEEN ....................... 284 Généralités ......................................................................................................................................................... 284 Ressources minérales associées à la période d’extension et de rifting de la limite Méso- à Néoarchéen ... 286 Minéralisations liées au dépôt des ceintures de roches vertes (sillons volcano-sédimentaires du Groupe de Bélinga, entre 2870 et 2750 Ma) .................................................................................................................... 286 Fer.............................................................................................................................................................. 286 Ressources minérales liées à des roches d’affinité kimberlitique archéennes (métakimberlites de Mitzic - 2848 ± 8 Ma) ou plus tardives................................................................................................................................. 291 Diamant ..................................................................................................................................................... 291 Ressources minérales associées à l’orogenèse néoarchéenne, entre 2750 et 2700 Ma ................................. 295 Minéralisations guidées par la tectonique néoarchéenne (cisaillements décrochants ou décro-chevauchants et failles annexes)............................................................................................................................................... 295 Or............................................................................................................................................................... 295 Ressources minérales associées aux domaines granitiques (suite plutonique néoarchéenne datée à 2700 Ma) ........................................................................................................................................................................ 304 Cuivre, Molybdène .................................................................................................................................... 304 Niobium, Tantale, Etain............................................................................................................................. 305 Terres rares, Thorium ................................................................................................................................ 305 Corindon.................................................................................................................................................... 305 Roches ornementales ................................................................................................................................. 305 Ressources minérales liées à la période d’extension tardi-archéenne, entre 2700 et 2550 Ma ................... 307 Minéralisations liées à la suite de Kinguélé ................................................................................................... 307 Nickel, Cuivre, Chrome, Platinoïdes ......................................................................................................... 307

RESSOURCES MINERALES ENCAISSEES DANS LE PALEOPROTEROZOÏQUE ............................................................................................................................... 309 Généralités ......................................................................................................................................................... 309 Ressources minérales associées au domaine pré-éburnéen (~ 2550-2450 Ma)............................................. 311 Minéralisations associées aux domaines granitiques et d’orthogneiss, tels que le dôme de l’Abamié........... 311 Niobium, Tantale, Etain............................................................................................................................. 311 Terres rares, Thorium ................................................................................................................................ 311

Ressources minérales associées à l’orogenèse éburnéenne, entre 2100 et 1950 Ma..................................... 312 Minéralisations guidées par la tectonique éburnéenne (cisaillements décrochants, décro-chevauchants et failles annexes)............................................................................................................................................... 312 Or............................................................................................................................................................... 312 Ressources minérales associées aux domaines granitiques éburnéens ........................................................... 321 Tungstène .................................................................................................................................................. 321 Cuivre, Plomb, Zinc .................................................................................................................................. 321 Minéralisations volcano-sédimentaires .......................................................................................................... 321 Roches ornementales ................................................................................................................................. 322 Ressources minérales associées aux bassins d’avant-pays de l’orogène éburnéen ...................................... 323 Minéralisations liées aux faciès détritiques grossiers de la plate-forme francevillienne ................................ 323 Uranium, Vanadium .................................................................................................................................. 323 Ressources minérales liées à la sédimentation des grabens francevilliens ..................................................... 327 Manganèse................................................................................................................................................. 327 Dolomie ..................................................................................................................................................... 330 Minéralisations associées au complexe alcalin de N’goutou (2027 ± 55 Ma)................................................ 331 Fluorine, Terres rares................................................................................................................................. 331 Minéralisations diffuses associées au contexte volcano-sédimentaire généralisé des bassins francevilliens. 331 Cuivre, Plomb, Zinc .................................................................................................................................. 331

RESSOURCES MINERALES ENCAISSEES DANS LE NEOPROTEROZOÏQUE 333 Généralités ......................................................................................................................................................... 333 Ressources minérales associées à la carbonatite de Mabounié...................................................................... 335 Phosphate, Niobium, Terres rares.............................................................................................................. 335 Minéralisations associées aux dépôts de BIF du Bassin interne du Mayombe ............................................ 340 Fer.............................................................................................................................................................. 340 Ressources minérales liées au Bassin externe de la Nyanga .......................................................................... 343 Talc............................................................................................................................................................ 343 Cuivre, Plomb, Zinc, Fluorine ................................................................................................................... 345 Or, Niobium, Tantale, Etain, Chromite, Terres rares, Diamants alluvionnaires........................................ 345 Carbonates, Argiles ................................................................................................................................... 345 Roches ornementales ................................................................................................................................. 346

RESSOURCES MINERALES ENCAISSEES DANS LE PHANEROZOÏQUE ....... 348 Généralités ......................................................................................................................................................... 348 Ressources minérales associées aux formations continentales du Permien ................................................. 349 Uranium, Cuivre ........................................................................................................................................ 349 Ressources minérales du Mésozoïque associées au Domaine Côtier, conséquence de l’ouverture de l’Atlantique........................................................................................................................................................ 350 Minéralisations de type « Mississippi Valley » dans le bassin pré- à syn-rift ................................................ 351 Plomb, Zinc, Barytine................................................................................................................................ 351 Gisements d’évaporites associées à la formation salifère et à la sédimentation post-salifère du bassin syn- à post-rift........................................................................................................................................................... 354 Sel gemme, Potasse ................................................................................................................................... 354 Phosphate................................................................................................................................................... 357 Gisements d’hydrocarbures du Bassin Côtier ................................................................................................ 358 Pétrole, Gaz ............................................................................................................................................... 358 Ressources minérales associées aux phénomènes d’altération supergènes du Néogène et du Quaternaire ............................................................................................................................................................................ 360

Indices et gîtes de placers et matériaux alluvionnaires................................................................................... 361 Diamant ..................................................................................................................................................... 361 Or............................................................................................................................................................... 361 Sable .......................................................................................................................................................... 361 Ressources liées à l’altération superficielle.................................................................................................... 361 Latérite....................................................................................................................................................... 361 Bauxite....................................................................................................................................................... 362 Granulats ................................................................................................................................................... 363

BILAN ET PERSPECTIVES................................................................................... 364 Thème « fer » ..................................................................................................................................................... 364 Thème « or » ...................................................................................................................................................... 365 Thème « cuivre-molybdène-or » ...................................................................................................................... 365 Thème « diamant »............................................................................................................................................ 365 Thème « nickel, cuivre, chrome, platinoïdes »................................................................................................ 366 Thème « terres rares, niobium, tantale, étain, tungstène »............................................................................ 366 Thème « métaux de base »................................................................................................................................ 366 Thème « uranium, cuivre » .............................................................................................................................. 367 Thème « manganèse » ....................................................................................................................................... 367 Thème « plomb, zinc, barytine »...................................................................................................................... 367 Thème « talc ».................................................................................................................................................... 367 Thème « sel gemme, phosphates, potasse » ..................................................................................................... 368 Thème « roches et matériaux industriels et de construction » .................................................................... 368

BIBLIOGRAPHIE ................................................................................................... 369

Avant propos Cette nouvelle édition de la notice explicative de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 et la carte qu’elle accompagne ont été réalisées à l’issue du projet SYSMIN « Constitution d’une base de données géologiques et minières – Gabon » (2005 – 2009), financé par le Fonds Européen de Développement. Elles sont l’aboutissement d’une collaboration entre, d’une part un consortium dirigé par le BRGM et associant le Musée Royal de l’Afrique Centrale (Belgique), Sanders Geophysics Ireland Limited et le Council for Geoscience (Afrique du Sud), et d’autre part, la Direction Générale des Mines et de la Géologie (DGMG) du Gabon. Ce projet comportait quatre volets (géophysique, inventaire minier, cartographie géologique, roches et minéraux industriels) et c’est dans le cadre du volet cartographie géologique qu’a été acquise la quasi-totalité des données nouvelles présentées dans cette notice. Ce volet avait initialement à sa charge le levé de neuf cartes géologiques à 1/200 000 (Fig. 1), chiffre porté à dix à l’occasion de la signature d’un avenant qui incluait également la réalisation d’une nouvelle (la troisième) édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000. Parallèlement, un projet associant la DGMG et le BRGM sur financement propre de l’Etat gabonais avait à effectuer le levé de trois cartes géologiques (Fig. 1).

Fig. 1. Cartes géologiques à 1/200 000 de la République du Gabon publiées à la date du présent travail. Plus de la moitié du territoire gabonais, principalement dans sa partie « socle », était ainsi programmée pour une réactualisation géologique. Finalement, c’est environ 90% du socle gabonais qui se trouverait couvert par des levés récents puisque, dans le centre du pays, trois cartes à 1/200 000 (Fig. 1) avait été publiées entre 1987 et 1998 à l’issue du projet « Voie ferrée » (Prian et al., 1987 ; 1990 ; 1991 ; 1998). Néanmoins, quelques zones resteront non revues à l’issue du projet SYSMIN. Il s’agit, dans la partie nord du pays, des feuilles Oyem, Minvoul et Mekambo, couvertes par des travaux anciens d’Aubague et

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Hausknecht (1959) et Beaujour (1971), et dans la partie est, de la feuille Malassa (Aguillaume et al., 1978). Pendant plus de trois ans, à raison de six à sept mois par an, les équipes du volet cartographie géologique ont parcouru le Gabon : de la région de Lambaréné, au Bassin de la Nyanga (feuilles Fougamou et Ndendé), puis au Mayombe (feuilles Tchibanga et Mayumba – Ndindi), au Massif du Chaillu (feuille Koulamoutou - Malinga) et à la région de Franceville – Okondja (feuilles Franceville – Boumango et Okondja). Finalement, les dernières feuilles couvertes furent celles de Batouala et Minkébé (Fig. 1). Certaines de ces régions avaient fait l’objet de campagnes d’exploration antérieures, principalement par le BRGM et/ou la DGMG. Les rapports de fin de projet fournissaient des cartes d’itinéraires et d’affleurements, ainsi que des esquisses géologiques parfaitement réexploitables sous réserve d’un géoréférencement des observations. Le Tableau 1 cidessous répertorie les principales sources utilisées en complément des levés du projet SYSMIN. Carte géologique Lambaréné (Horst de Lambaréné) Lambaréné (Kolissen) Fougamou Tchibanga – Mayumba – Ndindi – Ndendé Koulamoutou - Franceville Okondja Batouala

Source bibliographique Rapport DGMG (Mboukou, 1989) Rapport DGRM/PNUD (Greenish et al., 1990) Rapport BRGM (Labbé et al., 1987) Rapport BRGM (Béchennec et al., 1981) Rapports BRGM (Labbé et al., 1988 ; Lecomte et al., 1989 ; 1990 ; Prian et Johan, 1989) Rapport BRGM (Pascal, 1963) Rapport BRGM (Aguillaume et al., 1978)

Tableau 1. Sources d’informations ponctuelles sur affleurements utilisées en compléments de données du projet SYSMIN pour la réalisation des cartes géologiques à 1/200 000. Lors des campagnes du projet SYSMIN, le rythme fut particulièrement « soutenu », l’objectif étant que ne subsiste, à l’issue des levés, aucune zone dont l’attribution lithostratigraphique reste totalement hypothétique. La tâche fut particulièrement difficile au nord du Gabon, où les territoires des feuilles Batouala et Minkébé comptent des zones de forêt extrêmement reculées. Outre les données de terrain, les données géophysiques et l’imagerie radar (imagerie topographique) se sont révélées d’un apport essentiel pour l’établissement des cartes à 1/200 000. Par croisement avec les données de terrain, ces cartes permettent de construire, dans des zones pauvres en information, des schémas cartographiques d’ensemble cohérents, adaptés à l’échelle du 1 /1 000 000. Un premier levé géophysique complet du territoire gabonais avait été effectué par la Compagnie Générale de Géophysique (CGG) (CGG, 1983 – 1984) dont les données ont été retraitées dans le cadre du volet géophysique du projet SYSMIN (Martelet et al., 2008). Lors du projet SYSMIN, un certain nombre de zones ont été revolées permettant l’établissement de cartes radiométriques quantitatives et une amélioration de la résolution sur les cartes du magnétisme. Différentes couvertures radar complètes du territoire gabonais ont été utilisées. Un lever réalisé en 1981 avait fait l’objet d’une interprétation géologique par MARS Associates Inc. (1984) et Baelz-Manière (1988). Le levé mondial réalisé par la navette spatiale Endeavour en février 2000 (SRTM) a également été exploité.

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A l’issue des campagnes de terrain du projet SYSMIN, et compte tenu des informations obtenues dans les rapports antérieurs, près de 22 000 points d’affleurements avaient été collectés, avec un degré d’information contrasté ; de la simple mention d’une lithologie à la description minutieuse d’un affleurement préalablement sélectionné, par un expert en mission d’appui scientifique. L’ensemble de l’information était intégré « en temps réel » dans une base de données (Tableau 2), cette dernière permettant un traitement rapide et homogène des observations de terrain. Une caractéristique importante du projet SYSMIN était la mise en œuvre d’un programme analytique poussé incluant de nombreuses analyses pétrographiques, géochimiques et géochronologiques (Tableau 2). Afin d’optimiser ce programme, un très grand soin a été porté à la sélection des échantillons. Des avancées importantes ont ainsi pu être obtenues qui aboutissent à renouveler très sensiblement le schéma lithostratigraphique global du socle gabonais. Réalisations Cartes géologiques 1/200 000 % du territoire gabonais couvert 1/1 000 000 (carte nationale du Gabon) Notices Cartes 1/200 000 Carte nationale Base de données terrain Descriptions d'affleurements Echantillons de roches Mesures structurales Photos de terrain Pétrographie Lames minces Etudes pétrographiques Photos de lames minces Analyses microsonde Géochimie/Géochimie istopique Analyses chimiques RT, majeurs Analyses chimiques RT, traces Anayses isotopiques Nd-Sm Analyses isotopiques C - O Géochronologie Ages U/Pb, U-Th-Pb Ages Sm - Nd Ages K/Ar Ages thermoluminescence Ages C14

10 50% 1 10 1 21294 5104 7994 ~ 2000 958 921 282 ~ 500 445 395 33 ~ 120 95 1 19 36 5

Tableau 2. Réalisations du projet SYSMIN – Gabon (2005-2009). La légende de la 3ième édition de la carte géologique à 1/1 000 000 reprend ce schéma dont elle donne une interprétation résolument dynamique. Elle distingue les étapes majeures de l’histoire géologique dont elle propose une interprétation géodynamique que détaille la présente notice.

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Finalement, le choix a été fait de représenter conjointement la géologie et les ressources minérales. Cette 3ième édition de la carte géologique du Gabon est ainsi désignée « Carte géologique et des ressources minérales de la République Gabonaise ». Les gîtes minéraux, hiérarchisés en trois familles selon leur importance connue, y sont replacés dans l’histoire géologique. Chaque gisement est ainsi rapporté à un événement géodynamique particulier ou « événement minéralisateur » dont la partie métallogénique de la présente notice détaille les caractéristiques. En 2005, au début du projet SYSMIN, l’édition précédente de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 avait à peine trois ans (Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002). C’était une tâche délicate que d’envisager si rapidement une nouvelle édition. L’idée du Consortium BRGM, de l’Administration gabonaise et de l’Union Européenne était que les données acquises lors du projet SYSMIN justifieraient une telle entreprise. Notre souhait est que demain, notre travail motive l’acquisition de nouvelles connaissances géologiques à l’échelle du 1/100 000, voire du 1/50 000.

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Schéma lithostratigraphique global

Les grands ensembles Un caractère notable de la géologie du Gabon est sa très grande diversité. Toutes les ères géologiques s’y trouvent représentées et s’organisent en un certain nombre de domaines de lithologie et structure différentes. Du plus ancien au plus récent, les ensembles lithostratigraphiques suivants sont classiquement identifiés (Fig. 2) :

• un domaine archéen ; • un domaine paléoprotérozoïque ; • un ensemble néoprotérozoïque dispersé en deux domaines ; l’un au NW du Gabon et l’autre au SW ;

• un ensemble phanérozoïque composite dans lequel sont regroupées les formations continentales et marines postérieures au Précambrien. L’Archéen occupe la quasi-totalité du nord du Gabon (Massif du Nord-Gabon) et s’étend largement dans sa partie sud (Massif du Chaillu). Il comprend deux ensembles lithologiques principaux : des gneiss et granitoïdes et des ceintures de roches vertes. Le Paléoprotérozoïque affleure au centre et à l’ouest du Gabon. Il comprend des ensembles lithologiques variés regroupés dans un même orogène ou « Ceinture orogénique de l’Afrique du Centre-Ouest » (Fig. 2). Ses terrains se distinguent à la fois par leur situation au sein de l’orogène et leur époque de mise en place. Dans la partie occidentale du Gabon, à l’ouest de l’accident majeur de l’Ikoy – Ikobé (Fig. 2), l’orogène paléoprotérozoïque affecte un socle rapporté à l’Archéen (Bloc de Lambaréné) qu’il remobilise. Coincé entre ce socle gneissique et granitique et l’accident de l’Ikoy – Ikobé, se place une lanière de roches métamorphiques d’âge paléoprotérozoïque qui définissent le Complexe de Kolissen. A l’est de l’accident de l’Ikoy – Ikobé, s’individualise un vaste ensemble métamorphique, ou Domaine de l’Ogooué, qui comprend des noyaux gneissiques rapportés à l’Archéen et des séries métasédimentaires en contact tectonique vers l’Est et le Nord avec le socle archéen. Enfin, dans la partie la plus externe de l’orogène, se placent les bassins francevilliens, discordants sur le socle archéen, et qui incluent le complexe alcalin de N’goutou (Fig. 2). Les terrains néoprotérozoïques gabonais constituent la terminaison nord de la ceinture orogénique de l’Ouest Congo. Au NW du Gabon, ils s’organisent en une série (Série de la Noya) sédimentaire carbonatée et détritique indemne de tout métamorphisme et déformation, déposée à la limite occidentale du craton archéen et recouverte par les terrains phanérozoïques. Au SW du Gabon, l’organisation est plus complexe. Les roches néoprotérozoïques reposent vers l’Est sur le Massif du Chaillu. Elles forment une vaste structure lenticulaire encaissée dans le socle ouest-gabonais (Bloc de Lambaréné), mimétique d’un bassin sédimentaire initial (Bassin de la Nyanga). La bordure occidentale de ce bassin est fortement plissée et passe vers l’ouest à des séries détritiques épi- à mésométamorphiques en contact avec le socle ouest-gabonais. Cet ensemble intensément structuré, et qui se biseaute au nord sur le flanc ouest du Bassin de la Nyanga, définit la Chaîne du Mayombe, terminaison septentrionale de l’orogène de l’Ouest Congo. Notons que cette chaîne ne réapparaît pas au Nord, puisque les terrains néoprotérozoïques de la Noya sont indemnes de toute déformation.

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Fig. 2. Les grands ensembles lithostratigraphiques du Gabon d’après Chevallier et al. (2002).

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Finalement, les terrains phanéorozoïques lithostratigraphiques principaux :

comprennent

deux

ensembles

• une série sédimentaire continentale à marine discontinue qui s’étend du Permien à l’Eocène et occupe le versant atlantique du territoire gabonais (Bassin Côtier) ;

• des formations sableuses d’âge quaternaire particulièrement développées à l’est du Gabon où elles définissent le domaine des Plateaux Batékés. La répartition des différents ensembles lithostratigraphiques n’est pas quelconque. Elle amène à distinguer deux grands blocs : l’un à l’Est (ci-après dénomé « Est-Gabon ») et l’autre à l’Ouest (« Ouest-Gabon »). Le premier est essentiellement constitué d’un socle archéen que recouvrent en discordance majeure des séries paléoprotérozoïques (Bassins francevilliens). Ces séries sont localement indemnes de tout métamorphisme, voire de toute déformation, ce qui implique que le bloc Est-Gabonais est resté stable depuis le Paléoprotérozoïque. A l’inverse, le bloc Ouest-Gabonais, auquel nous rattachons le Domaine de l’Ogooué, apparaît comme une zone fortement mobile marquée par la succession d’au moins quatre périodes majeures : Archéen, Paléoprotérozoïque, Néoprotérozoïque et Phanérozoïque.

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Géochronologie relative Le schéma précédent repose en partie sur des observations de terrain et, en particulier, sur la mise en évidence de discordances dans la colonne lithostratigraphique. De la plus récente à la plus ancienne, les principales discordances sont les suivantes :

• discordance des Plateaux Batékés sur le socle archéen et les séries francevilliennes ; • discordance du Phanérozoïque du Bassin Côtier (en l’occurrence le Permien) sur le socle archéen et les séries métamorphiques paléoprotérozoïques ;

• discordance du Néoprotérozoïque de la Nyanga sur le socle archéen du Chaillu et les terrains archéens à paléoprotérozoïques de l’Ouest-Gabon ;

• discordance des séries francevilliennes sur le socle archéen. Ces seules discordances permettent d’identifier trois orogènes majeurs :

• un orogène néoprotérozoïque (ou panafricain) responsable de la déformation des terrains de la Nyanga et du Mayombe ;

• un orogène paléoprotérozoïque (ou éburnéen) responsable de la déformation du Domaine de l’Ogooué ;

• un orogène archéen (ou libérien), responsable de la déformation des terrains sousjacents au Francevillien. A ces discordances sédimentaires, s’ajoutent des discordances « structurales » ou « métamorphiques ». Celles-ci permettent de préciser le schéma lithostratigraphique au sein des terrains déformés (Tableau 3).

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Tableau 3. Schéma lithostratigraphique du territoire gabonais déduit des relations de terrain.

Phanérozoïque Au Phanérozoïque, le principal événement est la création du Domaine côtier atlantique qui va aboutir au dépôt d’une série sédimentaire continentale à marine qui occupe l’ensemble de la façade ouest du territoire gabonais (Fig. 3).

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Fig. 3. Schéma structural du territoire gabonais. Cet événement, circonscrit à l’Ouest-Gabon, opère en deux stades (Chevallier et al., 2002 ; Mbina Mounguengui et Guiraud, 2009) :

• la création d’un Bassin Intérieur de type demi-graben, que limitent à l’Ouest les terrains cristallins du Horst de Lambaréné et à l’Est le socle de l’Ouest-Gabon,

• la création du Bassin Atlantique, à l’ouest du Horst de Lambaréné, dans lequel va se développer une épaisse série d’âge aptien à éocène.

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L’abondance des latérites au sommet de cette série suggère une phase d’émersion et d’altération postérieure à l’Eocène. Les latérites sont également fréquentes sur le socle, mais pourraient être (au moins en partie) plus anciennes. Les dépôts latéritiques sont rarement en place, mais le plus généralement remaniés au sein d’une brèche qui, selon les secteurs, associe également des fragments rocheux issus du socle, voire de fréquents outils lithiques (Schwartz, 1996 ; Rigollet et Thiéblemont, 2009 ; Thiéblemont, 2009). Cette brèche, ou Stone line, est systématiquement recouverte par un horizon sablo-limoneux jaune, ou Horizon de couverture, de puissance métrique à plurimétrique (Schwartz, 1996 ; Thiéblemont, 2009), qui témoigne de l’accumulation rapide en surface de matériaux fins. Ce processus a débuté dès le dépôt de la brèche (Rigollet et Thiéblemont, 2009) et s’est poursuivi après, pour aboutir à la formation d’une couche de surface quasi-ubiquiste à l’échelle du Gabon. Un autre événement important au Phanérozoïque, est le dépôt de volumes parfois considérables de sables éoliens. Dans l’est du Gabon, ces sables s’organisent en un vaste plateau (région des Plateaux Batékés) que surmontent les limons jaunes de l’Horizon de couverture. Le dépôt de ces sables est antérieur à l’épisode de remaniement enregistré par la Stone-line, puisque celle-ci s’observe localement au sommet des dépôts sableux, et plus exactement, entre les sables et l’Horizon de couverture). Finalement, les dépôts les plus récents connus au Gabon sont les alluvions sableuses transportées par le réseau hydrographique actuel. Celui-ci est très jeune puisqu’il incise toutes les formations antérieures : sables éoliens, Stone line et Horizon de couverture.

Néoprotérozoïque Les terrains néoprotérozoïques sont quasiment circonscrits à l’Ouest-Gabon, au sein du Bassin de la Nyanga et de la Chaîne du Mayombe. Ils constituent l’extrémité nord de l’orogène ouest-congolien. Celui-ci disparaît totalement vers le NW puisque les terrains néoprotérozoïques du Bassin de la Noya ne montrent aucune évidence de plissement ou de métamorphisme (Chevallier et al., 2002). Sur le flanc oriental du Bassin de la Nyanga, le Néoprotérozoïque repose en discordance majeure sur le socle archéen du Chaillu et sur les granitoïdes, souvent non déformés, du Paléoprotérozoïque (granites éburnéens). La déformation affecte les terrains néoprotérozoïques de façon très hétérogène. Une déformation polyphasée, associée à un métamorphisme atteignant des conditions mésozonales, caractérise la partie la plus interne de la Chaîne du Mayombe, tandis que sur le versant oriental du Bassin de la Nyanga, la série néoprotérozoïque repose à plat sur le socle archéen à paléoprotérozoïque. Cette disposition traduit une intensification de la déformation vers l’Ouest, mais sans hiatus majeur puisque les séries du versant occidental du Bassin de la Nyanga sont impliquées dans l’orogène ouest-congolien. Les terrains néoprotérozoïques montrent une très forte dissymétrie. La Chaîne du Mayombe se caractérise par une épaisse série détritique qui ne réapparaît pas vers l’Est, sur le flanc oriental du Bassin de la Nyanga. Ceci amène à définir un bassin interne, circonscrit à la Chaîne du Mayombe, et qui a préférentiellement enregistré la déformation panafricaine. Dans de domaine interne, Dévigne (1959) identifie un grand nombre de discordances au sein de la série néoprotérozoïque, qui donnent une image extrêmement complexe de l’orogène ouest-congolien. Il apparaît en fait que ces discordances reflètent l’accolement

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tectonique d’unités déformées dans des niveaux structuraux différents et/ou une hétérogénéité de la déformation (superposition au système plissé de couloirs mylonitiques affectant indifféremment le socle et sa couverture). Les schémas plus récents de la Chaîne du Mayombe (Béchennec et al., 1981 ; Coward, 1981 ; Boudzoumou et Trompette, 1988) sont beaucoup plus simples et n’identifient qu’un orogène au Néoprotérozoïque, de caractère polyphasé, mais affectant une série sédimentaire unique et son socle paléoprotérozoïque à archéen. Les travaux du projet SYSMIN conduisent à la même conclusion (Thiéblemont et al., 2009a-b ; Goujou et al., 2009). Finalement, une partie significative des terrains néoprotérozoïque est représentée par des roches plutoniques ou hypovolcaniques, qui s’étendent sur l’ensemble du territoire du Gabon. Dans l’Ouest-Gabonais, le principal ensemble magmatique est le Complexe de Mayumba, qui associe des gabbros (dominants) et des granites alcalins (subordonnés) (Thiéblemont et al., 2009a-b). Un âge néoprotérozoïque de ce complexe était considéré comme le plus probable par Dévigne (1959), mais récemment, Thomas et al. (2001) et Chevallier et al. (2002) retenaient l’hypothèse d’un âge crétacé. Localement, les gabbros du Complexe de Mayumba montrent une forte déformation associée à une rétromorphose (amphibolitisation) (Thiéblemont et al., 2009a). Ceci exclut un âge crétacé. Dans l’Est-Gabonais, le champ de dolérites de direction E-W à ENE – WSW recoupant conjointement le socle archéen et la série paléoprotérozoïque (Francevillien) fournit un autre témoin d’un possible magmatisme néoprotérozoïque. Néanmoins, les hypothèses d’un âge plus ancien (mésoprotérozoïque) ou plus récent (phanérozoïque) peuvent également être envisagées. Là encore, les datations géochronologiques permettent de trancher pour un âge néoprotérozoïque (cf. infra).

Paléoprotérozoïque Le Paléoprotérozoïque est très différent dans l’Est- et l’Ouest-Gabonais. Dans l’EstGabonais il est représenté par le Groupe du Francevillien, indemne de tout métamorphisme et qui repose en discordance majeure sur le socle archéen. Dans l’Ouest-Gabonais il comprend un ensemble de terrains variés associant des roches métasédimentaires et métavolcaniques plus ou moins métamorphisées et déformées, dont les relations avec un socle éventuel ne sont pas faciles à établir, et des granitoïdes équants à ultramylonitiques. A l’ouest de l’accident de l’Ikoy – Ikobé (Fig. 3), ces granites apparaissent intrusifs dans des terrains gneissiques et migmatitiques. La déformation de ces terrains (éventuellement polyphasée) est nécessairement antérieure à la mise en place des granites ; elle pourrait donc être éburnéenne et/ou pré-éburnéenne et/ou archéenne. La géochronologie absolue permet de préciser ce point (cf. infra). La mylonitisation des granites paléoprotérozoïques est particulièrement évidente le long de l’accident de l’Ikoy – Ikobé, où elle témoigne d’un mouvement décrochant senestre (Prian et al., 1991 ; Prian et al., 2009a-b ; Corsini et al., 1993). Cette tectonique correspond à une phase plutôt tardive de l’orogenèse éburnéenne, tout à fait distincte de celle affectant l’encaissant gneissique des granites à l’ouest de l’accident de l’Ikoy – Ikobé. Dans ce secteur ouest, les roches métasédimentaires birimiennes sont uniquement représentées par le Complexe de Kolissen (Fig. 3) dont la déformation est très fortement influencée par le cisaillement de l’Ikoy – Ikobé (Prian et al., 2009a-b). Ceci rend difficilement lisibles d’éventuelles déformations plus anciennes.

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Les événements éburnéens sont plus accessibles au sein du Domaine de l’Ogooué, qui montre une série paléoprotérozoïque très développée, au contact de noyaux cristallins que l’on peut supposer représenter le substratum de la série sédimentaire initiale. L’allure générale du Domaine de l’Ogooué est celle d’un complexe métamorphique continu, caractérisé par une accentuation de la déformation et du métamorphisme à l’approche des « noyaux » cristallins (Prian et al., 1990). Cette évolution a été initialement interprétée comme le résultat du passage successif d’isogrades, de la périphérie vers l’intérieur du domaine métamorphique, schéma qui se trouve singulièrement compliqué par la mise en évidence du caractère polydéformé et polymétamorphique des terrains (Prian et al., 1990 ; Feybesse et al., 1998). Trois événements tectono-métamorphiques sont ainsi distingués, qui aboutissent à des modèles plus ou moins « allochtones » pour l’évolution du Domaine de l’Ogooué (cf. synthèse in Chevallier et al., 2002). Néanmoins, certains points restaient en suspens et largement ouverts à l’interprétation, du fait d’une connaissance très partielle de la partie NW du Domaine de l’Ogooué (secteurs de N’Djolé et de Nkan). Ces lacunes ont pu être comblées par le levé des feuilles Lambaréné (Prian et al., 2009a-b) et Kango (Nagel et al., 2009a-b). Une conclusion majeure de ces travaux (Prian et al., 2009b) est la réinterprétation du Domaine de l’Ogooué comme la superposition de deux ensembles lithostratigraphiques et structuraux (Fig. 3), l’un central, ou Complexe de l’Ogooué stricto sensu, et l’autre périphérique ou Groupe de N’Djolé. Le Complexe de l’Ogooué, qui inclut les noyaux gneissiques (Complexe de l’Abamié), montre une déformation polyphasée et un métamorphisme méso- à catazonal (Prian et al., 1990 ; Feybesse et al., 1998). En revanche, le Groupe de N’Djolé est épi- à anchimétamorphique et indemne de la phase de déformation majeure affectant le Complexe de l’Ogooué. Ces résultats, confortés par des datations géochronologiques (cf. infra), amènent à distinguer deux périodes majeures dans la constitution du Domaine de l’Ogooué (Tableau 3) :

• une période précoce durant laquelle un bassin pré-orogénique subit une intense déformation tangentielle et un métamorphisme méso- à catazonal. Celle-ci correspond aux phases E1-D1 et E2-D2 des auteurs antérieurs (cf. Chevallier et al., 2002) ;

• une période tardive durant laquelle ce bassin, devenu le Complexe de l’Ogooué (ou la « nappe » de l’Ogooué), est exhumé et tectoniquement accolé à un bassin synorogénique (Bassin de N’Djolé), ouvert au sein du domaine orogénique interne durant la phase tectono-métamorphique majeure. Cette phase tardive affecte indifféremment les deux ensembles, mais le métamorphisme associé reste très modéré (épi- à anchizonal). Il est également possible de caler la mise en place des granites éburnéens dans cette histoire tectono-métamorphique. Ceux-ci recoupent les terrains fortement métamorphiques (Complexe de l’Ogooué), mais ne recoupent pas les métasédiments des bassins synorogéniques (Fig. 3). La granitisation éburnéenne apparaît donc nécessairement postérieure à la phase majeure, mais antérieure à la phase tardive. Il est probable que le mouvement senestre le long de l’accident de l’Ikoy – Ikobé se produise au cours de cette phase tardive, puisqu’il affecte les granites éburnéens. En fait, le modèle qui sera développé plus bas interprète la granitisation éburnéenne comme une conséquence des phénomènes compressifs majeurs (enfouissement tectonique) intervenus lors des phases précoces, et les mouvements le long des accidents majeurs (cisaillements et chevauchements), comme les vecteurs de l’exhumation tectonique lors de la phase tardive (cf. infra).

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Notons enfin l’existence, dans les noyaux cristallins du Domaine de l’Ogooué, d’une phase précoce de migmatisation non enregistrée dans les métasédiments (Feybesse et al., 1998). Chevallier et al. (2002) corrèlent cet événement à celui qui affecte les terrains gneissiques recoupés par les granites éburnéens à l’ouest de l’accident de l’Ikoy – Ikobé. Nos nouvelles datations géochronologiques sont cohérentes avec cette interprétation puisque les deux ensembles gneissiques montrent des âges pré-éburnéens (~ 2450 Ma) spécifiques à l’Ouest-Gabon (cf. infra). Les observations précédentes conduisent à préciser le schéma lithostratigraphique par la distinction de deux périodes de sédimentation au Paléoprotérozoïque (Tableau 3) :

• une période anté-orogénique (Domaine de l’Ogooué) ; • une période syn-orogénique (Groupe de N’Djolé). Il est probable qu’une partie au moins de la sédimentation francevillienne se soit développée durant la deuxième période, au sein de bassins ouverts dans l’avant-pays de la chaîne éburnéenne. Les phases tectoniques sont intervenues postérieurement aux deux périodes. Signalons enfin l’existence d’un épisode tectono-métamorphique de haut degré (migmatisation) dans le soubassement apparent des séries paléoprotérozoïques ouestgabonaises :

• migmatites du bloc de Lambaréné à l’ouest de l’accident de l‘Ikoy – Ikobé ; • migmatites du Complexe de l’Abamié à l’est de cet accident.

Archéen Schématiquement, le socle archéen est constitué de deux entités lithologiques principales (Fig. 2) :

• des ceintures de roches vertes (Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002) ; • un « fond » gneissique et granitoïde mêlant des faciès de degré de déformation et métamorphisme varié, mais difficile à caler dans un schéma lithostratigraphique. Singulièrement, ce degré de déformation et de métamorphisme ne se calque pas sur la distinction entre granitoïdes et ceintures de roches vertes, puisque les uns comme les autres montrent, selon les secteurs, des paragenèses métamorphiques variant de conditions épizonales à catazonales. De larges portions du socle sont ainsi essentiellement constituées de granitoïdes non déformés, tandis que d’autres montrent des ensembles gneissiques déformés et recristallisés dans les conditions du faciès granulite. De même, certaines ceintures de roches vertes sont quasiment indemnes de métamorphisme, tandis que d’autres montrent des paragenèses de haute température associant l’ortho- et le clinopyroxène. Dans le détail, l’étude des roches archéennes révèle l’existence de trois épisodes de métamorphisme (voir synthèse dans Chevallier et al., 2002). Le plus évident a produit des gneiss et granitoïdes charnockitiques, caractérisés par une paragenèse granulitique de relativement basse pression (800-900°C – 5-6 kb sel on Mayaga-Mikolo, 1996). Cet épisode conduit à l’individualisation de domaines de haute température d’échelle cartographique, regroupés sur la présente carte dans un Complexe charnockitique (Fig. 3). Singulièrement, les principaux sillons de roches ferrifères ne semblent pas affectés par ce métamorphisme, aucun n’étant cartographié au sein des domaines charnockitiques. Prian et al. (1998) considèrent que le métamorphisme charnockitique est antérieur au dépôt des principaux complexes basiques et ferrifères (Groupe de Bélinga ; Fig. 3) et de fait, la feuille Mitzic

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publiée par ces auteurs montre la superposition locale de ceintures ferrifères mésozonales, sur le complexe catazonal, et des zones où ce dernier est rétromorphosé en conditions mésozonales. Ces observations attestent de l’existence du deuxième métamorphisme et de sa superposition locale avec le précédent (polymétamorphisme). Ce deuxième métamorphisme peut culminer à haute température (migmatisation), mais se distingue de l’épisode charnockitique par la présence fréquente de grenat (Prian et al., 1998 ; Chevallier et al., 2002). Ce minéral suggère des conditions de pression plus élevées pour le deuxième que pour le premier métamorphisme. Une esquisse géologique est proposée par Chevallier et al. (2002) qui distinguent deux types de domaine métamorphique au sein des granitoïdes archéens :

• un domaine de métamorphisme bas à moyen ; • un domaine de métamorphisme moyen à élevé, atteignant localement le faciès granulite (Fig. 4). Dans certains secteurs (Chaillu en particulier), ce schéma omet la présence de charnockites qui se trouvent de fait incluses dans le domaine faiblement à moyennement métamorphique. Les données acquises lors du projet SYSMIN permettent de repréciser la répartition spatiale et temporelle des domaines métamorphiques au sein du socle archéen (Fig. 3). Elles amènent à distinguer une zone fortement remobilisée, souvent migmatitique, impliquant à la fois les ensembles « granito-gneissiques » et les ceintures de roches vertes (Fig. 3). Cellesci sont effectivement incluses dans le domaine remobilisé où leur métamorphisme et leur déformation apparaissent conformes à ceux de leur encaissant gneissique à migmatitique (Fig. 3). La constitution de cette ceinture orogénique est postérieure à la mise en place des ceintures de roches vertes et à l’épisode charnockitique et peut donc être attribuée au deuxième épisode de métamorphisme archéen. Les datations géochronologiques situent cet événement tectono-métamorphique au Néoarchéen (cf. infra). Un cortège de granites mésocrates à leucocrates recoupent la ceinture gneisso-migmatitique (Fig. 3). Ces granites sont généralement peu déformés, sauf à l’approche des grands accidents (Thiéblemont et al., 2009h-i) comme celui de Nkol (nord du Gabon). Dans les zones fortement remobilisées (feuille Batouala), leurs relations avec l’encaissant migmatitique suggèrent une mise en place tardi- à post-migmatitique (Thiéblemont et al., 2009h-i). Dans la région de Mitzic, ils s’opposent clairement aux orthogneiss environnants par leur disposition en massifs circonscrits et leur absence de gneissification (Prian et al., 1998). Ces granites témoignent d’un épisode de plutonisme postérieur à la constitution de la ceinture gneisso-migmatitique. Ils sont clairement individualisés sur cette nouvelle édition de la carte géologique du Gabon et regroupés dans une suite plutonique néoarchéenne. A l’écart des gneiss et migmatites néoarchéens, de larges segments du socle archéen montrent des granitoïdes indemnes de toute déformation (Fig. 3). Deux zones principales peuvent être distinguées, l’une au sud du Gabon, qui correspond au Massif du Chaillu, et l’autre au Nord, qui couvre la région de Minkébé – Bélinga. C’est souvent au sein de ces domaines peu déformés que s’individualisent des « aires » charnockitiques, celles-ci étant particulièrement étendues dans le Massif du Chaillu (Lecomte et al., 1989 ; 1990 ; Prian et Johan, 1989 ; Thiéblemont et al., 2009f-g). De telles aires sont considérées par Prian et al. (1998) comme des noyaux de socle ancien. Les données géochronologiques récentes (cf. infra) montrent en fait que le métamorphisme charnockitique affecte des granitoïdes mésoarchéens, ce qui implique qu’il se soit produit après la mise en place de ces

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granitoïdes. En revanche, ce métamorphisme est antérieur à l’épisode tectonométamorphique néoarchéen (cf. supra), ce qui le situe vers la fin du Mésoarchéen.

Fig. 4. Esquisse géologique du socle archéen mettant en évidence la coexistence de domaines méso- à catamétamorphiques et épi- à mésométamorphiques (d’après Chevallier et al., 2002). Dans d’autres secteurs, le socle archéen faiblement déformé peut « encaisser » des sillons ferrifères épi- à mésométamorphiques. Il en est ainsi au nord du Gabon, dans le secteur de Minkébé – Bélinga (Bonnici, 1964). Dans la mesure où ils ne sont pas remobilisés, on pourrait envisager que ces granitoïdes se soient mis en place postérieurement à la phase néoarchéenne, ce qui les rattacheraient au cortège de granitoïdes circonscrits d’âge néoarchéen. Une telle hypothèse impliquerait l’existence de deux métamorphismes charnockitiques et de deux périodes de dépôt de ceintures de roches vertes ; les uns antérieurs au Néoarchéen et les autres postérieurs. L’hypothèse d’une mise en place des ceintures de roches vertes lors de deux périodes distinctes est envisagée par différents auteurs (Caen-Vachette et al., 1988 ; Feybesse et al., 1998), mais apparaît peu compatible avec les données cartographiques. Au NE du Gabon (feuilles Batouala et Minkébé), les levés de terrain réalisés dans le cadre du projet SYSMIN (Thiéblemont et al., 2009c-d) et des travaux antérieurs (Aguillaume et al., 1978) montrent qu’il n’est pas possible d’établir une distinction cartographique au sein de sillons ferrifères en fonction du degré de métamorphisme, une même entité cartographique paraissant passer du

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domaine épizonal au domaine méso- à catazonal (Fig. 3). Cette observation justifie le regroupement des principales ceintures de roches vertes dans une entité lithostratigraphique unique, ou Groupe de Bélinga (Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002) (Fig. 3). On doit donc conclure, à la coexistence, au sein du socle archéen, de zones fortement remobilisées au Néoarchéen et de blocs stables, mais localement affectés par un métamorphisme de haute température (Complexe charnockitique) (Fig. 3). Ces blocs stables sont principalement constitués de granitoïdes d’âge mésoarchéen. Le contact entre ce socle et les ceintures de roches vertes n’a jamais été observé sur le terrain, néanmoins les deux ensembles s’opposent clairement :

• témoins d’un processus d’accrétion ayant opéré en profondeur dans la croûte archéenne pour les granitoïdes ;

• témoins de processus de surface ayant entraîné le dépôt d’un cortège de roches volcaniques (laves basiques et ultrabasiques) et sédimentaires (BIF, conglomérat, grauwackes) pour les ceintures de roches vertes. La mise au jour du substratum granitique implique une phase d’exhumation et d’érosion antérieure à l’accolement entre ce substratum et les ceintures de roches vertes. Il est donc probable que la mise en place de ces ceintures est plus récente que la constitution du socle granitique, en revanche le degré d’allochtonie entre les deux unités requiert une analyse structurale précise. Cette question est renvoyée à un chapitre ultérieur. Dans les aires non remobilisées au Néoarchéen, le socle granitique mésoarchéen apparaît principalement constitué de deux types de granitoïde :

• granitoïdes gris de nature tonalitique à granodioritique fréquemment rubanés ; • granites roses de nature monzogranitique à syénogranitique. Ces granitoïdes alternent à toutes les échelles et leur distinction cartographique n’est pas toujours réalisable. Lorsqu’ils coexistent à l’affleurement, leurs relations mutuelles permettent fréquemment de conclure à une antériorité des granitoïdes gris. Dans certains cas, les granites roses semblent se développer aux dépens des granitoïdes gris par différenciation in-situ (Prian et al., 2009c-d). Cette différenciation n’est pas strictement une « migmatisation », puisqu’elle n’est pas associée à une phase de déformation régionale. Sur la précédente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 (Thomas et al., 2001), les granites roses associés aux granitoïdes gris mésoarchéens ne sont pas distingués des granitoïdes du cortège néoarchéen. Aucune particularité pétrographique ne semble permettre une telle distinction, en revanche les datations réalisées dans le cadre du projet SYSMIN montrent clairement que ces deux familles appartiennent à deux épisodes plutoniques distincts (et de significations géodynamiques distinctes) : mésoarchéen pour les granites roses et néoarchéen pour les autres (cf. infra). Dans le schéma précédent, les roches qui apparaissent comme les plus vieilles sont les granitoïdes gris mésoarchéens. Deux entités peuvent néanmoins être considérées comme plus anciennes. Il s’agit en particulier d’orthogneiss localement migmatitiques qui constituent une variation locale du faciès commun des granitoïdes gris (Prian et al., 2009c-d). Ces roches pourraient correspondre à des enclaves de granitoïdes anciens affectées par un événement tectono-métamorphique non enregistré dans les granitoïdes gris. D’autre part, des enclaves ultrabasiques et basiques méso- à catazonales d’extension réduite, parfois associées à des roches ferrifères, s’observent au sein des granitoïdes gris. Nous attribuons de telles enclaves à un Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques dispersées au sein du bâti granitoïde lors de la phase majeure d’accrétion mésoarchéenne (cf. infra).

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Géochronologie absolue Le corpus de données radiochronologiques et son mode de traitement Au total, nous avons compilé de l’ordre de 280 datations radiochronologiques sur le Gabon, dont près de 120 ont été obtenues dans le cadre du projet SYSMIN. Ceci n’inclut pas les données sur des sédiments récents (âges obtenus par la méthode C14 ou par thermoluminescence), qui font l’objet d’une discussion spécifique vers la fin de cette notice. Une sélection a été opérée afin d’exclure des âges trop incertains ou de signification douteuse, ce qui ramène le nombre de datations utilisées dans la présente notice à 193 (Tableaux 4.1-4.3). Ces datations ont été obtenues par un certain nombre de méthodes, détaillées dans les Tableaux 4.1-4.3, et dont les résultats sont rarement univoques. La « qualité » des matériaux datés est également fondamentale, puisqu’elle conditionne le sens que l’on peut donner à la mesure analytique. Il est donc indispensable de disposer d’informations précises sur l’occurrence de la roche datée. Par exemple, la datation d’une roche décrite comme filonienne contraindra fortement l’âge de son encaissant, à condition que le caractère filonien soit parfaitement établi. Dans le cas contraire, et quelle que soit la précision de la datation, son interprétation pourra conduire à des incohérences, voire à des contradictions insolubles dans le schéma lithostratigraphique. Les âges reportés dans les Tableaux 4.1-4.3 ont été organisés par domaine géologique et par époque. En fonction des informations disponibles et de nos propres interprétations, une signification spécifique (« type d’âge ») a été attribuée à chaque âge (Tableaux 4.1-4.3) qui conditionne fortement le schéma lithostratigraphique global. Par convention, nous désignerons respectivement par « âge maximal » et « âge minimal », l’âge le plus ancien et l’âge le plus récent possibles pour un événement donné. Le premier type d’âge est désigné « âge de mise en place ». C’est l’âge auquel la roche étudiée est supposée s’être « mise en place », c'est-à-dire :

• s’être déposée pour une roche sédimentaire ; • épanchée pour une roche volcanique ; • avoir cristallisé pour une roche plutonique ou filonienne. Dans le cas des roches métamorphiques, est considéré comme âge de mise en place, l’âge du « protolithe », c'est-à-dire celui de la roche (magmatique ou sédimentaire) initiale. Les mobilisats migmatitiques, dont la cristallisation est plus ou moins synchrone de l’événement métamorphique qui les a produits, constituent un cas particulier. Dans ce cas, l’âge de mise en place (cristallisation) est celui de l’événement métamorphique. L’âge du métamorphisme est souvent difficile à approcher directement. Généralement, il est encadré par des âges maximaux (ex. âge du protolithe) et minimaux (ex. âge de refroidissement, cf. infra). Les âges de mises en place sont impossibles à déterminer pour les roches sédimentaires, car aucun système radiochronométrique n’est sensible au seul dépôt d’un sédiment. En revanche, des événements thermiques plus ou moins synchrones de la sédimentation sont susceptibles de pouvoir être datés : hydrothermalisme, diagenèse, minéralisation etc. Sous l’appellation d’âges « d’héritage » sont regroupées différentes situations dont le point commun est que l’âge considéré est plus ancien que l’âge de mise en place. Il s’agit dans ce cas toujours d’âges maximaux. Dans le cas des roches magmatiques, l’héritage traduit généralement une fusion non totale du matériau source et, plus particulièrement, des zircons qui s’y trouvaient (ces derniers étant les principaux minéraux utilisés pour la datation des

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roches magmatiques). Les études à la microsonde ionique (méthode dite « SHRIMP ») sont particulièrement adaptées à la détection d’héritages, puisqu’elles rendent possible l’analyse de portions particulières du cristal. Elles permettent ainsi de dater des cœurs hérités qui renseignent sur l’histoire des zircons antérieurement à la cristallisation de la roche hôte. Dans le cas des roches sédimentaires, l’héritage est souvent la seule approche radiochronologique possible. Il s’agit dans ce cas de dater les zircons « piégés » dans le sédiment et qui renseignent sur l’âge du substratum rocheux qui alimentait la sédimentation. Il s’agit toujours d’héritage, puisque l’âge du zircon contenu dans le sédiment est nécessairement plus ancien que l’âge de dépôt du-dit sédiment. Pour les sédiments de type volcano-sédimentaire, la différence peut être minime, puisque ceux-ci sont souvent issus du remaniement d’édifices volcaniques actifs. Si l’activité volcanique se déclenche postérieurement à la création du bassin, l’âge d’héritage du sédiment volcanogène peut être plus jeune que l’âge d’ouverture du bassin (mais néanmoins plus ancien que l’âge de dépôt du sédiment). Sous l’appellation d’âge de « refroidissement » sont regroupés des datations qui correspondent au passage, vers le bas, d’un certain seuil thermique. Ce seuil traduit souvent la fermeture du système isotopique, c'est-à-dire l’état à partir duquel la signature isotopique évolue par le seul fait de la décroissance radioactive, à l’abri de tout apport extérieur. Les événements thermiques, comme le métamorphisme ou la diagenèse, peuvent provoquer une ouverture des systèmes isotopiques et, dans ce cas, les âges de fermeture obtenus sur les dits systèmes seront nécessairement plus récents que l’âge de l’événement thermique initial. Il s’agira donc d’âges minimaux. Un événement sédimentaire ou métamorphique peut donc être encadré, vers le bas, par un âge d’héritage et, vers le haut, par un âge de refroidissement. Les âges dits de « rajeunissement » correspondent à l’intervention d’un événement ponctuel ayant entraîné une réouverture temporaire du système isotopique. Les âges obtenus par intercept bas sont souvent considérés par les géochronologistes comme des âges de rajeunissement.

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Tableau 4.1. Inventaire des âges radiochronologiques considérés comme fiables avec indications de leur signification la plus probable.

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Tableau 4.2. (Suite tableau 4.1).

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Tableau 4.3. (Suite tableaux 4.1 et 4.2).

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Les grandes étapes d’édification du socle gabonais Les âges radiochronologiques doivent être examinés dans le temps et l’espace. A l’échelle de l’ensemble du socle gabonais, ils permettent de caler les grandes périodes d’activité géologique, périodes qui, à une époque donnée, affectent tel ou tel domaine géologique. Deux diagrammes ont été établis (Fig. 5 et 6) :

• l’un qui permet de visualiser la succession des événements au sein de chaque domaine ;

• l’autre qui donne un calage global des périodes d’activité, indifféremment du secteur où elles ont opéré et conformément au schéma lithostratigraphique déduit des observations de terrain (Tableau 3). Le Tableau 5 ci-dessous explicite les abréviations utilisées dans la Figure 5. Abréviations Périodes majeures d'activité nd V_NP2 2 volcanisme néoprotérozoïque V_NP1 1er volcanisme néoprotérozoïque 2nde sédimentation paléoprotérozoïque : bassins synS_PP2 orogéniques P_PP Plutonisme paléoprotérozoïque : granites éburnéens M_PP Métamorphisme paléoprotérozoïque : Domaine de l'Ogooué 1ère sédimentation paléoprotérozoïque : Bassin antéS_PP1 orogénique Plutonisme Archéen/Paléoprotérozoïque : orogène préP_P/A éburnéen Métamorphisme Archéen/Paléoprotérozoïque : orogène préM_P/A éburnéen P_NA Plutonisme néoarchéen Métamorphisme néoarchéen : ceinture migmatitique du CentreM_NA Gabon M_MA2 2nd métamorphisme mésoarchéen : Complexe charnockitique S_MA Sédimentation mésoarchéenne : Groupe de Bélinga P_MA Plutonisme mésoarchéen M_MA1 1er Métamorphisme mésoarchéen : migmatites P_PA Plutonisme paléoarchéen Tableau 5. Significations des abréviations utilisées dans la Fig. 5 pour la désignation des phases majeures d’activité du socle gabonais.

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Fig. 5. Synthèse des âges radiochronologiques obtenus dans les différents domaines du socle gabonais. Les index portés près des symboles sont explicités dans le Tableau 5.

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Fig. 6. Synthèse des âges radiochronologiques obtenus pour les différentes périodes de constitution du socle gabonais.

Magmatisme néoprotérozoïque Le magmatisme néoprotérozoïque s’observe sous forme de laves et d’intrusions au SW du Gabon (orogène ouest-congolien). A l’est du pays, il est représenté par le champ de dolérites d’orientation ENE – WSW recoupant indifféremment le socle archéen et les bassins francevilliens (Fig. 3). Dans le Domaine de Lambaréné – Waka, il est représenté par le Complexe de Mabounié. La majorité des âges, interprétés comme des âges de mise en place (Tableaux 4.1-4.3), attestent d’une activité néoprotérozoïque inférieur (~ 1000 – 870 Ma ; Tonien). Dans l’orogène ouest-congolien, elle correspond probablement à l’ouverture du bassin interne (Complexe de Mayumba) de direction apparente NNW-SSE. Un régime extensif peut également être supposé pour les dolérites de l’est du Gabon dont, singulièrement, la direction apparaît quasi-perpendiculaire à celle du bassin ouest-congolien. Une autre activité volcanique, plus récente, est enregistrée dans la partie intermédiaire de la série ouest-congolienne (Formation de la Louila). La roche datée est un tuf dont les zircons montrent une gamme d’âges s’étendant du Mésoarchéen au Néoprotérozoïque moyen (713 ± 49 Ma ; Cryogénien). Considérant cette hétérogénéité, tous ces âges doivent raisonnablement être interprétés comme des âges d’héritage. Le plus récent serait donc un âge maximal, mais que nous considérons comme l’âge du volcanisme à l’origine du tuf. Le Complexe néoprotérozoïque de Mabounié se localise au sein du Domaine de Lambaréné – Waka (Fig. 2). Il a été daté par deux méthodes qui donnent deux âges différents, bien que tous deux néoprotérozoïques (970 Ma – Sm-Nd et 660 ± 13 Ma – Rb-Sr ; Tableau 4.1). Considérant que le Complexe est affecté par la tectonique panafricaine (Prian et al., 2009ab), il nous semble préférable de considérer l’âge le plus ancien comme un âge de mise en place et le plus récent comme un âge de rajeunissement induit par une ré-ouverture du système Rb-Sr lors de l’épisode panafricain. Dans cette hypothèse, nous considérons l’âge à 970 Ma comme le témoignage de l’extension néoprotérozoïque inférieure. Le caractère très

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alcalin du Complexe de Mabounié est cohérent avec une mise en place en régime d’extension en contexte intraplaque.

Sédimentation, métamorphisme et plutonisme paléoprotérozoïques Deux périodes de sédimentation sont distinguées au Paléoprotérozoïque (Tableau 3) :

• l’une définit un Bassin anté-orogénique circonscrit au Domaine de l’Ogooué (Complexe de l’Ogooué) ;

• l’autre se répartit entre des bassins syn-orogéniques (Kolissen, N’Djolé) et un domaine d’avant-pays (bassins francevilliens). La période majeure de métamorphisme éburnéen se place postérieurement à l’ouverture du Bassin anté-orogénique et antérieurement à celle des bassins syn-orogéniques. Le métamorphisme ultérieur est de faible ou très faible degré et difficilement datable. Le plutonisme éburnéen affecte les domaines de l’Ogooué et de Lambaréné – Waka. Il semble se développer uniquement dans la partie interne de l’orogène, postérieurement à la phase tectono-métamorphique majeure, mais antérieurement au jeu senestre du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé (Fig. 3).

Première période de sédimentation Un paragneiss du Complexe de l’Ogooué a fourni des zircons d’âge limite Archéen/Paléoprotérozoïque (2514 ± 14 Ma ; Feybesse et al., 1998 ; Tableau 4.2), considéré comme un âge d’héritage. Il montre que les sédiments initiaux dérivaient en partie du recyclage de roches pré-éburnéennes. Ces âges pré-éburnéens sont bien représentés dans les noyaux cristallins du cœur du Domaine de l’Ogooué et, au-delà, dans le Domaine de Lambaréné – Waka, mais quasi-absents à l’est du Gabon. Ceci suggère un rattachement du Domaine de l’Ogooué au bloc Ouest-Gabonais. Par ailleurs, les âges obtenus sur le métamorphisme éburnéen affectant le Complexe de l’Ogooué (2120 ± 38 Ma ; cf. infra) constituent des âges minimaux pour la sédimentation. Les âges d’héritage et de métamorphisme situent donc entre ~ 2500 et 2150 Ma la première période de sédimentation paléoprotérozoïque.

Métamorphisme éburnéen Le métamorphisme éburnéen, dans le Domaine de l’Ogooué, est précisément calé à 2120 ± 38 Ma (Feybesse et al., 1998 ; Tableau 4.2). La datation a été effectuée par la méthode Sm–Nd sur un couple grenat – roche totale, réalisée sur une amphibolite à grenat. L’apparition du grenat étant supposée accompagner l’étape de culmination métamorphique et le système Sm–Nd peu susceptible de réouverture, cet âge est considéré comme celui du métamorphisme de relativement haute pression (culmination ~ 8 kb – 550°C) affectant les métasédiments de l’Ogooué. Un âge à 2122 ± 43 Ma, obtenu par la méthode U-Th-Pb sur monazite des migmatites du Complexe de l’Abamié, est parfaitement cohérent avec le précédent. Il témoignerait de la cristallisation de monazite lors de l’épisode tectonométamorphique majeur. Néanmoins, des âges plus récents ou plus anciens (Tableau 4.2) ont été obtenus sur des roches métamorphiques éburnéennes, dont l’interprétation est moins directe. Un âge à 2208 ± 38 Ma, obtenu sur les migmatites du Complexe de l’Abamié par la méthode U-Th-Pb sur monazite, est considéré comme celui d’un premier événement métamorphique. Cet épisode de relativement haute température serait à l’origine de la migmatisation (Feybesse et al.,

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1998). Un âge à 2088 ± 32 Ma se place entre la période de culmination métamorphique et la mise en place des granites éburnéens (cf. infra). Dans le Domaine de Lambaréné – Waka, le métamorphisme affectant les gneiss migmatitiques recoupés par les granites éburnéens peut être supposé, au moins en partie, d’âge paléoprotérozoïque. Une partie des âges obtenus sur les zircons ou monazites se place effectivement dans une gamme éburnéenne (2147 – 2064 Ma ; Tableau 4.1). Dans deux granitoïdes, les zircons et monazites ont livré des âges plus anciens : pré-éburnéen ou mésoarchéen (Tableau 4.1). Ceci nous amène à considérer les âges paléprotérozoïques obtenus sur ces roches comme des âges de rajeunissement, ceux-ci (2147 ± 19 et 2093 ± 14 Ma) étant effectivement compatibles avec l’âge estimé de l’épisode majeur de métamorphisme éburnéen (cf. supra). Un troisième échantillon est un métaquartzite ferrifère granulitique très pauvre en Zr (~ 15 ppm). Ses rares zircons ont livré des âges éburnéens (2094 – 2064 Ma). Ces zircons, arrondis et limpides, sont typiques de conditions de haute température. Ils suggèrent que vers 2094 – 2064 Ma, le Domaine de Lambaréné – Waka se trouvait dans les conditions du faciès granulite. L’âge des granites éburnéens (~ 2080 et 2040 Ma) intrusifs dans les gneiss de Lambaréné – Waka (cf. infra) recouvre en partie ceux obtenus pour le métamorphisme de haute température. Significativement, les deux granitoïdes les plus anciens (granite folié de Goumbou et granite orienté FOU1032) sont orientés. Plus généralement, les granites éburnéens du Domaine de Lambaréné – Waka montrent des directions structurales concordantes avec celles de leur encaissant gneissique (Thiéblemont et al., 2009d-e) qui suggèrent une mise en place syn- à tardi-tectonique.

Plutonisme éburnéen Le plutonisme éburnéen couvre une large période de temps ; de 2083 ± 25 Ma à 2036 ± 5 Ma, dans le Domaine de Lambaréné – Waka (un âge isolé à 1915 ± 10 Ma étant écarté) (Tableau 4.1), et de 2042 ± 8 Ma à 1970 ± 30 Ma dans le Domaine de l’Ogooué (deux âges bas isolés et à forte incertitude [1920 ± 35 et 1950 ± 30 Ma] étant écartés) (Tableau 4.2). Tous ces âges sont considérés comme des âges de mise en place. L’activité est calée entre ~ 2080 et 2040 Ma dans le Domaine de Lambaréné – Waka (massifs de Fougamou et Goumbou) et ~ 2040 et 1970 Ma dans le Domaine de l’Ogooué (massifs de Lécoué et de la Mboumi). L’activité est donc plus précoce à l’Ouest, qu’à l’Est (Ogooué). Dans le Domaine de Lambaréné – Waka, l’intrusion des granites serait intervenue en profondeur de façon plus ou moins synchrone de la déformation des gneiss encaissants (cf. supra). Le fait que ces terrains se trouvent aujourd’hui en surface implique une exhumation considérable.

Deuxième période de sédimentation et de déformation (cisailement de l’Ikoy – Ikobé) D’après les observations de terrain (Tableau 3), la deuxième période de sédimentation paléoprotérozoïque, dans les bassins syn-orogéniques, intervient après la phase tectonométamorphique majeure et de façon plus ou moins synchrone de la mise en place des granites éburnéens. On peut penser qu’il en est de même pour les bassins francevilliens. Dans ces derniers, la période de sédimentation est calée à la fois par des âges d’héritage, des âges de mise en place (volcanisme synchrone de la sédimentation) et des âges de diagenèse et d’hydrothermalisme (minéralisations). Les âges d’héritage dans les bassins couvrent une large gamme (Tableau 4.2) et les plus récents ont été obtenus, pour l’un, sur une roche volcano-sédimentaire (2072 ± 29 Ma), et pour l’autre (~ 2021 Ma), sur un grès de l’unité la plus tardive du Groupe Francevillien (Francevillien E). Il est probable que ces âges traduisent le remaniement, dans la sédimentation, de matériaux volcaniques francevilliens. A l’appui de cette hypothèse, on

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notera l’âge à 2027 ± 5 Ma obtenu sur la syénite de N’goutou (Moussavou et Edou-Minko, 2006), contemporaine du Francevillien B. Les âges autour de 2050 Ma obtenus par la méthode Sm–Nd sur des fractions minérales issues d’ampélites francevilliennes sont considérés comme ceux d’une phase précoce de diagenèse (Bros et al., 1992). Ils sont cohérents avec les âges d’héritage et de volcanisme. Leur forte incertitude est inhérente à la méthode utilisée, mais ne remet pas en cause la fiabilité des résultats. Finalement, l’âge estimé de la minéralisation uranifère d’Oklo (2050 ± 30 Ma) (Devilliers et al., 1975 ; Gancarz, 1978) est cohérent avec toutes les données précédentes. L’ensemble de ces résultats conduit à encadrer entre ~ 2075 et 2025 Ma la période de mise en place du volcanisme francevillien, synchrone du dépôt des unités Francevillien B à Francevillien D. Des phénomènes de recristallisation (diagenèse, hydrothermalisme) sont intervenus très tôt dans l’évolution du bassin. Dans les bassins syn-orogéniques, l’âge de la sédimentation est fortement contraint par des âges d’héritage. Par ailleurs, ces âges confirment le schéma lithostratigraphique déduit des observations de terrain (Tableau 3). Dans le bassin de N’Djolé, l’âge d’héritage le plus jeune, obtenu sur un grès grauwackeux, est de 2118 ± 10 Ma. Il s’agit d’un âge maximal pour le dépôt de cette roche (Tableau 4.2). Ceci montre que cette sédimentation opérait postérieurement au métamorphisme éburnéen. Les âges de fonctionnement du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé fournissent une contrainte minimale sur l’âge de la sédimentation du Groupe de N’Djolé, dans la mesure où ce groupe est affecté par une déformation synchrone du mouvement majeur senestre le long de cet accident (Prian et al., 2009a-b). Des âges sur zircon compris entre 2773 ± 4 Ma et 2027 ± 6 Ma sont obtenus sur un granitoïde affecté par le cisaillement majeur (Tableau 4.1). L’âge à 2027 Ma, considéré comme marquant la néoformation de zircons, peut être considéré comme un âge maximal, car il est peu probable que l’évolution rétromorphique postérieure au cisaillement majeur se soit accompagnée de la cristallisation de zircons. Ce cisaillement majeur se serait donc produit vers 2027 ± 6 Ma ou plus tard. Parmi les âges plus jeunes, celui à 1970 ± 7 Ma obtenu par la méthode Ar/Ar sur des amphiboles (Corsini et al., 1993) peut être considéré comme l’âge de la phase majeure de cisaillement. Les résultats précédents situent entre 2118 et 1970 Ma le dépôt du Groupe de N’Djolé, soit un intervalle comparable à celui que l’on peut estimer pour les bassins francevilliens (unités Fb à Fd). La sédimentation dans le bassin de Kolissen est contrainte par des âges d’héritage et par l’âge de fonctionnement du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé, puisque ce dernier affecte le Groupe de Kolissen (Prian et al., 2009a-b). L’âge à 1970 ± 7 Ma constitue donc un âge minimal de dépôt. Un galet d’orthogneiss à grain fin extrait des métaconglomérats de la Magengué (Prian et al., 2009a-b) a fourni une large gamme d’âges dont le plus récent est de 2017 ± 12 Ma (Tableau 4.2). La matrice du conglomérat montre une paragenèse épizonale (muscovite – actinote), tandis que le galet d’orthogneiss apparaît polymétamorphique et présente les indices d’un métamorphisme mésozonal (biotite) antérieur au remaniement sédimentaire. Il semble peu probable qu’une cristallisation de zircon soit intervenue durant le stade épizonal, ce qui suggère que le galet est un orthogneiss éburnéen remanié lors de la seconde période de sédimentation paléoprotérozoïque. Ceci implique le déroulement d’une importante phase d’exhumation (Domaine de Lambaréné – Waka) antérieure au jeu senestre de l’accident de l’Ikoy – Ikobé. Dans cette hypothèse, cette phase d’exhumation et le fonctionnement ultérieur du bassin seraient calés entre 2017 ± 12 Ma et 1970 ± 7 Ma.

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Selon une hypothèse moins probable, l’âge à 2017 Ma traduirait un événement thermique éburnéen affectant le métaconglomérat, ce qui en ferait un âge minimal pour la sédimentation qui serait donc antérieure à 2017 ± 12 Ma. Les données acquises sur le Groupe de Kolissen sont à ce jour insuffisantes pour permettre de trancher entre les deux hypothèses précédentes.

Conclusions sur le Paléoprotérozoïque Les données radiochronologiques obtenues sur les roches paléoprotérozoïques conduisent aux conclusions suivantes que résument les Figures 5 et 6 :

• entre ~ 2500 et 2150 Ma, première période de sédimentation paléprotérozoïque (Complexe de l’Ogooué). Cette sédimentation est en partie alimentée par l’érosion de matériaux pré-éburnéens ;

• vers 2120 Ma, phase tectono-métamorphique majeure (enfouissement tectonique maximum), peut être précédée d’une phase de relativement haute température vers ~ 2200 Ma ;

• entre ~ 2080 et 2040 Ma, phase majeure de plutonisme dans le Domaine de Lambaréné – Waka. Ce plutonisme opère « en profondeur » dans un segment de croûte en cours de déformation. Ultérieurement, ce domaine subit une exhumation considérable ;

• entre ~ 2040 et 1980 Ma, phase majeure de plutonisme dans le Domaine de l’Ogooué ; • entre ~ 2075 et 2025 Ma, sédimentation et volcanisme dans l’avant-pays francevillien ; • après 2118 Ma et avant 1970 Ma, dépôt du Groupe de N’Djolé au sein d’un bassin synorogénique ;

• entre 2017 et 1970 Ma, dépôt du Groupe de Kolissen dans un bassin très interne alimenté par l’érosion de la « chaîne » éburnéenne ou dépôt de ce groupe avant 2017 Ma puis métamorphisme entre 2017 et 1970 Ma ;

• vers 1970 Ma, fonctionnement de l’accident de l’Ikoy – Ikobé et fermeture des bassins syn-orogéniques.

Les événements pré-éburnéens Des âges limite Archéen/Paléoprotérozoïque (~ 2500 Ma) s’observent principalement dans le bloc Ouest-Gabonais et le Domaine de l’Ogooué, soit en tant qu’âges de mise en place dans les roches plutoniques, soit en tant qu’âges d’héritage dans les bassins paléprotérozoïques à néoprotérozoïques (Tableaux 4.1-4.3). Le seul âge vers 2500 Ma (2527 ± 27 Ma) obtenu dans l’est du Gabon est un âge d’héritage obtenu sur les zircons d’une roche volcanosédimentaire fancevillienne. Le fait que les âges limite Archéen/Paléoprotérozoïque soient quasiment circonscrits à la partie interne de l’orogène éburnéen nous amène à les considérer comme pré-éburnéens. Dans le Domaine de l’Ogooué, des âges pré-éburnéens (2511 – 2434 Ma) sont obtenus sur des orthogneiss migmatitiques des noyaux cristallins (Complexe de l’Abamié) (MayagaMikolo, 1996 ; Feybesse et al., 1998 ; Tableau 4.2). Ils sont considérés comme des âges de mise en place des granitoïdes initiaux. Dans le Domaine de Lambaréné – Waka, les âges pré-éburnéens sont interprétés comme des âges de métamorphisme et/ou d’héritage. Un gneiss granulitique a fourni un âge à 2469 ± 35 Ma par la méthode Sm–Nd sur couple grenat – roche totale (Tableau 4.1).

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L’interprétation de cet âge comme étant celui du métamorphisme de haute température est corroborée par l’obtention, sur la même roche, d’un âge sur zircons (SHRIMP) quasiidentique (2461 ± 8 Ma). Ces zircons sont corrodés et limpides, faciès caractéristique de zircons granulitiques. Dans le même domaine, un orthogneiss migmatitique fournit un âge à 2445 ± 27 Ma (Tableau 4.1). Deux âges plus anciens sont obtenus dans ces formations orthogneissiques (2688 – 2677 Ma), dont un sur la même roche (Tableau 4.1). Ces âges anciens sont interprétés comme des âges de mise en place (plutonisme néoarchéen). L’âge à 2445 Ma est donc un âge de rajeunissement aisément attribuable au métamorphisme prééburnéen. Finalement, un âge à 2453 ± 9 Ma, obtenu sur un gneiss, est considéré comme un âge de mise en place. La gneissification pourrait être intervenue à l’Eburnéen (âge à 2147 ± 19 Ma obtenu sur la même roche). Ceci confirmerait le déroulement sub-synchrone d’un métamorphisme de haute température - relativement haute pression (granulite à grenat) et d’un plutonisme granitique, à la limite Archéen/Paléoprotérozoïque dans le domaine de Lambaréné – Waka. Finalement, un âge de mise en place à 2550 ± 5 Ma est obtenu sur un granite du nord du Gabon (granite de la Lodié) (Mayaga-Mikolo, 1996 ; Tableau 4.3) qui suggère une extension de l’activité plutonique pré-éburnéenne au-delà des Domaines de Lambaréné – Waka et de l’Ogooué. On notera qu’à ce jour, aucune étude n’a été menée qui permette de cerner les modalités structurales de l’événement pré-éburnéen. Dans le Domaine de Lambaréné – Waka, une telle étude serait rendue particulièrement difficile par l’intense reprise éburnéenne. Elle n’a pas été tentée lors des levés cartographiques (Thiéblemont et al., 2009d-e). Singulièrement, et malgré près de 400 Ma d’écart entre les événements pré-éburnéens et éburnéens, le métamorphisme durant ces deux périodes montre des caractéristiques identiques (faciès des granulites à grenat).

Migmatisation et plutonisme néoarchéens Le plutonisme néoarchéen est bien connu dans le nord du Gabon, représenté par des granites roses à morphologie en « pains de sucre ». Ces granites fournissent des âges compris entre 2679 et 2760 Ma (Tableau 4.3), parfois avec de fortes incertitudes dues à la méthode de datation employée (Rb-Sr sur roche totale). Considérant ces incertitudes, un âge de mise en place quasi-homogène à 2730 – 2720 Ma pourrait être envisagé pour ces massifs. Ces granites en massifs circonscrits sont regroupés par Prian et al. (1998) dans un ensemble de granitoïdes non gneissifiés de composition variée : dioritique à monzogranitique. Il serait a priori envisageable d’inclure dans cette famille, les granites roses du Massif du Chaillu (cf. Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002), mais les âges de mises en place fiables (datations sur zircon) obtenus sur ces derniers (< 2862 Ma) les situent sans ambiguïté dans le Mésoarchéen (Tableau 4.3). On doit donc envisager l’existence de deux générations de granites roses : les uns néoarchéens et les autres mésoarchéens et étroitement associés aux granitoïdes gris (Massif du Chaillu) au sein d’ensembles classiquement qualifiés « d’hétérogènes ». Des âges néoarchéens (2765 – 2637 Ma) sont néanmoins obtenus par la méthode Rb–Sr sur des granitoïdes gris et roses du Massif du Chaillu. Il est vraisemblable que ces âges traduisent une réouverture du système Rb–Sr postérieurement à la mise en place. Alternativement, ils pourraient correspondre à des massifs d’extension locale distincts des ensembles hétérogènes qui constituent l’essentiel du Massif du Chaillu. Un plutonisme néoarchéen est également bien daté dans le NE du Gabon (région de Batouala – Makokou), au sein des terrains déformés et remobilisés de la ceinture

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migmatitique du Centre-Gabon. Un granitoïde déformé intrusif dans les gneiss migmatitiques fournit un âge de mise en place fiable à 2706 ± 6 Ma (Tableau 4.3). Dans la même région, un âge à 2747 ± 11 Ma est obtenu sur un granitoïde orthogneissifié (Mayaga-Mikolo, 1996). Au sein de la ceinture migmatitique, les intrusions granitiques apparaissent tardi- à postmigmatitiques et sont affectées par le cisaillement de Nkol (Thiéblemont et al., 2009h-i). Les âges précédents constituent donc des âges minimaux pour la migmatisation. L’âge du métamorphisme néoarchéen est bien contraint par un âge de mise en place à 2746 ± 6 Ma obtenu sur une pegmatite syn-migmatitique de la région de Batouala (Tableau 4.3). Des datations moins fiables (méthode Rb–Sr) situent vers la même époque la mise en place de pegmatites au sein des terrains remobilisés des Monts de Cristal (2802 – 2742 Ma) (Tableau 4.3). D’autres âges obtenus par la méthode Rb–Sr, sur des roches déformées de la ceinture migmatitique se placent dans le Néoarchéen (2803 – 2725 Ma ; Tableau 4.3). Ils peuvent être interprétés sans certitude comme traduisant une ré-ouverture du système Rb– Sr lors du métamorphisme. Enfin, un âge de mise en place à 2789 ± 25 Ma (U/Pb zircon) obtenu sur un orthogneiss de la région d’Ebel (Caen-Vachette et al., 1988 ; Tableau 4.3), nettement à l’écart du cisaillement de Nkol, constitue un âge maximal pour l’épisode de déformation dans la ceinture migmatitique. Finalement, des âges néoarchéens (2688 – 2677 Ma) ont été obtenus dans des gneiss migmatitiques du Domaine de Lambaréné – Waka, où ils sont considérés comme des âges de mise en place (Tableau 4.1). Un granitoïde néoarchéen (2773 ± 7 Ma) a également été daté le long du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé (Tableau 4.1). Toutes ces roches montrent les indices d’une remobilisation ultérieure : pré-éburnéenne ou éburnéenne (cf. supra). En résumé : Les points suivants doivent être soulignés : • existence d’un plutonisme tardi- à post-tectonique d’âge néoarchéen (~ 2720 Ma) bien documentée au nord (granites en « Pains de sucre ») ; • existence d’un plutonisme tardi- à post-migmatitique d’âge néoarchéen (~ 2740 – 2700 Ma) au NE du Gabon ; • mise en place de ces granites au sein de terrains déformés et plus ou moins remobilisés impliquant un âge > ~ 2750 Ma pour l’épisode tectono-métamorphique majeur (migmatisation) ; • âges fiables vers 2750 Ma pour des pegmatites syn-migmatitiques et âge maximal de 2789 Ma pour la déformation ; • fonctionnement du cisaillement de Nkol postérieurement à la mise en place des granites néoarchéens ; • âges de mise en place en partie néoarchéen pour des orthogneiss du Domaine de Lambaréné – Waka remobilisés au Pré-éburnéen ou à l’Eburnéen. Ces données permettent de caler dans le Néoarchéen la constitution de la ceinture migmatitique du Centre-Gabon (~ 2790 – 2750 Ma) et l’épisode plutonique ultérieur (~ 2750 – 2700 Ma). Ces deux événements définissent un « orogène néoarchéen » que les travaux récents de cartographie (Tableau 1) ont permis de circonscrire à la partie centrale du Gabon (Fig. 3). L’empreinte de cet orogène s’atténue vers le Nord (secteur de Minkébé – Bélinga) et vers le Sud (Massif du Chaillu), région où le socle archéen apparaît souvent indemne de toute déformation.

Sillons volcaniques et ferrifères mésoarchéens A l’échelle du Gabon, les sillons volcaniques et ferrifères constituent une entité cartographique unique (Groupe de Bélinga), qui passe des domaines peu remobilisés aux

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domaines fortement remobilisés (Fig. 3). Comme les granitoïdes adjacents, ils montrent une évolution corrélative de conditions de métamorphisme épizonales (paragenèses schiste vert dans le secteur de Bélinga) à méso- à catazonales (paragenèses à clinopyroxène – grenat). Au sein de la ceinture migmatitique, les datations obtenues sur le métamorphisme constituent des âges minimaux pour la mise en place du Groupe de Bélinga. On peut donc conclure que les sillons se sont mis en place avant ~ 2750 Ma. Des roches métasédimentaires variées (quartzite, conglomérat, conglomérat tufacé) échantillonnées dans les chaînons du nord du Gabon ont fourni des zircons aptes à une datation. Des âges fiables et cohérents, compris entre 2918 ± 7 Ma et 2868 ± 9 Ma), ont été obtenus. Ils constituent des âges maximaux (héritage) pour la mise en place du Groupe de Bélinga. On peut donc conclure que ce dernier s’est déposé après 2868 Ma et avant ~ 2750 Ma. Significativement, les âges d’héritage sont comparables à ceux des granitoïdes mésoarchéens adjacents. Il semble donc probable que les sillons ont été en partie alimentés par l’érosion du socle mésoarchéen. Un autre argument en faveur de la postériorité du Groupe de Bélinga est fourni par l’existence de filons de roches vertes, probablement corrélatifs des laves basiques des sillons, au sein du socle granitoïde (Bassot et al., 1987 ; Thiéblemont et al., 2009h-i). Des âges mésoarchéens (2950 – 2861 Ma) ont été obtenus sur des roches magmatiques (diorite, dacites et andésites) associées aux sillons ferrifères (Mayaga-Mikolo, 1996), mais les méthodes de datation (Rb–Sr sur roche totale, Pb–Pb), comme les fortes incertitudes sur les âges, nous ont amenés à écarter ces données.

Accrétion et mésoarchéens

métamorphisme

haute

température

(charnockitisation)

Les âges mésoarchéens constituent une large proportion des âges obtenus à ce jour sur le socle gabonais (Tableaux 4.1-4.3). Le Mésoarchéen constitue la période majeure d’accrétion dans le bloc Est-Gabonais (Massif du Chaillu, Massif du Nord-Gabon) et se retrouve également dans le bloc Ouest-Gabonais. Dans ce dernier, les âges obtenus correspondent à des âges de protolithe sur des roches plus ou moins déformées (Tableaux 4.1-4.2) : 2880 ± 13 Ma et 2880 ± 2 Ma dans le Domaine de Lambaréné – Waka et 2929 ± 5 Ma dans le Domaine de l’Ogooué (Guerrot et al., 1994). Dans ce dernier, la roche datée a été échantillonnée au sein des noyaux gneissiques (Complexe de l’Abamié, dôme de Bouvondo) ; elle est décrite comme un monzogranite (Guerrot et al., 1994), ce qui suggère qu’elle a échappé aux épisodes de remobilisation et de déformation pré-éburnéen et éburnéen. Dans l’Est-Gabonais, les âges mésoarchéens recouvrent deux principaux types de roches :

• des granitoïdes plus ou moins déformés, mais souvent indemnes de toute déformation (en particulier dans le Massif du Chaillu et au nord du Gabon) ;

• des granitoïdes recristallisés à haute température et plus ou moins déformés rattachés au Complexe charnockitique (cf. supra ; Tableau 3). Un âge minimal pour l’épisode charnockitique est fourni par les datations obtenues sur le métamorphisme néoarchéen (~ 2750 Ma, épisode « M2 » ou M_MA2, Tableaux 3 et 5), puisque ce métamorphisme reprend localement des roches charnockitiques (cf. supra ; Prian et al., 1998). L’âge maximal de 2789 ± 25 Ma pour la déformation néoarchéenne (cf. supra) constitue un autre âge minimal pour l’épisode charnockitique.

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Des charnockites et gneiss charnockitiques ont été datés dans le Massif du Chaillu (2856 ± 3 Ma), au sein de la ceinture migmatitique du Centre-Gabon (2968 – 2820 Ma) et dans le nord du Gabon (3005 ± 4 Ma). Ces âges recouvrent ceux des granites mésoarchéens L’âge minimal obtenu peut être considéré comme un âge maximal pour l’épisode charnockitique, dans la mesure où l’on ne peut exclure qu’un tel âge serait celui du protolite. Cet âge (~ 2820 Ma) est cohérent avec celui à ~ 2750 Ma obtenu sur le métamorphisme néoarchéen. Un granitoïde leucocrate tardi- à post-charnockitique (Thiéblemont et al., 2009h-i), échantillonné au sein des gneiss enderbitiques de la région de Batouala, a fourni un âge que l’on peut supposer proche de celui de l’épisode charnockitique. Afin de conforter les résultats, trois méthodes de datation ont été mises en œuvre : SHRIMP, U-Th-Pb sur monazite et évaporation sur zircon. Les deux premières ont donné des résultats cohérents à 2820 ± 22 Ma et 2826 ± 7 Ma (Tableau 4.3). La troisième méthode a permis d’obtenir un spectre d’âges dont le plus jeune est de 2825 Ma (Thiéblemont et al., 2009h-i). Un âge à 2830 – 2820 Ma semble donc le plus probable pour l’épisode charnockitique. Il constitue également un âge maximal pour le dépôt du Groupe de Bélinga, puisque des formations mésométamorphiques de type BIF apparaissent localement recouvrir des gneiss charnockitiques (Prian et al., 1998). La période possible de mise en place des formations ferrifères se place donc entre ~ 2820 Ma et 2750 Ma. Notons toutefois que cet intervalle recouvre :

• l’exhumation des domaines charnockitiques postérieurement à leur métamorphisme ; • le dépôt de la série supra-crustale (BIF, sédiments, roches basiques etc.) ; • son enfouissement tectonique lors de l’épisode néoarchéen. En admettant une durée minimale de 20 Ma pour les événements 1 et 3, cela situerait le dépôt du Groupe de Bélinga entre 2800 et 2770 Ma. Dans le Massif du Chaillu, où une distinction cartographique entre granitoïdes gris et granites roses a pu être localement établie (Thiéblemont et al., 2009f-g), l’âge des premiers s’étend de 2928 ± 6 Ma à 2870 ± 5 Ma et celui des seconds de 2875 ± 3 Ma à 2862 ± 8 Ma (Tableau 4.3). Localement, les granites roses semblent se développer aux dépens des granites gris par fusion in situ, les textures des roches pouvant évoquer des migmatites (Prian et al., 2009c-d). Dans ce cas, les deux types de granitoïde ne peuvent être distingués cartographiquement. Sur la feuille Ndendé (Prian et al., 2009c-d), les granites roses forment des massifs parfois bien circonscrits, caractérisés par de fortes anomalies radiométriques. L’âge le plus jeune obtenu sur de tels granites est de 2862 ± 8 Ma (Tableau 4.3). Les datations sur zircon ne permettent pas de confirmer l’existence, au sein du Massif du Chaillu, de granitoïdes néoarchéens, telle que suggérée par les datations Rb – Sr sur roche totale (2765 ± 39 – 2637 ± 33 Ma, Caen-Vachette et al., 1988 ; Tableau 4.2). Aucun granitoïde néoarchéen n’a donc été distingué au sein de ce massif (Fig. 3). Il est probable que ces âges sont des âges de rajeunissement traduisant une réouverture du système Rb – Sr au Néoarchéen (rétromorphose ?). Dans la région de Mitzic et de Makokou, au sein de la ceinture gneissique et migmatitique du Centre-Gabon, les âges obtenus sur des granitoïdes plus ou moins orientés, s’étendent de 3098 ± 8 à 2789 ± 25 Ma (Tableau 4.3) ; ils recouvrent en partie ceux obtenus sur les charnockites (2968 ± 22 – 2820 ± 22 Ma). Ceci montre que, pour partie, la déformation et la remobilisation néoarchéenne ont affecté un substratum granitoïde mésoarchéen.

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Dans le nord du Gabon, les âges obtenus sur les granitoïdes constituant le substratum apparent des sillons ferrifères (Groupe de Bélinga) s’étendent de 3098 ± 8 à 2808 ± 2 Ma (Tableau 4.3). Le plus ancien (3098 ± 8 Ma) a été obtenu sur une enderbite rattachée à la suite charnockitique. La roche est peu déformée, l’orthopyroxène et les opaques montrant une vague tendance planaire. Parmi les autres échantillons, la plupart sont quasiment indemnes de déformation, ce qui témoigne de la stabilité du « bloc » Nord-Gabonais au Néoarchéen. Seul un échantillon montre une déformation et un métamorphisme attribuables à l’événement néoarchéen (échantillon BAT9166A comportant une paragenèse à grenat et clinopyroxène). La roche est datée à 2944 ± 3 Ma (Tableau 4.3). La gamme d’âges obtenue sur les granitoïdes et orthogneiss gabonais du socle mésoarchéen est très étendue : de 3098 à 2808 Ma, soit près de 300 Ma. Il est probable que cette période recouvre un ensemble d’événements intervenus dans des contextes géodynamiques plus ou moins distincts. En particulier, l’existence d’un événement tectonométamorphique interne au Méosarchéen ne peut être écartée. En effet, l’appellation de « granitoïdes gris » recouvre un ensemble de faciès plus ou moins constants par leur nature pétrographique (tonalitique à granodioritique dans la majorité des cas), mais hétérogènes par leur texture. Sur la feuille Ndendé, Prian et al. (2009c-d) décrivent des migmatites dont l’extension est toutefois trop réduite pour permettre une distinction cartographique. L’une de ces roches (échantillon NDE1160) a été datée à 2941 ± 5 Ma (Tableau 4.3). L’étude pétrographique confirme l’existence d’une déformation très marquée (foliation) associée à une remobilisation. Ceci permet d’envisager l’existence d’un événement tectonométamorphique majeur vers 2940 Ma. Il est probable que les gneiss ainsi constitués ont été ultérieurement enclavés et dispersés dans les granitoïdes plus récents. Finalement, l’unité cartographique que l’on peut considérer comme le témoin de la plus ancienne activité magmatique au sein du socle gabonais est fournie par un ensemble de roches ultrabasiques à basiques (localement ferrifères) méso- à catamétamorphiques enclavées dans les granitoïdes mésoarchéens. Ces roches sont rapportées à un « Complexe ancien » que l’on peut supposer mis en place avant ~ 3100 Ma (âge maximal obtenu sur les granitoïdes mésoarchéens). Néanmoins, aucune datation géochronologique n’en a été réalisée. En résumé : Les granitoïdes mésoarchéens constituent une large part du socle archéen du Gabon. Ils montrent une large gamme d’âges, de ~ 3100 à 2800 Ma, qui correspond à la phase majeure d’accrétion crustale. Cette phase majeure s’est achevée vers 2830 – 2820 Ma, sous un régime thermique intense (charnockitisation), suivie de la constitution des ceintures de roches basiques et ferrifères (Groupe de Bélinga). Elle a été précédée par la constitution, en conditions probablement supracrustales, d’un complexe ancien basique à ultrabasique. Durant les ~ 300 Ma d’accrétion crustale mésoarchéenne, il est probable que différentes étapes sont intervenues, avec possibilité d’une phase tectono-métamorphique majeure (migmatisation) vers 2940 Ma.

Héritage et sources des sédiments dans les bassins sédimentaires La Figure 7 illustre la variabilité des âges d’héritage obtenus sur zircons dans différents domaines métasédimentaires du Gabon. Logiquement, ces âges sont d’autant plus jeunes que le bassin est récent. Des âges mésoarchéens sont obtenus dans le Groupe de Bélinga, tandis que des âges mésoarchéen, pré-éburnéen (limite Archéen/Paléprotérozoïque) et éburnéen s’observent dans les bassins paléoprotérozoïques. Des âges paléoarchéens (~ 3450-3400 Ma) ont été obtenus dans des roches détritiques grossières (conglomérats, grès grauwackeux) des

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unités de N’Djolé et Kolissen (Prian et al., 2009b) qui constituent les âges les plus anciens répertoriés à ce jour dans le socle gabonais. Notons toutefois que les roches correspondantes n’ont pas été trouvées en place. Le domaine néoprotérozoïque Nyanga – Mayombe montre une très large gamme d’âges, dont un unique âge mésoprotérozoïque qui représente le seul témoin d’une possible activité mésoprotérozoïque connu à ce jour au Gabon.

Fig. 7. Synthèse des âges d’héritage obtenus sur zircons dans les différents domaines sédimentaires du Gabon (d’après les Tableaux 4.1-4.3). Singulièrement, le Néoarchéen est peu représenté au sein des zircons hérités. Ce point est confirmé par des données sur les alluvions récentes de l’Ogooué, qui mettent en évidence l’existence de trois maximaux (Séranne et al., 2008) :

• mésoarchéen (~ 2950 Ma) ; • paléoprotérozoïque (2100 – 1950 Ma) ; • néoprotérozoïque (~ 800 – 570 Ma). Quelques âges néoarchéens ont néanmoins été obtenus, mais toujours fortement discordants. Ceci peut suggérer que le Néoarchéen est d’avantage une période de remobilisation tectonique du socle mésoarchéen que de réelle accrétion. L’importance du Néoprotérozoïque au sein des sédiments de l’Ogooué peut sembler singulière, dans la mesure où la seule formation de cet âge connue dans le bassin de ce fleuve est le Complexe de Mabounié, d’extension assez réduite. Cet héritage néoprotérozoïque est attribué par Séranne et al. (2008) au remaniement des formations sableuses des Plateaux Batékés, où de tels zircons sont particulièrement abondants. Pour les auteurs, ceci indiquerait une alimentation des formations sableuses par une source distante, confirmant leur origine éolienne. Signalons enfin qu’aucun zircon des sédiments actuels de l’Ogooué n’a fourni un âge mésoprotérozoïque.

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Le refroidissement du socle Les âges obtenus par des méthodes sensibles à des perturbations thermiques de relativement basse température (K/Ar par exemple) permettent d’appréhender deux types de processus :

• le refroidissement du bâti rocheux (passage en deçà d’une certaine température) ; • son éventuelle « remise en chauffe », entraînant un rajeunissement des âges préexistants (intercept bas des discordia pour les âges obtenus par la méthode U/Pb sur zircons en particulier). Les âges correspondants (tirés des Tableaux 4.1-4.3) sont reportés dans la Figure 8. Un point assez constant concerne l’existence d’âges de rajeunissement néoprotérozoïques (~ 700 – 550 Ma) à paléozoïques (~ 550 – 450 Ma). Les premiers suggèrent une influence « cryptique » des événements panafricains, dans la mesure où la plupart des roches considérées ne montre aucune influence visible (déformation ou métamorphisme par exemple) de tels événements.

Fig. 8. Synthèse des âges attribués à des processus de refroidissement ou de rajeunissement au sein des roches du socle gabonais (d’après les Tableaux 4.1-4.3). Les âges attribués à un refroidissement montrent une certaine organisation régionale (Fig. 8). La gamme s’étend de ~ 2050 Ma à 1500 Ma dans les domaines sédimentaires (Francevillien, Ogooué) ou structuraux paléoprotérozoïques (cisaillement de l’Ikoy – Ikobé, Domaine de Lambaréné – Waka). L’exhumation aurait débuté dès 2050 – 2000 Ma, dans les domaines métamorphiques (Domaine de l’Ogooué et Bloc Ouest-Gabonais). La situation est différente dans les domaines archéens du Chaillu et du Centre-Gabon. Les âges de refroidissement sont presque systématiquement supérieurs à ~ 2150 Ma, âge qui correspond à peu près à la phase tectono-métamorphique éburnéenne majeure. A cette époque, le bâti archéen achève son refroidissement et rien n’indique qu’il sera affecté par les événements éburnéens ultérieurs.

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Mésoarchéen

Craton mésoarchéen A l’affleurement, les terrains d’âge mésoarchéen représentent près de la moitié du territoire gabonais (Fig. 9), néanmoins, leur développement global est beaucoup plus important, puisque dans de nombreux secteurs, ils constituent tout ou partie du substratum de bassins intracratoniques de puissance réduite, tels les Bassins francevilliens ou le Bassin de la Nyanga. Le Mésoarchéen constitue donc, sans aucun doute, la période majeure d’accrétion crustale au sein du territoire gabonais et particulièrement dans l’Est-Gabon. Le Mésoarchéen est quasi-exclusivement constitué d’un socle granitoïde plus ou moins déformé et remobilisé, dans lequel il est très délicat d’établir des distinctions cartographiques. Les variations de faciès entre roches plus ou moins acides (diorites, tonalites, granodiorites, granites), ou plus ou moins orientées (roches équantes, rubanées, gneissifiées, remobilisées), opèrent à toutes les échelles. Elles peuvent difficilement être restituées à l’échelle du 1/200 000 et moins encore à celle du 1/1 000 000. Sur la présente édition de la carte géologique du Gabon, les guides utilisées pour la figuration du socle mésoarchéen sont les suivants :

• la présence de roches métamorphiques mafiques à ultramafiques que leur occurrence à l’état d’enclaves permet de rapporter à une étape de l’évolution géologique antérieure à la mise en place des granitoïdes mésoarchéens ;

• l’intensité de la déformation et de la remobilisation, dont découle la reconnaissance de deux vastes domaines (Massif du Chaillu, Massif du Nord-Gabon) granitoïdes restés stables à l’issue du Mésoarchéen ;

• l’empreinte d’un métamorphisme de haute température et basse pression au sein de ces domaines, qui fonde la définition cartographique du Complexe charnockitique ;

• l’individualisation de vastes domaines de granites roses, qui se singularisent par une signature particulièrement radiogénique (anomalies en K et Th en particulier). Ces quatre distinctions cartographiques portent le témoignage d’autant d’étapes dans l’évolution du craton mésoarchéen, néanmoins, il est clair que d’autres étapes sont intervenues et que les études ultérieures permettront de mieux cerner.

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Fig. 9. Répartition des terrains d’âge essentiellement mésoarchéen au Gabon.

Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques (> 3100 Ma ?) : amphibolites, ultrabasites, norites Le Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques regroupe des roches métamorphiques mésozonales à méso-catazonales qui apparaissent en massifs kilométriques et enclaves hectométriques à métriques au sein des granitoïdes mésoarchéens. Elles sont principalement cartographiées dans le Massif du Chaillu (feuille Koulamoutou – Malinga) (Thiéblemont et al., 2009f), où leur occurrence à l’état d’enclaves est bien documentée (Lecomte et al., 1990). Dans les zones remobilisées au Néoarchéen (ceinture gneisso-migmatitique), elles ne peuvent être distinguées de leurs équivalents récents du Groupe de Bélinga. Elles pourraient témoigner d’une ancienne série supracrustale basique à ultrabasique (croûte océanique ?) mise en place avant ~ 3100 Ma et dispersée dans les plutons lors de l’intense phase de granitisation mésoarchéenne (« granites gris »). Les amphibolites constituent de loin les roches les plus abondantes au sein du Complexe ancien. Localement, elles évoluent vers des gneiss amphiboliques, plus grossiers et plus riches en feldspath (plagioclase). Ceux-ci dériveraient plutôt de diorites ou leucodiorites, et les amphibolites de gabbros ou basaltes. Parmi les amphibolites, la présence de pyroxène constitue le principal critère de distinction. Ce minéral témoigne de conditions de température relativement élevée, à la limite mésozone – catazone, si l’amphibole coexiste avec du clinopyroxène, et franchement catazonales, si le clinopyroxène devient abondant et coexiste avec l’orthopyroxène. Sur le terrain, la distinction entre amphibolite à pyroxène et sans pyroxène n’est pas toujours aisée, parfois impossible si le grain est trop fin. Néanmoins, les études en lames minces ont

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effectivement confirmé une abondance particulière de faciès à pyroxène dans certains secteurs du socle du Chaillu (Thiéblemont et al., 2009f). Leurs textures sont granoblastiques à granonématoblastiques et très souvent polygonales, ce qui est cohérent avec des conditions de métamorphisme proches du faciès granulite. L’observation en lame mince montre la coexistence de deux paragenèses : l’une à ortho- et clinopyroxène, et l’autre à clinopyroxène seul. En général, les pyroxènes représentent 20 à 30% du total et se trouvent en quantités voisines dans les faciès à deux pyroxènes. L’amphibole (hornblende verte à brune) et le plagioclase constituent les phases principales. Les accessoires sont principalement des opaques et parfois de l’apatite. Le quartz se trouve dans des roches que l’on peut supposer légèrement sursaturées. Les faciès sans pyroxène sont de deux types : des amphibolites à hornblende brune, aux textures souvent polygonales, et des amphibolites « communes » à hornblende verte et plagioclase. Ces deux types sont non distinguables sur le terrain. Le grenat n’a jamais été observé au sein des roches basiques du bloc mésoarchéen, alors qu’il se trouve fréquemment au sein des roches basiques du Groupe de Bélinga. L’apparition de grenat dans les roches basiques semble caractéristique des conditions propres au métamorphisme néoarchéen (relativement haute pression). Les ultrabasites constituent des affleurements très localisés. Elles montrent une grande variété de types pétrographiques reflétant à la fois une variabilité de la nature minéralogique originelle, de la déformation et de l’intensité de la rétromorphose. Trois types principaux peuvent être distingués : 1/ des amphibolo-pyroxénites, qui sont proches des amphibolites par leur texture foliée, mais s’en distinguent par un grain plus grossier et un caractère très mélanocrate (pas ou peu de feldspath visible) ; 2/ des ultrabasites à olivine et/ou pyroxène, qui sont des roches sombres, gris foncé à vert foncé, très fines, denses et pouvant présenter un fin rubanement. Elles se distinguent des précédentes essentiellement par une teneur moindre en amphibole ; 3/ des talcschistes (« soapstones ») et serpentinites, qui sont assez rares et se distinguent aisément des autres ultrabasites par leur teinte vert clair et leur toucher soyeux ; en revanche, la nature ultramafique n’est pas toujours évidente dans les faciès les plus clairs qui peuvent être confondus avec des séricitoschistes.

• Les amphibolo-pyroxénites se caractérisent par la fréquence de l’amphibole, de 50 à 80% du total. L’amphibole est brun-vert (espèce relativement ferrifère) dans les faciès comportant du feldspath (plagioclase) et parfois associée à la cummingtonite. Elle est incolore (trémolite – actinote) dans les roches les plus magnésiennes. Le clinopyroxène est fréquent, de même l’orthopyroxène, mais ces deux minéraux se trouvent rarement ensemble. L’olivine est souvent associée à l’orthopyroxène, mais toujours altérée en talc ou serpentine. Les minéraux accessoires sont les opaques (oxydes et parfois sulfures) et rarement le spinelle (type chlorospinelle). De la biotite s’observe très ponctuellement.

• Parmi les méta-ultrabasites à olivine et/ou pyroxène, certaines se définissent comme des méta-webstérites ou clinopyroxénites. Ces roches sont essentiellement constituées de pyroxène (70-80% du total) ; clino- et orthopyroxène en quantités à peu près égales dans les webstérites et clinopyroxène dominant dans les clinopyroxénites. De l’amphibole est généralement associée aux pyroxènes, tandis que le plagioclase et les opaques constituent des minéraux accessoires. Les ultrabasites à olivine présentent exceptionnellement de l’olivine conservée, à laquelle sont associés de l’amphibole, du pyroxène et des spinelles verts à vert brun et des opaques (accessoires).

• Les talcschistes et serpentinites sont majoritairement constitués de talc ou serpentine issus de la déstabilisation de l’olivine. On y observe d’autres minéraux

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secondaires tels que l’amphibole (vert pâle à incolore) et la chlorite magnésienne. Les accessoires sont principalement des opaques. Les textures des roches ultrabasiques sont variées. La plupart sont grenues, parfois de type cumulatif. Les roches les plus recristallisées (talcschistes, serpentinites) sont généralement orientées ; les textures sont lépidoblastiques ou granolépidoblastiques. Les norites constituent un type particulier de roche basique, de grain souvent assez grossier (métagabbro) et caractérisées par l’abondance d’hypersthène. Les norites constituent également la principale lithologie basique au sein du Complexe charnockitique (cf. infra). L’hypersthène y témoigne de conditions de haute température (métamorphisme granulitique). Des roches ferrifères se trouvent localement au sein du Complexe ancien (Husson, comm. pers.), qui attestent d’un premier épisode de production de BIF d’âge mésoarchéen dont les témoins actuels n’ont qu’un développement très limité.

Granitoïdes gris (~ 3100 – 2840 Ma) : tonalites, granodiorites ± rubanées, localement anatectiques Cet ensemble cartographique, qui constitue le « fond » granitoïde commun du socle mésoarchéen, regroupe un très grand nombre de faciès qui alternent à toutes les échelles. Sur les cartes géologiques à l’échelle du 1/200 000, ceux-ci recouvrent de l’ordre d’une dizaine d’entités dont les définitions lithologiques variées font ressortir quelques traits caractéristiques :

• Variations lithologiques rapides rendant difficile une distinction cartographique : granitoïdes indifférenciés : granites, granodiorites, granites gneissifiés ; granites et granodiorites à biotite et/ou hornblende, localement orthogneissifiés ;

• Association étroite entre granitoïdes gris et granites roses : tonalites à biotite associées à des granites ; tonalites et granodiorites grises associées aux granites roses, localement orthogneissifiées ou migmatisées ;

• Présence locale de roches déformées, voire migmatisées (voir descriptions précédentes) ;

• Nature plus ou moins basique : composition granodioritique à granitique dans certains cas, ou tonalitique à granitique dans d’autres (voir descriptions précédentes) ;

• Présence d’un terme basique de faible extension cartographique, mais localement individualisé sur les feuilles à 1/200 000 : monzodiorites mélanocrates ; diorites, métadiorites, microdiorites à amphibole ; diorites, métadiorites, diorites quartzifères à ± amphibole ; gabbros, diorites ; gabbros hydrothermalisés, gabbros quartzifères, en enclaves dans les granitoïdes. Nos observations (feuilles Minkébé, Ndendé et Koulamoutou – Malinga) suggèrent que les compositions seraient généralement moins variées et plus acides dans le Nord du Gabon, sans réelle distinction entre un ensemble gris et un ensemble rose (Thiéblemont et al., 2009j). Elles sont, en revanche, très diversifiées dans le Massif du Chaillu, avec coexistence quasi-systématique entre des granitoïdes gris mésocrates (tonalites, granodiorites) et des granites roses (monzogranites) (Prian et al., 2009c ; Thiéblemont et al., 2009f).

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Sous le microscope, les tonalites et granodiorites « standards » présentent une minéralogie très constante à plagioclase, biotite, quartz ± amphibole (hornblende) ± feldspath potassique. Le plagioclase est fréquemment antiperthitique dans le Massif du Chaillu (Thiéblemont et al., 2009f-g), ce qui suggère des conditions de température relativement élevées (cf. infra). Les accessoires sont des opaques, l’apatite, l’allanite, le sphène et le zircon. Une rétromorphose se traduit par une chloritisation assez fréquente des biotites et/ou de l’amphibole, et parfois par une saussuritisation du plagioclase. L’épidote est exceptionnelle dans le Massif du Chaillu, mais fréquente dans le nord du Gabon. Les faciès granitiques sont essentiellement constitués de feldspath potassique (microcline) et plagioclase. Le quartz est également abondant et parfois étiré. Il s’agit souvent du seul témoin d’une déformation du bâti plutonique. Les minéraux ferro-magnésiens sont principalement de la biotite verte, souvent associée à de l'épidote dans le nord du Gabon. Les accessoires sont l’allanite, le sphène, l’apatite, le zircon et la magnétite. Les faciès porphyroïdes orientés (granites à « dents de cheval ») sont assez fréquents dans le Nord du Gabon. Le feldspath potassique s’individualise dans une mosaïque fine qui pourrait avoir recristallisé. Les faciès basiques sont des roches grenues, vert foncé à gris, mélanocrates (gabbros) à mésocrates (diorites), parfois à amphibole bien cristallisée et feldspath verdâtre. Elles constituent de petits massifs assez bien circonscrits à l’intérieur des domaines tonalitiques, mais se trouvent également en enclaves (enclaves « comagmatiques ») dans les tonalites ou granodiorites. En lame mince, la texture est grenue, parfois porphyrique, localement une recristallisation partielle et une orientation fruste de la biotite ont été observées. La paragenèse dominante comprend du plagioclase et de la hornblende brun-vert à verte pouvant englober des reliques de clinopyroxène. Selon le caractère plus ou moins leucocrate et potassique de la roche, peuvent s’ajouter : de la biotite, du quartz et du feldspath potassique, ce dernier parfois au sein d’antiperthites. La biotite est fréquemment chloritisée. Les accessoires sont le sphène, l’apatite, l’allanite et le zircon. Les roches les plus acides peuvent présenter des associations symplectiques de hornblende et quartz. Outre ces faciès non orientés et faiblement déformés, l’ensemble des granitoïdes gris comprend fréquemment des roches rubanées, qui évoluent parfois vers des termes d’aspect anatectique. Sur le terrain, ce phénomène prend deux expressions :

• une ségrégation synplutonique, avec coexistence, à l’échelle de l’affleurement, de zones plus ou moins leucocrates mal circonscrites. La roche passe du gris, au gris – rose et au rose par diminution progressive de la proportion de minéraux noirs. Les transitions sont généralement continues, mais localement les faciès roses semblent réinjecter les granitoïdes gris ;

• une migmatisation métamorphique, synchrone d’une déformation régionale, avec individualisation, au sein de roches déformées (orthogneiss), de zones fondues (leucosomes). Sous le microscope, un granitoïde du premier type montre une texture grenue équante hétérogranulaire associant deux faciès :

• l’un leucocrate, homogène, de grain plutôt grossier et à tendance porphyroïde (grands cristaux de feldspath potassique) ;

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• l’autre hétérogène, à minéraux ferro-magnésiens plus ou moins abondants, et montrant localement de petites zones de grain fin, microgrenues à granoblastiques renfermant du mica blanc et des myrmékites. La roche est principalement constituée de feldspaths : plagioclase (parfois anti-perthitique) et feldspath potassique (microcline) poecilitique autour de petits plagioclases. Le quartz, interstitiel, représente environ 20% du total. Il montre une extinction roulante qui peut aboutir à l’individualisation de sous-grains. Feldspaths et quartz s’observent également en association étroite au sein des myrmékites. Les minéraux ferro-magnésiens sont l’amphibole et la biotite brune. Les accessoires sont des opaques (oxyde de fer), de l’apatite, du zircon, du sphène et plus rarement, de l’épidote et de la muscovite secondaire. De la chlorite se développe localement au détriment de la biotite, avec exsudation de titane sous forme d’une association rutile-sphène. Le faciès migmatitique se définit comme un gneiss (orthogneiss) rubané à amphibole et biotite. La texture est granolépidoblastique, avec coexistence de niveaux granoblastiques engrenés très plagioclasiques et de niveaux sombres, à biotite et amphibole grossièrement orientées, parallèles à la trace du plan de foliation. Les constituants minéralogiques sont le plagioclase (parfois anti-perthitique) et le quartz. La biotite brun-vert est abondante et (seulement dans certains rubans) associée à de l'amphibole (hornblende verte) et de l'épidote en gros cristaux. Les accessoires sont l’apatite et le zircon automorphes, l’allanite (métamicte), le sphène et les sulfures. Des datations effectuées sur les deux types de faciès ont donné des résultats significativement différents (Tableau 4.3). Le faciès gris à rose, échantillonné sur le territoire de la feuille Ndendé, a fourni un âge à 2886 ± 4 Ma peu différent de celui des granites roses voisins (2875 ± 3 Ma et 2862 ± 8 Ma). En revanche, le gneiss migmatitique a été daté à 2941 ± 5 Ma (Tableau 4.3). Ces résultats illustrent la complexité probable du substratum mésoarchéen. On peut penser que les âges les plus récents correspondent à une étape de différenciation tardive de l’ensemble plutonique, responsable de la mise en place des massifs de granites roses d’échelle cartographique (cf. infra). En revanche, les faciès migmatitiques seraient les témoins d’intrusions anciennes, remobilisées antérieurement à leur enclavement dans les granitoïdes plus récents.

Granites roses (~ 2880 – 2810 Ma) : monzogranites, granites Les faciès cartographiques regroupés dans l’entité des granites roses correspondent essentiellement à des monzogranites à biotite et/ou amphibole, fins à porphyroïdes, intrusifs dans les granitoïdes gris. Des faciès plus alcalins (syénogranites et syénites), d’extension réduite, sont également inclus dans cet ensemble, sur lesquels on ne dispose d’aucune datation géochronologique. Un âge néoarchéen ne peut être exclu. De même pour des pegmatites, non distinguées dans la présente carte géologique, et qui peuvent être assez abondantes dans le Massif du Chaillu, comme dans le nord du Gabon. Les granites roses s’observent soit en association étroite avec les granitoïdes gris, et dans ce cas, ils ne peuvent être distingués cartographiquement (cf. supra), soit sous forme de massifs très étendus intrusifs dans les granitoïdes hétérogènes. Cette occurrence n’a pu être figurée que dans le Massif du Chaillu, où l’on dispose de données d’affleurement suffisamment denses (Labbé et al., 1988 ; Lecomte et al., 1989 ; 1990 ; Prian et Johan, 1989). Le dessin cartographique proposée (Thiéblemont et al., 2009f) combine ces données d’affleurement et les levés radiométriques aéroportés. La cohérence entre ces deux types

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d’information permet d’attribuer de vastes zones d’anomalies radiométriques à la présence des granites roses, au caractère plutôt potassique et thorifère. En lame mince, les termes monzogranitiques à granitiques montrent des textures toujours grenues, souvent grossières (faciès porphyroïdes en particulier). Quelques roches présentent une déformation « à froid » liée à des accidents tardifs. Les constituants principaux sont invariablement le quartz, le plagioclase et le feldspath potassique, en quantités voisines. La biotite est le principal ferro-magnésien (généralement moins de 10%), l’amphibole (hornblende) se trouve dans des faciès à tendance granodioritique (plagioclase dominant) et la muscovite est accidentelle. Les accessoires sont les oxydes opaques, l’apatite, le sphène, la pyrite et le zircon. Comme les granitoïdes gris, les granites roses montrent assez fréquemment une rétromorphose caractérisée par une chloritisation partielle de la biotite. De l’épidote, de la prehnite et de la pumpellyite ont été très localement observées. Les termes alcalins (syénogranites, syénites) montrent une composition très leucocrate et une prédominance de feldspath potassique. Le plagioclase peut représenter moins de 10% du total dans les faciès les plus alcalins. La biotite, fréquemment chloritisée, est l’unique ferro-magnésien. Les accessoires sont les opaques (oxydes, rarement sulfures), le sphène, l’apatite, le zircon et l’épidote. Une syénite à aegyrine est décrite sur le territoire de la feuille Koulamoutou – Malinga. Elle est constituée de plagioclase antiperthitique (~ 20% de feldspath potassique) et clinopyroxène vert vif (type aegyrine). Les accessoires sont les opaques, l’épidote, l’apatite, le quartz et le zircon.

Domaines charnockitiques (métamorphisme HT vers ~ 2820 Ma) : enderbites et gneiss enderbitiques, charnockites et gneiss charnockitiques, gneiss noritiques Les principaux domaines charnockitiques identifiés sur la présente édition de la carte géologique du Gabon se situent au sud (Massif du Chaillu, feuille Koulamoutou – Malinga), au centre-nord (région de Mitzic, feuille Mitzic), au NE (région Batouala, feuille Batouala) et au nord (région d’Oyem, feuille Oyem) du pays. Il s’agit d’ensembles gneissiques et granitoïdes de grande extension, caractérisés par un « climat métamorphique » particulier, de type haute température – basse pression. Les conditions température - pression estimées par Mayaga-Mikolo (1996) sont de 800 – 900°C pour 5 -6 kb, soit, selon les conditions exactes, un gradient géothermique apparent de 40 à 60°C/km. De telles conditions impliquent un gradient géothermique particulier (mais on ne peut exclure qu’il s’agirait de conditions normales pour la croûte continentale à l’Archéen) et une forte exhumation, puisque 15 à 20 km de croûte initialement situés à l’aplomb des charnockites ont aujourd’hui disparu. Cette exhumation est d’ailleurs bien calée du point de vue chronologique (cf. supra) ; elle intervient après ~ 2820 Ma (épisode charnockitique), mais antérieurement au dépôt du Groupe de Bélinga et à la remobilisation néoarchéenne, soit avant 2750 Ma. Si on estime à au moins 40 Ma le temps nécessaire au dépôt puis à la transposition tectono-métamorphique du Groupe de Bélinga, il faut envisager que l’exhumation des domaines charnockitiques est intervenue entre ~ 2820 et 2790 Ma, ce qui témoignerait de très importants mouvements verticaux à la fin du Mésoarchéen. L’appellation domaine charnockitique regroupe une large gamme de roches dont le terme « diagnostic » est un granitoïde à orthopyroxène (charnockite stricto sensu). Cet orthopyroxène situe les conditions de cristallisation au-dessus de la réaction « Biotite + Quartz = Orthopyroxène + Feldspath potassique + H2O », ce qui requiert des hautes températures (stabilité de l’orthopyroxène), si la réaction opère dans des roches comportant

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initialement de la biotite, ou une faible teneur en eau, si la paragenèse charnockitique apparaît par cristallisation directe d’un magma granitique. Ces deux alternatives conduisent à des interprétations totalement différentes. Dans la première, l’origine des charnockites serait strictement métamorphique, le Complexe charnockitique résultant d’une transformation des roches à haute température. Dans la deuxième, l’origine serait plutonique, le Complexe charnockitique traduisant l’intrusion dans la croûte de granitoïdes particulièrement chauds et secs. Dans le cas du Gabon, sur la base des observations de terrain et des études pétrographiques (Prian et al., 1998 ; Prian et Johan, 1989 ; Thiéblemont et al., 2009g-h), l’hypothèse d’une origine métamorphique des charnockites est de loin la plus probable. Leurs âges très variés (Tableau 4.3) conduisent au même résultat. Ces derniers reproduisent la diversité des protolithes affectés par le métamorphisme charnockitique : vieux d’environ 3100 Ma pour les plus anciens et de 2830 Ma pour les plus jeunes. Par extension, sont qualifiées de « charnockitiques » des roches montrant des compositions minéralogiques compatibles avec la paragenèse charnockitique, mais ne contenant pas nécessairement d’orthopyroxène (Streckeisen, 1974). C’est le cas des « enderbites », roches les plus abondantes dans les domaines charnockitiques du Gabon, et dont la composition est tonalitique et non granitique. De même, sont attribuées au Complexe charnockitique des roches rétromorphosées, mais dont l’orthopyroxène reste bien reconnaissable, bien que pseudomorphosé par des minéraux phylliteux. La reconnaissance à l’affleurement, des roches charnockitiques est délicate et la délimitation cartographique des domaines charnockitiques, telle qu’elle apparaît aujourd’hui sur la carte géologique à 1/1 000 000, n’a été possible que grâce à un solide appui pétrographique lors des levés au 1/200 000 (Labbé et al., 1988 ; Lecomte et al., 1989 ; 1990 ; Prian et al., 1998 ; Johan, 1989 ; Thiéblemont et al., 2009f-i). Par ailleurs, ces domaines ne constituent pas les uniques zones d’affleurement de charnockites, puisque celles-ci se trouvent fréquemment en occurrences isolées au sein des granitoïdes gris ou des terrains remobilisés (ceinture gneisso-migmatitique). Plus généralement, il est probable que l’événement thermique responsable de la « charnockitisation » a affecté l’ensemble du socle mésoarchéen à différents degrés. Dans le Massif du Chaillu, en particulier, la présence fréquente d’antiperthites au sein des granitoïdes gris peut suggérer une gradation des températures, depuis des conditions granulitiques, dans les domaines charnockitiques, vers des conditions de températures moindres, mais également anhydres, dans le reste du socle. Les roches des domaines charnockitiques sont variées, tant du point de vue de leur aspect, que de leur composition minéralogique et de leur texture. Elles varient entre un pôle acide (charnockite stricto sensu) et un pôle basique (norite), localement ultrabasique. Elles peuvent être grenues ou gneissiques ; les premières se caractérisent par la présence de feldspaths sombres dits « malgachitiques » et de pyroxènes bien cristallisés. L’existence de quartz gris bleuté à bleu clair, dans les termes tonalitiques, comme dans les termes granitiques, est également un bon critère de reconnaissance macroscopique. Dans les roches gneissiques à grain fin, l’identifcation certaine à l’œil nu du pyroxène peut s’avérer quasi-impossible. Le seul critère est alors le caractère très massif et brillant des roches, commun à toutes les roches granulitiques, souvent dû à la polygonisation de la charpente minérale. Les enderbites (tonalites à granodiorites charnockitiques) sont dominantes au Sud, dans le Massif du Chaillu (Prian et Johan, 1989). Elles affleurent sur de très vastes surfaces et sont intrusives dans les gneiss rubanés charnockitiques. Leur texture est généralement grenue porphyroclastique, avec plagioclase en grands cristaux et en mosaïque fine. La paragenèse

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comprend du plagioclase généralement antiperthitique, du quartz, parfois en grandes plages amiboïbes, de l’orthopyroxène frais ou déstabilisé en agrégats phylliteux brun-vert. Le clinopyroxène est souvent présent et, très localement, plus ou moins transformé en amphibole verte. La biotite brun-rouge et la hornblende verte sont fréquentes (elles témoignent d’un caractère non totalement anhydre du bâti granulitique). Le feldspath potassique est subordonné, interstitiel et/ou en taches dans le plagioclase. Dans les faciès rétromorphosés, l’appartenance aux enderbites est déduite de la présence d’une texture similaire à celle des enderbites, mais avec pseudomorphose de l’ancien orthopyroxène en agrégats phylliteux brun-vert. Les gneiss enderbitiques constituent le faciès dominant dans la région de Mitzic (Prian et al., 1998). Ils montrent un net rubanement minéralogique, marqué par l’alternance de niveaux leucocrates à plagioclase et quartz dominants, et de lits plus riches en minéraux sombres (pyroxènes et amphiboles). La texture est granoblastique fine, le plus souvent planaire, soulignée par l’orientation des amphiboles et des biotites. Les plagioclases polygonisés présentent souvent des mâcles déformées, tandis que les plages de quartz forment des amandes allongées parallèlement à la foliation. Le feldspath potassique est généralement peu représenté (composition tonalitique). Ces roches contiennent de l’orthopyroxène frais, ou en reliques se transformant en agrégats phylliteux. Le zircon est fréquent, souvent abondant. Les termes les plus acides (charnockites stricto sensu) sont des roches rose clair, grenues, fines à grossières, à quartz bleuté. En lame mince, elles présentent une texture grenue hétérogranulaire avec parfois polygonisation fine de la matrice. Les principaux constituants sont le quartz, la mésoperthite (symplectite fine et grossière de feldspath potassique et de plagioclase), les pyroxènes, la biotite et un peu de hornblende. Les gneiss noritiques, sont rares dans le Massif du Chaillu, mais très abondants dans la région de Mitzic. Ce sont des roches sombres, vert foncé à noires, assez fines, dans lesquelles la foliation n’est pas toujours visible à l’œil nu. Leur texture est granoblastique polygonale. Les cristaux à sutures droites constituent un assemblage en mosaïque fine et régulière. Les limites des cristaux jointifs dessinent des « points triples » à 120° caractéristiques des roches catazonales. La paragenèse comprend : clinopyroxène, orthopyroxène, plagioclase, hornblende, biotite brun rouge. La proportion de minéraux sombres dépasse 50%. Le quartz est absent et le feldspath potassique seulement en taches antiperthitiques. Fréquemment l’orthopyroxène est plus ou moins déstabilisé. Des amphibolites à orthopyroxène et clinopyroxène franchement catazonales, des amphibolites à clinopyroxène et des amphibolites polygonales à hornblende brune peuvent également se trouver dans les domaines charnockitiques. La présence de roches amphibolitiques n’y est pas forcément contradictoire de conditions granulitiques. En effet, les paragenèses des roches basiques sont fortement dépendantes de la pression d’eau et de la composition chimique. Une forte pression d’eau ou un faible rapport Fe/Mg tendent à stabiliser la paragenèse amphibolitique. Les roches ultrabasiques associées aux domaines charnockitiques ne diffèrent pas de celles enclavées dans les granitoïdes gris et rapportées au « Complexe ancien » (cf. supra). Elles présentent fréquemment des paragenèses de haute température (pyroxène dominant), mais les études effectuées à ce jour ne permettent pas d’y discriminer des minéraux hérités (minéraux primaires) et d’autres qui seraient issus de l’épisode charnockitique. L’âge de l’événement charnockitique a été discuté en détail dans la première partie de la présente notice (Tableau 4.3). Il est contraint à la fois par la datation à 2820 ± 30 Ma obtenue sur un gneiss charnockitique de Makokou et l’âge à 2820 ± 22 Ma obtenu sur un

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granite syn- à tardi-charnockitique de la région de Batouala. Aux incertitudes analytiques près, ceci situe entre ~ 2830 – 2820 Ma l’événement charnockitique.

Accrétion et différenciation du craton mésoarchéen Deux phases d’accrétion peuvent être distinguées au sein du craton mésoarchéen :

• l’une qui correspond à la mise en place du Complexe ancien, de nature basique à ultrabasique ;

• l’autre qui correspond à la mise en place des granitoïdes gris, ceux-ci incluant les protolithes des charnockites. Dans l’état actuel des connaissances, il nous apparaît impossible d’établir des distinctions d’ordre lithostratigraphique au sein des granitoïdes gris. Leur composition semble majoritairement intermédiaire (tonalitique à granodioritique), mais des ensembles plus basiques (dioritiques) ont été localement cartographiés (gneiss charnockitiques basiques de la région de Mitzic par exemple ; Prian et al., 1998). Sur la feuille Koulamoutou – Malinga, un gneiss charnockitique basique (SiO2 = 52,7%) a fourni un âge à 2856 ± 3 Ma (Tableau 4.3), légèrement plus jeune que ceux des granitoïdes gris et roses les plus récents (~ 2870 – 2862 Ma), mais cette différence d’âge est beaucoup trop ténue pour en déduire un calage lithostratigraphique. Plus d’une soixantaine d’analyses géochimiques ont été effectuées sur des roches rapportées au Mésoarchéen au cours du projet SYSMIN. Parmi celles-ci, nous en avons sélectionné une vingtaine, portant sur des échantillons dont les environnements lithostratigraphiques étaient clairement établis sur le terrain. Une partie a fait l’objet d’analyses radiochronologiques qui ont confirmé l’appartenance au Mésoarchéen.

Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques Les enclaves rapportées au Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques (Tableau 6) associent deux types de roche :

• des roches ultramafiques ; • des roches mafiques, basiques à intermédiaires. Une ultrabasite à texture cumulative relique (NDE5037) présente le caractère le plus nettement ultramafique. Ses teneurs en MgO, Ni, Cr et Co sont respectivement de 30,7%, 2619 ppm, 1735 ppm et 133 ppm, et ses teneurs en Al2O3, inférieures à 1% (= 0,4%). La perte au feu très élevée (= 18,4%) traduit la prédominance de minéraux magnésiens hydratés : serpentine et talc. Les teneurs en éléments incompatibles sont nulles (TiO2 = 0% ; Zr = 0 ppm) ou très faibles (Th = 0,116 ppm ; La = 0,79 ppm). Ces caractères sont cohérents avec une origine cumulative, telle que déduite de l’étude pétrographique. La principale phase cumulative aurait été l’olivine. Inversement, rien ne permet d’envisager une cumulation de pyroxène (TiO2 = 0% ; Sc = 4 ppm).

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ECH. N° Pétro. SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb (Th/Ta)N (Tb/Ta)N (Tb/Yb)N

Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques Roches ultramafiques Roches basiques NDE FRA LAS FRA FRA FRA BOU 5037 5016 1012 5003D 5019B 5039A 5007A Ultra- Pyroxé- Amphibasite nolite bolite 32,80 0,00 0,40 11,00 0,210 30,70 6,00 0,00 0,00 0,00 18,40 99,51

Métabasite

BOU 5012

KOU 4207

Roche Roche Gneiss Méta- Amphiverte basique amphib. basite bolite

50,89 0,42 4,14 11,63 0,180 16,38 13,45 0,75 0,29 0,06 1,88 100,07

48,57 0,53 5,76 12,84 0,195 14,26 12,90 1,12 0,32 0,04 0,67 97,21

45,67 1,26 13,14 16,09 0,209 10,65 8,17 2,09 1,46 0,19 2,15 101,09

46,29 1,68 13,97 14,84 0,238 6,49 9,65 2,27 0,54 0,14 2,17 98,28

50,00 2,06 15,53 15,78 0,204 4,09 9,55 2,63 0,28 0,18 1,32 101,61

50,76 0,75 15,16 11,45 0,180 7,45 11,05 3,51 1,09 0,07 0,69 102,16

4 132,7 1735 2619 0,79 2,9 1,3 0,24 0,14 0,028 0,08

0,37 9,3 77 104 0,095 0,53 0,052 0,87 20 52,4 75,1 816 291 5,47 14,5 12,5 2,91 0,81 0,327 0,9

0,041 7,4 1821 94 0,24 0,89 0,162 1,05 36 38,8 87,1 1804 431 33,9 11,8 32,7 9,2 2,48 1,171 3,7

1,18 25,1 311 255 0,7 0,45 0,217 2,21 68 45,5 64,4 225 152 12,25 33 18,1 5,02 1,69 0,617 1,96

1,42 20,1 181 156 0,36 1,29 0,436 3,41 115 36,6 55,7 166 123 8,08 21,5 26,6 4,37 1,43 0,795 2,85

0,98 8 68 210 0,23 0,52 0,435 2,83 98 36,1 51,5 30 44 6,31 16,3 6,4 4,18 1,66 0,827 3,53

0,11 11,4 186 186 0,24 0,61 0,26 1,84 59 33,1 50,4 298 128 5,88 12,8 4,5 2,52 0,91 0,513 2,45

0,3 107,4 2478 1303 2,05 9,35 0,691 2,11 89 16,1 33,1 69 42 125,3 286 12,3 19,93 5,86 1,206 1,71

0,47 48,8 167 150 0,22 0,393 0,131 1,52 50 51,2 72,5 189 184 3,28 7,3 5,4 2,23 0,8 0,581 2,89

3,45 0,72 1,65

4,40 2,35 1,71

2,37 2,70 1,49

0,90 1,06 1,48

1,28 0,68 1,31

0,52 0,71 1,10

1,01 0,74 0,98

5,84 0,65 3,32

1,30 1,66 0,95

1,7 2,5 156 0,8 0,116 0,0145 0,096

51,76 53,94 0,88 0,91 12,85 15,02 11,45 10,46 0,173 0,185 5,01 4,31 7,61 10,07 3,23 3,14 4,59 1,20 1,27 0,07 0,63 1,03 99,44 100,34

Tableau 6. Analyses chimiques de roches ultramafiques et mafiques rapportées au Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques. Deux autres échantillons (FRA5016, LAS1012) du groupe ultramafique (MgO = 14,3 – 16,4%) se caractérisent par des compositions basiques (SiO2 = 48,6 – 50,9%), peu alumineuses (Al2O3 = 4,1 – 5,8%), mais très calciques (CaO = 12,9 – 13,5%). L’un montre des teneurs anormalement élevées en terres rares (ex. La = 33,9 ppm ; Yb = 3,7 ppm) qui suggèrent un enrichissement tardif en ces éléments. Les teneurs en Th (= 0,53 – 0,89 ppm), Ta (= 0,05 – 0,16 ppm) ou Hf (= 0,87 – 1,05 ppm) se placent à des niveaux plus normaux, dans la gamme de roches magmatiques mafiques actuelles de type plutôt appauvri. Nous considérons ces échantillons comme les témoins de magmas très magnésiens et très chauds, de type picrite.

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Six échantillons (FRA5003D, FRA5019B, FRA5039A, BOU5007A, BOU5012, KOU4207) présentent des compositions basiques à intermédiaires (SiO2 ~ 46 – 54%), plus ou moins mafiques (MgO = 4,3 – 10 ,7%), comparables à celles de basaltes et andésito-basaltes actuels. Les signatures géochimiques de cinq des six échantillons, appréhendées au travers d’éléments incompatibles peu mobiles, témoignent d’un fractionnement modéré relativement au manteau primordial. Ces cinq roches montrent des rapports (Th/Ta)N, (Tb/Ta)N et (Tb/Yb)N (où N exprime la normalisation par rapport au manteau primordial [Hofmann, 1988]) compris entre ~ 0,7 et 1,5 qui les situent dans la gamme des basaltes tholéiitiques continentaux actuels (Thiéblemont et al., 1994). Inversement, un échantillon (BOU5012) particulièrement riche en K2O (= 4,59%), présente des rapports (Th/Ta)N (= 5,8) et (Tb/Yb)N (= 3,3) élevés qui le rapprochent de roches orogéniques récentes de type shoshonite (Gill, 1981). En résumé : Les données géochimiques confirment la coexistence de roches ultramafiques d’origine cumulative, de roches picritiques et de roches basaltiques au sein du Complexe ancien. Ces dernières montrent des signatures peu fractionnées, comparables à celles de basaltes tholéiitiques continentaux actuels. Un échantillon potassique s’apparente à une shoshonite.

Granitoïdes gris et granites roses Dix sept analyses chimiques (Tableau 7) ont été réalisées sur les granitoïdes gris (dix analyses), les granites roses (cinq analyses) et des enclaves gabbroïques (deux analyses) suposées co-magmatiques des granitoïdes. Ces roches ont été soigneusement sélectionnées ; elles sont supposées représentatives d’ensembles plutoniques de dimensions cartographiques distingués lors des levés du projet SYSMIN. Les échantillons prélevés sur le territoire de la feuille Ndendé (échantillons « NDE ») comprennent des granites roses typiques dont l’un (NDE0206A) a été daté à 2862 ± 8 Ma, un faciès gris – rose hétérogène (NDE0300A) également daté (2886 ± 4 Ma), un faciès gris homogène (NDE1135 ; 2875 ± 3 Ma) et un gneiss migmatitique (NDE1160 ; 2941 ± 5 Ma). Sur la feuille Franceville, l’échantillon analysé (FRA0083B) correspond à une tonalite du môle d’Ondili, plus ou moins remobilisée, mais dont le protolithe est clairement mésoarchéen (2870 ± 5 Ma). Dans le nord du Gabon (feuilles Minkébé, Mékambo, Batouala), les roches analysées sont des granitoïdes gris à grain grossier (MEK0057 ; 2885 ± 2 Ma ; MIN2003 ; 2808 ± 2 Ma), parfois porphyroïdes ou plus ou moins orientés, auxquels s’ajoute une trondhjémite d’occurrence apparemment filonienne (MEK0056 ; 2896 ± 12 Ma), mais d’âge quasiment identique à celui d’une tonalite voisine (MEK0056). Des granites roses de la partie sud de la feuille Minkébé ont également été analysés (MIN2059A ; 2839 ± 4 Ma ; MIN2069).

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Tableau 7. Analyses chimiques de granitoïdes mésoarchéens, incluant leurs enclaves basiques synplutoniques.

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Les enclaves gabbroïques ont des compositions basiques à intermédiaires (SiO2 = 46,6 – 53,8%), plutôt différenciées (MgO = 1,8 – 4,7%). Leurs signatures géochimiques sont quasiment identiques ([Th/Ta]N = 0,5 – 0,65 ; [Tb/Ta]N = 0,6 – 0,85 ; [Tb/Yb]N ~ 1,15). L’échantillon le plus siliceux (NDE0214) présente des teneurs en éléments incompatibles 3 à 5 fois plus élevées, qui témoignent d’une différenciation plus poussée. Singulièrement, les signatures géochimiques situent les deux roches dans le champ des basaltes océaniques actuels de type enrichi (Thiéblemont et al., 1994 ; diagramme non présenté). On en retiendra surtout le caractère peu fractionné du manteau source, sans indice d’une contamination que l’on pourrait attribuer à un processus de subduction. Les granitoïdes évoluent régulièrement d’un pôle intermédiaire (SiO2 = 56%) vers un pôle acide (SiO2 ~ 70% puis 70-71,5% dans les granites roses). Leurs teneurs en Al2O3 sont plutôt élevées (~ 14,5 – 18,5%) et tendent à diminuer à SiO2 croissant. Les granitoïdes gris sont généralement assez pauvres en potassium (K2O ~ 1 – 2,5%), tandis que les granites roses peuvent être fortement potassiques (K2O > 4%). Globalement, les roches se définissent comme des tonalites, granodiorites et granites, à teneurs en SiO2 croissantes. Leur caractère métalumineux à faiblement peralumineux (l’indice A/CNK, où A/CNK représente le rapport Al2O3/CaO+Na2O+K2O en proportions moléculaires, varie de 0,86 à 1,09 et tend à augmenter à SiO2 croissant) les définit comme calco-alcalines, ce qui est également cohérent avec leurs rapports FeOt/MgO modérés (~ 1,5 – 3,5). La plupart des roches sont pauvres et fortement fractionnées en terres rares lourdes (Yb < 1 ppm et [Tb/Yb]N > 2 dans la quasi-totalité des échantillons). Ceci les rapprochent des granitoïdes communs des suites archénnes de type TTG (Barker, 1979 ; Arth, 1979). Leurs teneurs en éléments incompatibles montrent des variations modérées et d’amplitudes comparables (ex. La ~ 15 – 70 ppm ; Th ~ 3 – 10 ppm ; Zr = 60 – 240 ppm), mal corrélées à SiO2. Néanmoins, toutes les roches montrent des enrichissements marqués en Th et La relativement à Ta (ex. [Th/Ta]N ~ 4 – 65), qui les situent clairement dans le champ du magmatisme « orogénique ». Globalement, les granitoïdes gris et certains granites constituent une lignée plutonique tonalitique à granodioritique de type « High-Al – Low-Yb » (Arth, 1979 ; Barker, 1979), caractéristique des environnements plutoniques archéens. Le modèle le plus classique pour l’origine de tels granitoïdes invoque la fusion partielle directe de matériaux basiques subductés, que l’on peut supposer avoir été les planchers d’océans archéens. Néanmoins, trois granites roses (MIN2059A, MIN2069, NDE0206A) se distinguent par des teneurs en éléments incompatibles beaucoup plus élevées (ex. Th > 36 ppm ; La > 140 ppm etc.), qui font écho au caractère fortement potassique. Ces faciès peuvent être supposés déterminants pour l’individualisation, au sein du socle mésoarchéen, de zones de fortes anomalies radiométriques positives (cf. supra). Ils pourraient donc avoir un développement régional, traduisant un processus majeur dans la différenciation du substratum mésoarchéen. L’augmentation des teneurs en éléments incompatibles peut être induite par un processus de cristallisation fractionnée, mais une telle hypothèse semble ici très improbable du fait :

• du très fort constraste des teneurs moyennes en éléments incompatibles (ex. Th < 10 ppm dans la lignée standard et > 140 ppm dans les granites roses) ;

• du hiatus des teneurs entre la lignée standard et les granites roses. Une autre hypothèse est celle d’une fusion partielle : l’anatexie d’un matériau tonalitique à granodiortique à relativement haute température peut produire un granite potassique enrichi en éléments incompatibles, à condition que les teneurs en eau dans le matériau source

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soient modérées. Dans le cas contraire, les taux de fusion deviennent trop importants, entraînant une évolution du magma anatectique vers une composition granodioritique et une dilution corrélative des teneurs en éléments incompatibles. Les teneurs moyennes en Th et La sont respectivement de ~ 6 ppm et 40 ppm dans les granitoïdes gris et 38 ppm et 150 ppm dans les granites roses. La production des seconds par fusion des premiers requiert des taux de fusion partielle de l’ordre de 15 à 25%. Une telle fusion aurait également comme conséquence la production de liquides potassiques, ce qui est effectivement le cas. Le modèle de fusion partielle nous semble donc une bonne hypothèse de travail qu’il conviendrait d’approfondir par une étude quantitative.

Domaines charnockitiques Six analyses (Tableau 8) ont été effectuées parmi les roches de domaine charnockitique, dont l’une correspond au granite syn- à tardi-charnockitique de la région de Batouala (échantillon BAT2020A). Un gneiss enderbitique de la région de Koumaloutou montre une composition plutôt basique (SiO2 = 52,7%) et modérement mafique (MgO = 7,3%). La roche est un ancien gabbro que sa teneur faible en titane rapproche des roches picritiques enclavées dans les granitoïdes gris (Tableau 6). Quatre échantillons présentent des compositions tonalitiques à granodioritiques (SiO2 = 57,08 – 67,35% ; K2O = 1,15 – 2,53%), métalumineuses à faiblement peralumineuses (A/CNK = 0,91 - 1,07). Deux (BAT2034, BAT2023) s’apparentent aux granitoïdes gris « standards » par leurs signatures clairement « orogéniques » ([Th/Ta]N ~ 13 – 61) qui s’accompagnent, dans un échantillon, d’un fractionnement marqué entre terres lourdes ([Yb/Tb]N = 2). Dans le détail, ces roches présentent des différences significatives, qui témoignent d’une diversité d’origine. Ceci est cohérent avec le fait que l’épisode charnockitique affecterait un segment de croûte mésoarchéenne composite, et non un ensemble plutonique homogène. Finalement, le granite syn- à tardi-charnockitique (BAT2022A) montre une composition très particulière. Son caractère très leucocrate (SiO2 = 75,11%) est cohérent avec sa texture grossière, de type sub-pegmatitique. La roche est modérément potassique (K2O = 2,64%) et faiblement peralumineuse (A/CNK = 1,05), intermédiaire entre un granite stricto sensu et une trondhjémite (Arth, 1979 ; Barker, 1979). Ses teneurs fortes en alumine (Al2O3 = 14,6%) et Sr (= 508 ppm), faibles en terres rares lourdes (Yb = 0,21 ppm), et son fractionnemment considérable entre terres lourdes ([Tb/Yb]N = 7,3) l’apparentent aux trondhjémites de type « high-Al – low-Yb » supposées issues de la fusion à haute pression de matériaux basiques (Arth, 1979 ; Barker, 1979). Comme les granites roses, la roche est riche en éléments fortement incompatibles (Th = 28,5 ppm ; La = 53,5 ppm), ce qui suggère une contamination par un constituant de type « enrichi », clairement distinct de basaltes de type « océanique ».

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Complexe charnockitique ECH. N° Pétro. Age radio. (Ma) SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

KOU _23G_1100 Gneiss end.

BAT 2023

BAT 2020A

FRA 0297B

Gneiss Gneiss Gneiss Tonalite charn. charn. charn.

2856 ± 3

BAT 2022A Granite leuco. 2820 ± 22

52,7 62,32 67,35 0,45 0,54 0,43 15,5 17,37 13,81 12,1 6 6,97 0,25 0,101 0,091 2,68 2,98 7,3 5,48 3,49 6,4 3,3 3,1 3,22 0,84 1,4 1,15 0,13 0,3 0,13 0,4 1,23 1,00 99,37 100,52 100,62

57,08 0,47 21,78 3,58 0,027 1,42 4,92 6,12 2,53 0,24 1,08 99,23

2,45

0,84

0,27

0,3

52,3 40,4 999 624 1044 491 2,3 1,93 13,75 6,6 0,47 0,0466 3,42 3,54 135 143 10,3 10,3 14,1 22,2 10 324 8,8 148 61,47 24,44 127,5 47 52,5 17,7 8,44 3,19 2,21 0,96 0,521 0,313 1,21 1,11

55,8 1556 773 0,36 1,12 0,234 5,91 264 3,8 10,3 12 15,7 30,16 53,1 18,9 3,37 1,5 0,282 0,55

56,6 1300 508 1,2 28,46 0,112 7,41 275 0,89 1,66 9 9,9 53,49 114,1 40,4 7,06 1,39 0,326 0,21

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb A/CNK (Th/Ta)N (Tb/Ta)N (Tb/Yb)N

BAT 2034

0,86

1,05 12,63 0,41 2,02

1,07 61,15 2,51 1,33

1,00 2,07 0,45 2,41

60,59 0,05 20,56 2,42 0,043 1,67 4,99 6,97 1,90 0,50 1,27 100,96

0,91

75,11 0,10 14,60 0,62 0,004 0,26 2,38 4,09 2,64 0,07 0,99 100,87

1,05 109,71 1,09 7,30

Tableau 8. Analyses chimiques de roches des domaines charnockitiques, incluant un granite grossier syn- à tardi-charnockitique de la région de Batouala. Le point le plus intéressant concerne les conditions de pression et température que l’on peut envisager pour la production de ce type de magma. L’hypothèse d’une origine à partir d’un protolithe « crustal » (roche basique ?) est de loin la plus probable. Dans ce cadre, le fractionnement « extrême » entre terres rares lourdes et les fortes teneurs en Sr et Al2O3 témoignent d’une fusion à très haute pression, dans les conditions du faciès éclogite (Drummond et Defant, 1990). Ces pressions sont clairement incompatibles avec un environnement charnockitique ; de haute température mais pression plutôt modérée (cf. supra). Elles suggèrent l’existence de processus de subduction dès ~ 2820 Ma. A cette

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époque, des magmas générés à très haute pression auraient intrudé le domaine charnockitique. Le granite leucocrate du domaine charnockitique de Batouala pourrait constituer le témoin d’une transition d’un régime haute température – basse à moyenne pression (épisode charnockitique ; Mayaga-Mikolo, 1996) à haute température – haute pression dans l’histoire mésoarchéenne. Cette transition serait intervenue alors qu’une partie de la croûte mésoarchéenne se trouvait en conditions charnockitiques. L’âge à 2820 Ma constituerait donc un âge minimal possible pour le métamorphisme charnockitique. En résumé : Les granitoïdes gris constituent un ensemble plutonique calco-alcalin aux caractères typiques de suites archéennes de type TTG, généralement considérées comme les témoins, dès l’Archéen, de subductions de matériaux basiques (croûtes océaniques ?) (Drummond et Defant, 1990). Les granitoïdes des domaines charnockitiques présentent des signatures géochimiques comparables, qui permettent de les considérer comme les équivalents des granitoïdes gris métamorphisés à haute température. Les granites roses les plus caractéristiques montrent des signatures géochimiques très « enrichies », cohérentes avec leur signature radiométrique. Ils pourraient résulter de la fusion d’un substratum de type « granitoïdes gris », à haute température et en conditions faiblement hydratées. Au sein des domaines charnockitiques, le granite leucocrate syn- à tardi-charnockitique témoigne d’un environnement pétrologique de type haute pression tout à fait distinct de celui des charnockites. Son âge à ~ 2820 Ma serait celui de la mise en place d’un magma de haute pression au sein du domaine charnockitique et constituerait effectivement un âge minimal possible pour l’événement charnockitique.

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Méso- à Néoarchéen Le pincipal événement, à la transition Mésoarchéen - Néoarchéen, est la mise en place du Groupe de Bélinga. En toute rigueur, cette mise en place est encadrée entre 2870 Ma (âge de zircons remaniés) et 2750 Ma (âge de l’événement tectono-métamorphique qui l’affecte). Néanmoins, cet intervalle recouvre l’ensemble de l’histoire sédimentaire et tectonométamorphique de l’unité. Si l’on estime à ~ 40 Ma la durée nécessaire à sa mise en place et sa transposition tectonique ultérieure, cela situe vers 2790 Ma la période de dépôt. La mise en place des derniers granites roses mésoarchéens dans le nord du Gabon se place vers 2800 Ma (Tableau 4.3). Par ailleurs, la présence de zircons remaniés d’âge compris entre ~ 2920 et 2870 Ma (Tableau 4.3), au sein des roches de Bélinga, suggère que ce Groupe était en partie alimenté par l’érosion d’un socle mésoarchéen. Aucune roche supracrustale d’âge mésoarchéen n’est connue au Gabon (un cas particulier, fourni par les dacites de Massima, est examiné dans la section consacrée au Francevillien, cf. infra). Si de telles roches ont existé, elles ont été totalement érodées antérieurement au dépôt du Groupe de Bélinga. Ceci implique une importante exhumation du socle mésoarchéen avant ~ 2800 Ma. Ce phénomène est également indiqué par la mise au jour des charnockites, qui constituent localement le substratum apparent des sillons de roches vertes (Fig. 10). Considérant l’âge probable à 2830 – 2820 Ma de l’événement charnockitique, le processus d’exhumation peut être calé entre ~ 2820 et 2790 Ma. Considérant la pression de 5 – 6 kb estimée pour le métamorphisme charnockitique (cf. supra), l’amplitude des mouvements peut être estimée à ~ 15-20 km. Cette exhumation se serait accompagnée de la mise en place des derniers granites roses, dans le nord du Gabon, et de l’intrusion de granites leucocrates, dans les domaines charnockitiques. Ces deux types de granite se caractérisent par un fractionnement très marqué entre terres rares lourdes (~ 3 – 7) et des compositions plutôt « enrichies » (teneurs élevées en éléments incompatibles) (Tableaux 7 et 8). Ces caractères suggèrent une origine par fusion partielle de protolithes crustaux à haute pression. Un tel processus pourrait être intervenu à la base d’une croûte mésoarchéenne anormalement épaisse ; il aurait accompagné son exhumation et son re-équilibrage thermique. Il est donc envisageable que la fin du Mésoarchéen corresponde à une très importante phase de re-équilibrage thermique et mécanique de la croûte continentale gabonaise. C’est dans la continuité de cette phase que se placerait la mise en place des sillons volcanosédimentaires et ferrifères. Les intrusions de kimberlites, dont la très faible extension géographique ne permet pas une représentation cartographique, pourrait préluder à la mise en place des ceintures volcaniques et ferrifères.

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Fig. 10. Localisation des ceintures de roches vertes méso- à néoarchéennes au sein du craton mésoarchéen.

Intrusions kimberlitiques Métakimberlites (2848 ± 8 Ma ; région de Mitzic, non représentées) Ces intrusions kimberlitiques, dont la datation géochronologique a fait l’objet d’une communication orale (Henning et al., 2003), seraient d’âge mésoarchéen. Ces roches forment de petits affleurements (extension métrique à décamétrique) découverts lors des travaux du BRGM sur le territoire de la feuille Mitzic, au sein des gneiss charnockitiques (Siméon, 1985 ; Prian et al., 1998). Elles constitueraient la source des abondants diamants alluvionnaires connus dans cette région. Ces roches se présentent comme des ultrabasites totalement recristallisées et déformées, principalement constituées d’amphibole, de serpentine, de reliques de pyroxène et parfois micacées. Elles montrent des textures schisteuses de type blastomylonitique. Leur affinité kimberlitique est révélée par leurs caractères géochimiques ; en particulier leurs spectres de terres rares qui montrent des allures extrêmement fractionnées – enrichies caractéristiques (in Prian et al., 1998). Ceci est confirmé par la présence de microdiamants, obtenus lors d’essais de traitement (Michel, 1981). La remontée des magmas kimberlitiques, d’origine clairement mantellique et d’affinité très fortement alcaline, pourrait résulter d’une phase d’extension locale plus ou moins synchrone du métamorphisme charnockitique.

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Sillons volcano-sédimentaires et ferrifères - Groupe de Bélinga (entre 2870 et 2750 Ma) Dans l’acception de Thomas et al. (2001) et Chevallier et al. (2002), le Super Groupe de Bélinga se caractérise par un cortège assez constant de roches supracrustales, mais qui diffèrent par leur degré de métamorphisme : épi- à mésozonal dans certains chaînons du nord du Gabon (Bonnici, 1964), à catazonal à l’Ouest (Prian et al., 1998) ou au Sud (Bouton et al., 2009a-b). Les lithologies caractéristiques sont principalement les roches de type BIF, auxquelles sont associées des termes basiques (amphibolites, schistes verts, métabasaltes), ultrabasiques (talcschistes, schistes à trémolite – chlorite magnésienne), des paragneiss et de rares micaschistes et conglomérats. La présente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 reprend la conception de Thomas et al. (2001) et Chevallier et al. (2002), en ne distinguant qu’une génération de formations ferrifères archéennes, réunies au sein du Groupe de Bélinga. Deux familles de faciès sont distinguées :

• les roches ferrifères ; quartzites ferrugineux épi- à catazonaux ; • les faciès autres ; roches basiques, schistes, conglomérats, ultrabasites, paragneiss et leptynites à ± grenat, etc. Cette distinction vise à faire ressortir les formations de type BIF, qui présentent un potentiel minier particulier, et dont l’expression géophysique (magnétisme) et morphologique permet une cartographie assez précise à l’échelle du 1/200 000. Ces différentes lithologies constitutives du Groupe de Bélinga sont souvent impossibles à distinguer cartographiquement à l’échelle du 1/200 000, où cette entité est souvent représentée comme un ensemble « indifférencié » de type « greenstone belt » associant plusieurs faciès. De même, il est très difficile d’établir une succession lithostratigraphique. Celle-ci peut être seulement esquissée dans la région de Bélinga, où le métamorphisme est tout juste épizonal. Du haut vers le bas, une coupe sur les pentes du chaînon ferrifère met en évidence la succession des faciès de type BIF intensément plissés, puis de conglomérats et de roches détritiques verdâtres. Ces roches sédimentaires à volcano-sédimentaires semblent surmonter des métabasites. Dans différentes régions du Gabon (Monts de Cristal ; Bassot et al., 1987 ; région de Batouala ; Thiéblemont et al., 2009h-i), des corps métriques à plurimétriques de roches basiques (gneiss dioritiques, amphibolites) encaissés dans des formations gneissiques ont également été rapportés au Groupe de Bélinga. L’identité lithologique des gneiss, de part et d’autre des roches basiques, amène à interpréter ces corps comme des dykes ou sills recoupant un substratum granitoïde mésoarchéen déformé. Les données géochimiques sont souvent en accord avec une telle interprétation (cf. infra). Néanmoins, toutes les roches basiques encaissées dans le socle mésoarchéen ne peuvent être rapportées au Groupe de Bélinga. Certaines peuvent correspondre à des enclaves de roches mafiques à rapporter au Complexe ancien de roches basiques et ultrabasiques. Dans les zones les plus métamorphiques (migmatites), l’attribution lithostratigraphique des roches basiques est impossible à établir. Comme leur degré métamorphique, la disposition structurale des formations de type BIF apparaît variable : chaînons linéaires pour les ensembles épi- à mésozonaux du nord du Gabon et corps étirés et anastomosés au sein des gneiss méso- à catazonaux, pour les ensembles méso- à catazonaux du centre (Beaujour, 1971) et du sud du Gabon (Bouton et al., 2009a). C’est cette variabilité, comme la dispersion des âges radiochronologiques (Bassot et al., 1987), qui amène certains auteurs à envisager l’existence de deux épisodes

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de dépôt des formations ferrifères : ancien pour les roches fortement métamorphiques et récent (mésoarchéen) pour les roches épi- à mésozonales. Chevallier et al. (2002) notent qu’aucune datation précise ne permet d’étayer cette interprétation. Les données acquises lors du projet SYSMIN conduisent à distinguer trois types de relation entre le Groupe de Bélinga et son « environnement » gneissique et granitique :

• position para-autochtone, pour les roches épizonales encaissées dans les granitoïdes mésoarchéens ;

• dispersion tectonique, dans le cas où les BIF et roches associées sont enclavées dans les gneiss et co-déformées (et co-métamorphiques) avec eux. Notons que dans ce cas, les relations initiales gneiss/BIF deviennent indéchiffrables ;

• intrusion dans le cas d’une montée de granitoïdes néoarchéens au sein des BIF postérieurement à leur déformation. Les situations 1 et 2 se traduisent par des degrés de métamorphisme et de déformation contrastés. Néanmoins, les différents chaînons n’ont pas été distingués en fonction de leur degré de métamorphisme. Ces contrastes se déduisent de l’environnement cartographique : les ensembles méso- à catazonaux se placent au sein des terrains gneissiques et migmatitiques du domaine orogénique néoarchéen, tandis que les ensembles épizonaux se localisent dans les zones de socle mésoarchéen, pas ou peu remobilisé (chaînon de Minkébé dans le nord du Gabon en particulier). Dans le nord du Gabon (feuilles Minkébé – Mékambo – Batouala), un même ensemble volcanique et ferrifère (chainon de Minkébé – Bélinga) passe du domaine épizonal au domaine méso- à catazonal (Aguillaume et al., 1978 ; Thiéblemont et al., 2009h-i). A l’échelle cartographique, ce passage se fait au sein d’une même unité, néanmoins, les données actuelles sont encore insuffisantes pour déterminer s’il s’agit effectivement d’un passage continu ou s’il se superpose à un accident majeur. La question de la déformation et du métamorphisme des chaînons ferrifères est examinée plus loin dans la section dédiée à l’orogenèse néoarchéenne.

BIF : quartzites ferrugineux épi- à catazonaux Les quartzites ferrugineux (BIF) constituent le terme le plus caractéristique du Groupe de Bélinga. Ils présentent une teinte sombre, une forte densité, un éclat métallique noir, dans les échantillons frais, qui prend une teinte rouille dans les roches altérées. La plupart sont lités, montrant l’alternance de niveaux millimétriques blancs (quartz) et sombres (oxydes de fer). Ce litage s’observe sur les échantillons des domaines épizonaux, où on l’interpréterait aisément comme une stratification, comme sur ceux des domaines méso- à catazonaux, où une telle hypothèse est peu probable. Il est vraisemblable que selon le degré de métamorphisme, le litage traduit la transposition plus ou moins intense d’une stratification initiale, l’attitude de ce litage ne pouvant dès lors être assimilée à celle de la stratification. En général, les quartzites ferrugineux montrent une altération assez poussée et la magnétite initiale est presque systématiquement recristallisée en oxydes (hématite) ou hydroxydes de fer (goethite). Cette altération est essentielle pour la production d’un minerai exploitable, puisqu’elle s’accompagne souvent d’une désilicification dont découle un enrichissement concomitant des roches en fer. A l’affleurement, une large gamme de minerais s’observe, souvent plus abondants que les BIF eux-mêmes. Ces minerais forment parfois des plaques massives d’aspect stratifié qui masquent totalement la roche mère. De même, l’altération peut opérer par imprégnation diffuse, livrant des brèches chaotiques associant des restes de BIF et des oxydes massifs. Dans ces formations, une pseudo-karstification est très fréquente et aboutit au creusement de grottes parfois gigantesques. Du fait de leur composition, les

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BIF sont également une cible privilégiée pour la production de latérite. D’énormes pisolites se retrouvent ainsi associés à des blocs de BIF et de minerais sur les pentes des chaînons ferrifères et leur piémont. De même, des accumulations de boules signalent fréquemment la présence de BIF non affleurants, comme en témoigne la cohérence entre de telles accumulations et des zones d’anomalies magnétiques « profondes ». Quand ils ne sont pas altérés, les BIF présentent des structures très variées que favorisent leur fin litage et l’aptitude à la déformation du quartz et des oxydes. Les roches montrent un étirement pénétratif toujours très marqué. Des plis d’entraînement s’observent fréquemment, dont les axes sont généralement parallèles à la linéation d’étirement. Localement, l’enroulement des charnières sur elles-mêmes suggère des plis en fourreaux. En lame mince, les BIF épizonaux montrent des compositions minéralogiques homogènes à quartz – oxydes – hydroxydes de fer (hématite, goethite). Les formations ferrifères méso- à catazonales se caractérisent par la présence de minéraux de métamorphisme plus ou moins anhydres : amphibole de type hornblende ou cummingtonite, grenat et orthopyroxène, auxquels s’adjoignent le quartz et la magnétite. Leurs textures sont granoblastiques rubanées, avec des niveaux à quartz et des niveaux à oxydes opaques et ferromagnésiens. Un passage graduel semble parfois exister entre quartzites ferrugineux et amphibolites à grain fin, par augmentation progressive de silicates ferromagnésiens dans les faciès de type BIF.

Roches basiques, schistes, conglomérats, ultrabasites, paragneiss à ± grenat et/ou clinopyroxène, leptynites à ± grenat Les roches ultrabasiques se trouvent en affleurements isolés ou en unités d’extension cartographique adjacentes aux ensembles amphibolitiques, marquées par des anomalies en chrome, vanadium et nickel (prospection tactique SYSMIN). Dans les domaines épizonaux du nord du Gabon, le faciès le plus fréquent est une roche schisteuse claire de grain moyen à grossier, très fortement orientée, voire quasi-linéaire. La teinte claire pourrait localement la faire prendre pour un micaschiste, mais un examen détaillé montre qu’elle découle en fait de l’abondance de l’amphibole incolore de type trémolite. En lame mince ces roches montrent une paragenèse constante à amphibole incolore (trémolite) et chlorite magnésienne. Cette association est typique de roches ultramafiques, mais peu indicatrice de conditions de métamorphisme, puisque stable du faciès schiste vert au faciès amphibolite supérieur. Des textures reliques de cumulat ont été parfois observées, mais généralement l’orientation marquée de l’amphibole efface toute structure antérieure. Certaines roches ont subi un hydrothermalisme intense qui a conduit à une silicification quasi-totale. Dans un échantillon, la présence de chlorite nickélifère et de serpentine confirme la nature originellement ultramafique. Les principaux accessoires sont des oxydes de fer plus ou moins altérés. Les roches ultrabasiques des domaines métamorphiques montrent une texture grenue relique (plus ou moins « fantôme ») et le grain apparaît moyen à grossier. Parfois, une schistosité fruste est soulignée par des oxydes opaques. Les constituants minéralogiques sont d’origine primaire (orthopyroxène et olivine), ou secondaire (amphibole et chlorite). L’olivine est partiellement transformée en agrégats minéraux du groupe de la serpentine, organisés en texture maillée caractéristique. L’orthopyroxène, rarement frais, peut être transformé en bastite, en agrégats cryptocristallins de talc, en grands cristaux blastiques d’amphibole vert pâle à incolore (trémolite) et/ou en grandes lamelles plus ou moins flexueuses de chlorite magnésienne (clinochlore). Le spinelle vert foncé et le plagioclase sont très subordonnés. Les roches basiques du Groupe de Bélinga montrent une très grande variabilité, pincipalement liée à leur degré de métamorphisme et de déformation. Des laves basiques de type « spilite », montrant des textures intersertales (sensu lato) reliques, s’observent dans

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les chaînons du nord du Gabon, tandis que les amphibolites orientées et parfois rubanées constituent le type commun des domaines métamorphiques, sous forme de passées liées aux gneiss. A l’échelle de l’affleurement, ces intercalations basiques peuvent former des bandes régulières de puissance décimétrique à métrique, concordantes sur la foliation et conférant aux roches un aspect grossièrement rubané. Les trois principaux types de métabasite sont :

• des amphibolites mésozonales à plagioclase – amphibole ; • des amphibolites méso- à catazonales à clinopyroxène (identifiable à l’œil nu) ± grenat ;

• des amphibolites hétérogènes à amas leucocrates blancs conférant à la roche un aspect migmatitique. Sous le microscope, les faciès méso- à catazonaux montrent un clinopyroxène invariablement vert pâle de type diopside. Il est associé à un plagioclase basique, à une amphibole verte à brun–vert ou incolore (cummingtonite probable), fréquemment à du grenat et parfois à de l’épidote. La biotite s’observe couramment, elle peut être brune ou brun-rouge et le quartz lui est souvent associé. Les roches montrent des textures toujours planaires, foliées et/ou rubanées. La foliation est essentiellement marquée par l’amphibole et par la biotite, quand elle est présente. Le clinopyroxène et le grenat semblent généralement à l’équilibre avec la paragenèse synfoliale, ils auraient cristallisé lors de la culmination métamorphique à la limite entre mésozone et catazone (cristallisation de clinopyroxène) et à relativement haute pression (cristallisation de grenat). Certaines amphibolites contiennent un silicate calcique de type humite qui peut suggérer une réaction de la phase silicatée avec des carbonates devenus instables à haute température. Les accessoires les plus communs sont le sphène, l’apatite et les oxydes de fer et titane. Les indices de rétromorphose sont limités. De l’amphibole bleu-vert apparaît parfois aux dépens du clinopyroxène, les plagioclases sont fréquemment saussuritisés ou prehnitisés et de la chlorite peut remplacer le grenat. Certaines roches montrent une altération hydrothermale caractérisée par la paragenèse sulfure – épidote – prehnite. Dans les faciès hétérogènes, les amas leucocrates apparaissent essentiellement constitués de quartz et plagioclase, ce qui témoigne d’une composition trondhjémitique. Différents éléments montrent que la cristallisation des amas leucocrates s’est faite à haute température : nature antiperthitique du plagioclase, présence de grenat et/ou clinopyroxène, texture parfois granulée (mosaïque) du fond quartzo-feldspathique. Ceci est cohérent avec un processus de remobilisation in situ des roches basiques qui fait écho à la migmatisation de leur encaissant gneissique. Ces observations révèlent deux points importants :

• le métamorphisme subi par le Groupe de Bélinga a localement atteint des conditions catazonales de relativement haute pression (paragenèse à Clinopyroxène – Grenat) ;

• l’évolution métamorphique a porté certaines roches à des températures suffisantes pour entraîner un processus de remobilisation. Les faciès schisteux associés au Groupe de Bélinga sont plutôt rares et souvent très altérés. Ils ont été principalement observés sur le territoire de la feuille Mékambo, où ils sont interstratifiés avec des conglomérats (Beaujour, 1971). Sur cette feuille, ils sont associés à des chloritoschistes d’origine probablement volcano-sédimentaire. Dans la région de Makokou, ils peuvent contenir du grenat (Ebang Obiang, comm. pers.). Sous le microscope, un micaschiste peu altéré de la région de Batouala apparaît principalement constitué de

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muscovite, quartz et plagioclase. Les accessoires sont des minéraux opaques (Thiéblemont et al., 2009i). Les seuls conglomérats (ou plutôt méta-conglomérats) trouvés lors des levés du projet SYSMIN proviennent du secteur de Bélinga. Ils ont fourni des zircons datés à 2915 ± 12 et 2868 ± 9 Ma (Tableau 4.3). Certains présentent de gros galets de quartz (échantillon daté MEK0504A) étirés dans une matrice oxydée intensément déformée (Photo 1). D’autres montrent une teinte verdâtre, sans doute liée à la présence de chlorite, qui suggère une nature volcano-sédimentaire (érosion des ensembles basiques sous-jacents ?) (Photo 2). Des galets d’andésites sont signalés par Beaujour (1971).

Photo 1. Métaconglomérat du secteur de Bélinga dont les zircons ont été datés à 2868 ± 9 Ma.

Photo 2. Microconglomérat à fragments quartzeux, localement jaspoïdes, et matrice verdâtre du secteur de Bélinga.

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Parmi les roches métasédimentaires, des quartzites blancs sont également assez fréquents, associés aux roches épizonales ou en affleurements isolés au sein des gneiss (Chevallier et al., 2002). Un de ces quartzites, échantillonné lors du projet SYSMIN, a fourni des zircons détritiques d’âge mésoarchéen (2918 ± 7 Ma) (Tableau 4.3). Au sein des domaines métamorphiques, les roches paradérivées du Groupe de Bélinga sont difficiles à distinguer des gneiss orthodérivés que l’on peut supposer issus du substratum mésoarchéen. Les paragneiss sont bien caractérisés sur le territoire de la feuille Koulamoutou – Malinga, où Lecomte et al. (1990) distinguent trois faciès qui passent latéralement de l’un à l’autre :

• paragneiss à biotite ± grenat ± amphibole ; • paragneiss à deux micas ± grenat ; • paragneiss à sillimanite ± muscovite ± grenat. Les roches montrent des textures granoblastiques à granolépidoblastiques à tendance porphyro-poeciloblastique (grenat). La foliation est soulignée par des lamelles de biotite. La présence de quartz et plagioclase est assez systématique. La muscovite, le grenat, la sillimanite, l’amphibole et le feldspath potassique sont moins constants. La tourmaline est un accessoire assez commun. Des phénomènes de rétromorphose affectent la biotite (chloritisation), le plagioclase (saussuritisation, séricitisation) et la sillimanite (séricitisation). Certaines roches sont interprétées comme des métagrauwackes, alors que d’autres sont supposées dériver de marnes (Lecomte et al., 1990). Sur le territoire de la feuille Batouala, les paragneiss sont souvent étroitement associés à des roches basiques dans des ensembles d’aspect rubané. Les leptynites sont des roches très leucocrates (voire hololeucocrates) à grain fin, de texture nettement foliée, qui contiennent localement du grenat. Leur composition essentiellement quartzo-feldspathique et leur texture finement foliée rendent difficile une distinction entre origine para- ou orthodérivée. Certaines leptynites peuvent ainsi dériver de sédiments détritiques très immatures de type arkose.

Signatures géochimiques du magmatisme ultrabasique et basique du Groupe de Bélinga et contexte de mise en place Les roches ultrabasiques du Groupe de Bélinga (Tableau 9) présentent des teneurs en SiO2 comprises entre ~ 39 et 48%, à l’exception d’un échantillon hydrothermalisé (pro-parte silicifié) (BAT7108A) dont la teneur en silice atteint 60,6%. Comme les autres ultrabasites, cette roche altérée montre une teneur élevée en MgO, Cr, Co et Ni qui témoigne d’un caractère ultramafique. Globalement les teneurs en MgO varient de ~ 18 à 26% et celles en Co, Cr et Ni de 60 à 120 ppm, 1700 à 3500 ppm et 800 à 3100 ppm respectivement. Les pertes au feu sont toujours élevées (~ 6 – 7,6%), en accord avec la composition minéralogique presque exclusivement à minéraux hydratés : amphibole et chlorite. Les teneurs en TiO2 (= 0,2 – 0,48%) et Al2O3 (~ 5 - 15,2%) sont modérées, mais suffisamment élevées pour exclure une origine cumulative. Il en est de même des teneurs en éléments traces fortement incompatibles (ex. Th = 0,07 – 0,12 ppm ; Ta = 0,04 – 0,08 ppm ; Hf = 0,4 – 0,8 ppm), dont les gammes sont comparables à celles de basaltes de type appauvri, mais significativement plus élevées que celles de roches cumulatives. L’hypothèse qui nous semble la plus probable est que les roches étudiées soient d’anciennes laves ou intrusions subvolcaniques ultramafiques, comparables aux komatiites. Néanmoins, la recristallisation totale et l’intense déformation ne permettent pas de confirmer cette hypothèse au-delà des arguments géochimiques.

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Roches ultrabasiques ECH. N° Pétro. SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb

BAT BAT BAT 0515 7005 6018 Ultra- Ultra- Ultrabasite basite basite 38,70 40,19 41,60 0,44 0,48 0,36 15,18 12,23 10,62 14,60 13,88 13,38 0,151 0,174 0,136 21,18 19,84 21,94 4,77 5,08 3,91 0,60 0,57 0,15 0,18 0,14 0,12 0,05 0,05 0,04 6,42 5,37 7,59 101,42 97,70 101,02 0,066 0,15 7,4 10 0,034 0,122 0,077 0,84 34 33,9 98,9 2732 934 1,44 4,71 16,7 1,23 0,3 0,282 1,42

0,039 0,7 7 12 0,016 0,116 0,079 0,81 30 35,7 91,5 2361 818 1,79 4,8 2,7 1,47 0,3 0,339 1,66

0,02 1,9 7,3 10 0,038 0,066 0,039 0,52 17 21,3 119,9 3464 1052 6,2 2,94 9,5 2,18 0,98 0,798 2,61

BAT BAT BAT BAT 7086 6010 7076A 7108A UltraUltra- Ultra- Hydrobasite basite basite therm. 44,46 46,87 48,21 60,63 0,37 0,20 0,23 0,04 10,27 8,08 4,95 0,91 12,42 10,42 9,96 9,13 0,126 0,101 0,182 0,056 17,98 20,84 25,60 18,78 6,33 6,86 5,60 0,29 0,32 0,29 0,09 0,10 0,13 0,16 0,10 0,14 0,03 0,01 0,02 0,03 5,89 4,84 4,83 7,27 98,32 98,67 99,77 97,38 0,033 1,2 8,5 0,043 0,069 0,058 0,67 26 30,4 83,5 1734 709 5,79 8,6 4,8 1,45 0,46 0,293 1,23

0,061 1,2 4 26 0,024 0,092 0,038 0,37 6 16,2 100,2 3549 1113 5,76 3,61 11,4 3,22 0,85 0,449 1,36

0,4 3,4 0,043 0,099 0,05 0,55 20 15,4 60,2 2142 853 0,59 1,6 0,45 0,14 0,111 0,53

0,35 1,7 8,5 0,55 0,094 0,077

3,7 98,3 2473 3092 0,36 0,23

Oxyde Schiste de fer BAT BAT 2015A 7093 Oxyde Schiste de fer alt. 4,10 57,42 0,13 0,47 2,60 16,08 75,86 14,77 0,010 0,006 0,04 0,09 0,03 0,02 0,09 0,05 0,08 0,13 2,03 0,03 12,37 10,38 97,34 99,46 0,036 2,1 67 6 1,66 1,63 0,112 0,42 10 5,35 16,4 38 326 81 41,5 143 25 8,52 2,07 5,35

0,46 1,9 11 1,53 5,34 0,46 3,65 138 16,9 1,86 250 48 2,49 6,1 1,05 0,42 0,203 2,01

Tableau 9. Analyses chimiques de roches ultrabasiques du Groupe de Bélinga, d’un bloc d’oxyde de fer et d’un schiste. L’examen détaillé des « signatures géochimiques » (rapports d’éléments incompatibles) met en évidence de très bonnes analogies entre ces roches ultramafiques et les laves basiques actuelles de type « appauvri ». Ceci est illustré par le diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Fig. 11), où les analyses s’inscrivent dans le champ des basaltes océaniques « communs ». Comme ces dernières, les ultrabasites du Groupe de Bélinga peuvent être supposées dériver d’un manteau ayant subi une extraction magmatique ancienne (celle-ci étant responsable de l’appauvrissement observé), c'est-à-dire antérieure à ~ 2800 Ma (âge probable du Groupe de Bélinga). Une autre analogie avec les basaltes de type « appauvri » est la faible valeur des rapports [Tb/Yb]N (~ 0,8 – 1,4). Ces faibles valeurs témoignent d’une absence ou quasi-absence de fractionnement entre terres rares lourdes et excluent la présence de grenat dans le manteau source. Ceci requiert une profondeur de fusion plutôt faible et par là, une forte remontée du manteau.

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10 N-type MORB IAT

BAB

(Tb/Ta) N

1 E-type MORB

CFB

0,1 WPAB

CAB

0,01 0,1

1

10

100

(Th/Ta)N Fig. 11. Diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour la discrimination géotectonique des roches magmatiques basiques (SiO2 < 55%) appliqué aux roches ultrabasiques et basiques de la feuille Batouala : ultrabasites du Groupe de Bélinga (rond bleu), métabasites du Groupe de Bélinga incluant des gneiss dioritiques du complexe migmatitique néoarchéen (rond orange). Les champs tracés dans ce diagramme délimitent sept familles de basaltes actuels associés à des environnements géodynamiques variés : N-type MORB – champ des basaltes de ride médio-océanique de type appauvri ; E-type MORB – champ des basaltes de ride médioocéanique de type enrichi ; WPAB – champ des basaltes alcalins intraplaques ; CFB – champ des tholéiites continentales ; BAB - champ des tholéiites de bassin arrière-arc ; IAT champ des tholéiites d’arc ; CAB – champ des basaltes calco-alcalins de marge active.

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ECH. N° Pétro. SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb

BAT BAT MAK 0065A 9124A 9124B Amphib- Amphi- Amphipyrox. bolite bolite 50,55 48,67 46,87 1,24 0,92 1,07 14,71 14,82 14,87 13,81 11,98 13,04 0,241 0,214 0,206 3,54 4,71 5,06 14,93 14,33 14,00 2,34 1,74 1,01 0,24 0,28 0,61 0,11 0,08 0,08 0,34 0,90 2,17 99,42 100,45 99,80 1,07 11,9 107 127 0,25 0,765 0,184 2,01 63 41,2 67,5 262 167 4,35 10,4 7,2 2,5 1,12 0,592 2,86

0,47 3,4 35 114 0,081 0,236 0,175 1,57 57 39,7 58,8 282 164 3,38 8,1 5,8 2,46 0,91 0,53 2,39

1,05 9,4 93 154 0,07 0,297 0,223 1,79 65 40 50,7 204 133 3,67 9,9 8,2 2,76 1,02 0,576 2,5

BAT BAT BAT BAT BAT 9113 7132 7104 7137 7134B Amphi- Amphi- Gneiss Amphi- Gneiss bolite bolite dior. bolite dior. 52,58 53,43 48,75 51,91 51,93 0,88 1,09 1,22 0,80 1,05 15,44 14,04 16,66 15,30 14,95 11,44 13,40 12,37 10,40 12,21 0,179 0,210 0,287 0,198 0,196 4,92 4,89 4,56 6,02 6,24 12,32 11,18 11,84 11,22 9,15 2,14 1,78 2,04 1,39 2,58 0,60 0,60 0,66 0,45 0,24 0,11 0,05 0,10 0,07 0,11 0,43 0,69 0,22 0,89 0,67 101,05 101,36 98,71 98,66 99,33 1,03 12,7 113 251 0,33 1,36 0,187 1,86 52 39,1 56,7 176 130 11,28 24,8 9,9 3,6 1,17 0,541 2,23

0,49 6,4 36 92 0,055 0,273 0,179 1,57 56 51,2 47,4 10 54,1 4,18 9,3 10,6 2,68 1,04 0,574 2,65

0,65 19 105 82 0,19 0,422 0,254 2,09 73 45,8 63 195 133 4,94 12,1 10,9 3,49 1,23 0,746 3,33

0,79 6,6 35 104 0,053 0,139 0,126 1,29 39 43,7 54,5 47 100 2,04 5,07 8 1,74 0,74 0,38 1,66

0,053 2 31,5 100 0,054 0,224 0,208 1,9 61 44,7 56,9 181 119 2,86 7,6 7,6 2,67 1 0,656 3,06

BAT 9169 Gneiss dior. 50,00 0,89 15,26 11,80 0,241 6,33 12,45 2,01 0,31 0,09 0,32 99,71

BAT 9128 µdior. gneiss 52,33 1,00 16,09 10,41 0,176 5,07 12,48 1,98 0,29 0,08 0,24 100,15

1,46 15,5 46 89 0,12 0,368 0,191 1,58 53 39,5 56,3 217 139 4,21 10,3 7,8 2,64 0,95 0,551 2,61

0,55 17 52,8 124 0,071 0,233 0,187 1,64 58 41,1 60,9 229 164 3,23 8 7 2,59 0,94 0,557 2,52

BAT MIN 9165A 0035 Amphi- Hydrobolite therm. 54,11 70,64 1,03 0,25 14,06 15,04 11,99 2,09 0,179 0,030 5,69 0,55 8,80 1,62 3,12 4,35 1,09 4,31 0,10 0,09 0,28 0,56 100,45 99,51 0,12 6,3 81 102 1,04 1,01 0,518 2,33 66 35,9 43,4 112 90 5,2 13 5,5 2,88 0,91 0,599 2,78

0,043 3,5 11 102 0,036 0,196 0,14 1,13 39 34,1 52,7 396 165 2,37 6,3 8 1,69 0,66 0,353 1,44

Tableau 10. Analyses chimiques des roches basiques rapportées au Groupe de Bélinga Les métabasites rapportées au Groupe de Bélinga (incluant des amphibolites et gneiss dioritiques du socle gneisso-migmatitique sous-jacent et un échantillon silicifié) montrent des teneurs en silice comprises entre ~ 47 et 54% (70,64% dans l’échantillon silicifié) et des pertes au feu modérées (maximum 2,17%). Leur composition en éléments majeurs les situe dans la gamme de laves basiques dites « différenciées », en particulier leurs teneurs en MgO sont faibles à modérées (~ 3,5 – 6,5%), mais leurs teneurs en CaO élevées (~ 11 – 15%). En général, les roches sont plutôt riches en Cr (~ 200 ppm) et Ni (~ 130 ppm), leurs rapports MgO/Cr et MgO/Ni étant faibles relativement à ceux de laves basiques « modernes ». La forte teneur en calcium témoigne de l’abondance de la fraction feldspathique (plagioclase) dans les magmas basiques initiaux. Ceci suggère que le plagioclase fractionnait peu lors du processus de cristallisation des magmas basiques initiaux. La prédominance des minéraux mafiques sur la phase feldspathique suggère des conditions d’évolution des magmas à pression (et PH2O) plutôt élevée. Globalement, les signatures géochimiques en éléments majeurs apparaissent intermédiaires entre celles des roches calco-alcalines (faibles teneurs en TiO2) et tholéiitiques (rapport FeOt/MgO plutôt élevé, compris en 2,1 et 3,5). Les signatures en éléments traces

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(diagramme [Th/Ta]N vs. [Tb/Ta]N ; Fig. 11) situent les roches dans un domaine clairement « appauvri » ([Tb/Ta]N > 1). Deux roches montrent des rapports [Th/Ta]N élevés (> 1) comparables à ceux des laves « orogéniques » actuelles, mais la plupart présente des rapports faibles qui les apparentent aux basaltes océaniques. La seule exception correspond à une amphibolite assez riche en Th (= 1,36 ppm ; BAT9113). De même, le diagramme [Th/Ta]N vs. [Tb/Ta]N illustre une analogie évidente entre les roches basiques et ultrabasiques. Une origine des premières par cristallisation fractionnée des secondes est envisageable, mais au-delà, l’analogie des signatures géochimiques suggère surtout une source mantellique commune pour les magmas initiaux. Comme les ultrabasites, les roches basiques montrent des rapports [Tb/Yb]N très faibles (= 0,9 – 1,07) qui témoignent d’une fusion à relativement basse pression et, corrélativement, d’une forte remontée du manteau source. Les éléments essentiels à retenir des observations précédentes sont :

• l’existence probable de magmas ultramafiques ; • le caractère appauvri des sources mantelliques ; • des analogies de signatures géochimiques entre roches basiques et ultrabasiques ; • l’absence de fractionnement entre terres rares lourdes (rapport [Tb/Yb]N proche de 1 qui suggère une fusion à relativement basse pression. Ces éléments permettent de caractériser un système particulier marqué par :

• une production de magmas à très haute température mais relativement basse pression ;

• un milieu source comparable à celui des basaltes de rides médio-océaniques actuelles (manteau appauvri). Une dynamique extensive induite par un étirement de la croûte et permettant la remontée puis la fusion d’une colonne de manteau appauvri et localement très chaud (magmas ultramafiques) nous semble le modèle le plus apte à rendre compte des faits observés. Il associe la mise en place des magmas liés aux BIF à une période d’extension crustale sous un régime de fort gradient géothermique.

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Néoarchéen

Orogène néoarchéen L’attribution au Néoarchéen des terrains gneissiques et migmatitiques du nord, du centre et de l’est du Gabon est l’un des résultats importants du projet SYSMIN. De ce résultat découle, in fine, la reconnaissance d’un vaste domaine orogénique (Fig. 12), qui constitue l’élément structural le plus caractéristique du bloc Est-Gabonais. C’est dans ce domaine que se déroule la phase tectono-métamorphique « M3 », postérieure à l’épisode charnockitique (« M2 »), et que caractérisent la présence de grenat et une remobilisation locale des ensembles gneissiques (migmatisation) (Chevallier et al., 2002). Cette organisation est clairement exposée sur la feuille Mitzic, où Prian et al. (1998) distinguent quatre ensembles lithostratigraphiques :

• des ensembles charnockitiques d’âge supposé mésoarchéen inférieur (> 3100 Ma,) en partie rétromorphosés ;

• des gneiss mésozonaux d’âge mésoarchéen supérieur (2950 – 2750 Ma) ; • une série ferrifère (maintenant Groupe de Bélinga) sus-jacente aux ensembles précédents, mais cométamorphique des gneiss mésozonaux ;

• des granitoïdes néoarchéens (2750 – 2700 Ma) « post-gneissification », intrusifs dans les domaines gneissiques précédents.

Fig. 12. Localisation des domaines gneisso-migmatitiques néoarchéens. Les gneiss charnockitiques sont considérés comme un socle ancien, mis en place lors d’un cycle d’accrétion distinct de celui à l’origine des gneiss mésoarchéens supérieurs (Prian et

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al., 1998). Par ailleurs, un calage vers 2950 – 3000 Ma est proposé pour les séries ferrifères, qui les situent après les charnockites, mais avant les gneiss mésozonaux. Une telle hypothèse rend difficilement compte du fait que les ceintures ferrifères traversent indifféremment les deux ensembles (Prian et al., 1998). En revanche, les âges à 2750 – 2700 Ma, obtenus sur les granites non déformés, montrent que la phase de métamorphisme et la déformation affectant les gneiss mésozonaux et les ceintures ferrifères sont intervenues au Mésoarchéen terminal ou au Néoarchéen basal. Les données radiochronologiques récentes sont plus cohérentes avec les observations géologiques, puisqu’elles situent la mise en place des formations ferrifères après les gneiss mésozonaux (cf. supra). L’âge mésoarchéen de ces derniers est confirmé, mais il n’est pas distinct de celui des gneiss charnockitiques. Ceux-ci ne constituent pas un ensemble lithostratigraphique distinct (« socle ancien »), mais une aire de métamorphisme catazonal mésoarchéen supérieur au sein des granitoïdes mésoarchéens. Le dépôt des ceintures ferrifères intervient à la limite Mésoarchéen – Néoarchéen, après l’épisode charnockitique, mais avant la phase tectono-métamorphique majeure. Cette dernière, d’âge néoarchéen inférieur, est effectivement suivie de la mise en place d’un ensemble de granites.

Domaines gneisso-migmatitiques néoarchéens (~ 2750 Ma) Trois ensembles lithologiques ont été distingués au sein des domaines gneissomigmatitiques néoarchéens, que nous considérons comme des produits de la déformation et du métamorphisme des granitoïdes et gneiss mésoarchéens (incluant les gneiss charnockitiques). Ces gneiss et migmatites se trouvent souvent étroitement associés aux termes métamorphisés du Groupe de Bélinga, qui ont subi un même épisode métamorphique (« M3 »), caractérisé par la présence de grenat et une culmination thermique en conditions anatectiques (remobilisation commune aux orthogneiss et à certaines amphibolites). Vraisembablement, l’ensemble a été codéformé lors de la phase néoarchéenne majeure. Nous y reviendrons.

Gneiss à biotite, leptynites Cette formation n’affleure que dans la partie NW du Gabon, dans une zone couverte par des travaux anciens (feuille Libreville-Est à 1/500 000 ; Aubague et Hausknecht, 1959), dont la terminologie n’est pas toujours facilement corrélable à la terminologie moderne. Au sein des formations distinguées par Aubague et Hausknecht (1959), deux nous semblaient proches des faciès mésocrates à leucocrates des domaines gneisso-migmatitiques : les « gneiss à biotite, leptynites, gneiss à deux micas ± métamasomatiques » et les « granites calcoalcalins à biotite à texture migmatitique ». Ces désignations recouvrent des roches acides plus ou moins remobilisées (métasomatisme, migmatisation), que l’absence de grenat ne permet pas de regrouper avec les « orthogneiss à ± grenat, fréquemment migmatitiques ». En revanche, nous avons assimilé aux « gneiss dioritiques et gneiss amphiboliques » les roches désignées par Aubague et Hausknecht (1959) comme des quartzodiorites migmatitiques. Des gneiss à pyroxène sont également très abondants dans cette partie NW du Gabon (Aubague et Hausknecht, 1959), qui passent vers le Nord à la série archéenne du SWCameroun (Complexe de N’tem), faite de l’alternance (série « rubanée ») de gneiss granulitiques, leptynites, enderbites, charnoenderbites et mangérites (Maurizot, 2000). A la suite de Thomas et al. (2001), la présente édition de la carte géologique du Gabon rapporte ces formations catazonles au Complexe charnockitique mésoarchéen.

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Gneiss dioritiques, gneiss amphiboliques Cette formation regroupe des roches mésocrates à mélanocrates décrites comme des « diorites gneissiques à biotite et amphibole » ou à « ± amphibole », « gneiss mésocrates à biotite ± rubanés », « gneiss tonalitiques », voire « noritiques ». Ces roches se trouvent généralement en bandes métriques à plurimétriques alternant avec les faciès clairs, plus ou moins migmatitiques. Elles sont sombres et de grain généralement fin, parfois moyen ; leur aspect sur le terrain les fait désigner comme des gneiss dioritiques ou métadiorites, voire comme des diorites, quand la foliation est peu perceptible à l’œil nu. Lorsque le grain est inframillimétrique, ces roches deviennent très semblables à des amphibolites, mais la biotite y est généralement abondante. Dans certains échantillons, des amas leucocrates diffus, souvent associés à des porphyroblastes centimétriques de feldspath, peuvent suggérer un processus de remobilisation, mais ce point n’a pu être confirmé par l’étude pétrographique. Nous considérons ces gneiss comme le terme peu différencié de la suite granitoïde remobilisée dans le complexe migmatitique, néanmoins, cette origine n’est probablement pas la seule. On ne peut exclure que, pour une part au moins, les gneiss dioritiques soient des équivalents microgrenus des roches basiques du Groupe de Bélinga. Sous le microscope, la plupart de ces roches se définissent comme des métadiorites, métatonalites ou amphibolites à biotite. Les textures grenues initiales sont parfois conservées, ou évoluent vers des textures granoblastiques à nématoblastiques, avec acquisition d’une foliation et, parfois, d’un rubanement. En général, les paragenèses sont mésozonales. Le plagioclase est prépondérant, accompagné de biotite brun–vert à brun et de hornblende verte, en proportions variables. Le quartz est plus ou moins abondant et le feldspath potassique, toujours peu abondant. Les accessoires sont les oxydes de fer, les sulfures, le sphène, l’apatite et, plus rarement l’allanite et le zircon. Une rétromorphose locale se traduit par l’apparition de phases hydratées, soit aux dépens de minéraux préexistants (prehnite, épidote ou zoïsite dans plagioclase, chlorite dans biotite), soit en grains isolés. Outre ces termes communs, l’étude microscopique montre que certains gneiss dioritiques résulteraient de la rétromorphose d’enderbites. Dans ces roches, le principal ferromagnésien est une hornblende verte fortement orientée, mais les amas d’amphibole incluent des reliques de pyroxènes (ortho- et/ou clinopyroxène). De même, les plagioclases de certains échantillons montrent un faciès de type antiperthite. Dans les domaines les plus métamorphiques, les gneiss dioritiques montrent des paragenèses caractéristiques de la limite mésozone – catazone, avec apparition d’un clinopyroxène vert-pâle, très semblable à celui observé dans les termes les plus métamorphiques du Groupe de Bélinga. Comme ces derniers, les gneiss dioritiques peuvent présenter du grenat et de l’épidote. L’un d’eux a été daté à 2944 ± 3 Ma, âge considéré comme celui de la mise en place (Tableau 4.3).

Orthogneiss à ± grenat, fréquemment migmatitiques Ces orthogneiss constituent le terme le plus ubiquiste des domaines gneisso-migmatitiques. Ils regroupent plus d’une dizaine de caissons distingués sur les cartes à 1/200 000 et dont le caractère migmatitique n’est pas général. Les faciès de nature clairement migmatitiques correspondent à des « migmatites granitiques à biotite nébulitique », des « migmatites tonalitiques à biotite et ± grenat », des « migmatites rubanées à biotite et amphibole », des « migmatites gneissiques leucocrates », des

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« orthogneiss migmatitiques de composition monzogranitique », des « orthogneiss ± migmatitiques gris (tonalites et granodiorites) ». Toutes ces descriptions témoignent d’une origine essentiellement orthodérivée et d’une nature tonalitique à granodioritique, ou franchement granitique (roches leucocrates, monzogranites). Ce caractère orthodérivé est l’élément déterminant pour la distinction entre des roches que l’on peut supposer issues des granitoïdes mésoarchéens et d’autres qui dériveraient de grauwackes et arkoses (paragneiss du Groupe de Bélinga). Néanmoins, la distinction n’est pas toujours facile dans les aires migmatitiques. Outre les termes migmatitiques, les faciès orthogneissiques des domaines gneissomigmatitiques comprennent des « gneiss et granitoïdes indifférenciés », des « granites gneissiques », « oeillés » ou « leucocrates », localement à amphibole ou mica blanc. Les roches les plus clairement migmatitiques se définissent fréquemment comme rubanées, montrant l’alternance de niveaux leucocrates de nature parfois « trondhjémitique » et des niveaux colorés souvent très alumineux. Certains faciès présentent des intercalations leucocrates de grain plus grossier, de type stromatitique (leucosomes) (Mehnert, 1968). Ils sont injectés de filons leucogranitiques à tendance pegmatitique, également pris dans la déformation ductile et affectés de plis ptygmatiques d’échelle métrique. En lame mince, l’origine migmatitique est confirmée par une texture hétérogranulaire bimodale avec fraction polygonale en cloison autour de grains reliques de plagioclases. Les minéraux communs sont le plagioclase, le quartz et la biotite. L’amphibole est moins fréquente. Le grenat est omniprésent dans certains secteurs (nord de la feuille Batouala par exemple), mais absent dans d’autres. Le feldspath potassique (microcline) est peu fréquent, en accord avec la nature essentiellement tonalitique à granodioritique des protolithes. Localement, on ne le trouve que dans le néosome. Les accessoires sont le zircon, l’apatite, les sulfures, la muscovite, plus rarement l’épidote, l’allanite et la monazite. Outre ces minéraux communs, des minéraux caractéristiques peuvent s’observer dans les niveaux colorés : sillimanite, localement associée à de la cordiérite, dans une roche de type kinzigite (feuille Batouala, Thiéblemont et al., 2009i). De telles paragenèses situent la culmination métamorphique à un très haut degré (faciès granulite), compatible avec la migmatisation. Localement elle conduit à l’apparition d’une paragenèse charnockitique de « deuxième génération ». Celle-ci n’a été identifiée de façon certaine que dans un gneiss migmatitique de la feuille Batouala (Thiéblemont et al., 2009i), dont le leucosome montre l’association d’orthopyroxène et biotite brun-rouge. Sur la même feuille, de vastes ensembles catazonaux sont rapportés au Complexe charnockitique et c’est dans de tels ensembles qu’un granite syn- à tardi-charnockitique a fourni un âge à ~ 2820 Ma (cf. supra). Les roches de composition granitique sont des orthogneiss leucocrates, à biotite, de grain fin à moyen. Les faciès oeillés y sont fréquents, les phénoclastes étant des feldspaths potassiques roses. Les faciès les plus clairs s’apparentent à des leptynites méta-aplitiques. On y observe quelques passées sombres de gneiss dioritiques et parfois d’amphibolites. Dans ces roches acides, le caractère migmatitique se traduit par le développement de leucosomes, sous forme de filons quartzo-feldspathiques sécants et fréquemment plissés, de type stromatite ou dyktionite (Mehnert, 1968). En lame mince, ils présentent une texture granoblastique plus ou moins hétérogranulaire, très foliée, à quartz en rubans monocristallins. Un léger rubanement est marqué par des accumulations locales de biotite ; quelques porphyroclastes plagioclasiques sont englobés dans la matrice en mosaïque fine. Le plagioclase est prédominant sur le microcline, il s’y ajoute du quartz et de la biotite brun foncé localement chloritisée. Les accessoires communs sont l’allanite et l’apatite.

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La foliation des faciès migmatitiques est toujours très marquée, parfois mylonitique. Selon les échantillons, elle s’est développée lors de l’épisode de culmination métamorphique (sillimanite et grenat syncinématiques), où à un stade légèrement rétromorphique (apparition d’une néobiotite verte synfoliation et déstabilisation du grenat). La datation réalisée dans le cadre du projet SYSMIN, qui donne l’âge le plus fiable obtenu à ce jour sur les ensembles migmatitiques du Gabon (2746 ± 7 Ma ; Tableau 4.3), a été effectuée sur une passée pegmatitique à fuseaux de sillimanite encaissée dans un gneiss gris à grenat. Interprétée comme un âge de protolithe, cette datation fournirait un âge maximal pour le métamorphisme néoarchéen. Plus probablement, cet âge correspondrait à la cristallisation de la pegmatite, que l’on peut supposer s’être formée lors de la migmatisation. L’analyse chimique (Tableau 11) de cette pegmatite met en évidence un caractère très acide (SiO2 = 76,3%) et très fortement peralumineux (A/CNK = 1,63), cohérent avec la composition minéralogique quasi-exclusivement quartzo-feldspathique et à sillimanite. Cette roche présente les caractères communs des liquides peralumineux issus de la fusion partielle de roches crustales (Pearce et al., 1984 ; Thiéblemont et Cabanis, 1990) et en particulier, de très faibles teneurs en éléments communément incompatibles tels que Th (< 1 ppm), La (< 4 ppm) ou Zr (< 20 ppm). Ces très faibles teneurs sont classiquement interprétées comme une conséquence de la faible solubilité des minéraux accessoires, porteurs d’éléments incompatibles (monazite et zircon en particulier), dans les magmas peralumineux à basse température. Les caractères géochimiques de la pegmatite datée sont donc tout à fait compatibles avec une origine anatectique. Deux autres filons leucocrates (Tableau 11) ont été analysés au sein des gneiss de l’ensemble gneisso-migmatitique :

• un filon trondhjémitique encaissé dans des amphibolites à amas leucocrates diffus (supposées anatectiques) ;

• un filon de pegmatite recoupant des amphibolites rapportées au Groupe de Bélinga. Le filon trondhjémitique (échantillon BAT0016B) montre une composition très faiblement potassique (K2O < 1%) et assez calcique (CaO ~ 3%), compatible avec une origine par fusion d’un protolithe basique (Barker, 1979 ; Arth, 1979), à l’exclusion de tout autre matériau crustal. Sa composition est typiquement celle d’une roche calco-alcaline (faible teneur en Ta, rapports Th/Ta et La/Ta élevés, etc.). Sa teneur en terres rares lourdes est faible (ex. Yb < 1 ppm), mais son franctionnement entre terres lourdes est très peu marqué ([Tb/Yb]N = 1,12). Ceci suggère que la fusion partielle a opéré hors des conditions de stabilité du grenat, à pression déjà décroissante relativement au pic barométrique du métamorphisme (stabilité du grenat). Quoi qu’il en soit, les caractères géochimiques du filon trondhjémitique sont a priori compatibles avec une origine anatectique. Le filon de pegmatite montre un chimisme tout à fait distinct, fortement potassique (K2O = 7,06%), nettement peralumineux (A/CNK = 1,09) et très peu calcique (CaO = 0,26%). Un autre trait caractéristique est la teneur quasi-nulle en éléments fortement incompatibles (Th < 0,3 ppm ; La < 2 ppm), qui l’apparente aux termes les plus évolués des suites leucogranitiques peralumineuses. Ces résultats sont cohérents avec les précédents. Ils situent la production d’un tel magma dans un contexte d’anatexie crustale (Pearce et al., 1984 ; Thiéblemont et Cabanis, 1990). Dans ce cadre, le caractère fortement potassique de la pegmatite témoignerait d’un protolithe lui-même potassique et peu calcique.

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ECH. N° Pétro. Age radio. (Ma) SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

Granites et pegmatites néoarchéens BAT 0271A BAT _ MAN03A BAT 0016B BAT 7129A Granite Pegmatite Filon trondhj. Pegmatite 2706 +/- 7 2746 +/- 7 76,30 73,31 73,21 76,02 0,02 0,07 0,01 0,02 15,01 15,32 14,62 13,57 0,29 0,55 1,67 0,39 0,012 0,034 0,012 0,005 0,31 0,73 0,45 0,04 1,29 0,74 2,93 0,25 3,92 2,34 4,87 2,65 3,85 0,68 7,06 5,69 0,05 0,04 0,13 0,03 0,24 1,41 0,67 0,44 102,55 100,91 99,61 98,18

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb

2,71 187 704 122 1,56 2,412 0,344 1,77 39 0,45 0,43 3 0,82 15,64 27,1 9 1,95 0,56 0,209 0,75

2,31 125,3 392 111 2,58 0,956 0,206 0,74 19 0,99 1,55 9 4,7 3,64 7,79 2,82 0,492 0,43 0,108 0,52

1,02 16,2 301 540 0,71 6,68 0,168 1,79 67 3,4 7 40 42,5 19,52 34,7 11,9 2,11 1,16 0,196 0,82

1,12 124,6 833 79 0,94 0,245 0,026 0,54 10 0,3 0,58 6 1,5 1,56 2,57 1,41 0,112 0,26 0,02 0,15

A/CNK (Tb/Yb)N

1,00 1,31

1,63 0,98

1,04 1,12

1,09 0,63

Tableau 11. Analyses chimiques d’un granite et de pegmatites néoarchéennes.

Déformation et métamorphisme dans les domaines gneisso-migmatitiques Métamorphisme Nous examinerons, dans cette section, la déformation et le métamorphisme des domaines gneisso-migmatitiques néoarchéens, ceci incluant à la fois les orthogneiss issus des granitoïdes mésoarchéens et les roches du Groupe de Bélinga adjacentes. Le métamorphisme, dans les domaines gneisso-migmatitiques, est mésozonal à catazonal. Le grenat constitue un minéral ubiquiste. Dans les roches acides et alumineuses, ce métamorphisme se traduit par l’apparition, à la culmination thermique, de sillimanite et cordiérite. Cette culmination s’accompagne également d’une anatexie, dont découle la formation des migmatites. Localement, une paragenèse catazonale charnockitique syn- à tardi-migmatitique à orthopyroxène et biotite brun–rouge a été observée.

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Dans les roches basiques, la culmination métamorphique se traduit par l’apparition d’un assemblage à clinopyroxène vert-pâle et grenat, paragenèse dont les équivalents au nord du Gabon pourraient être les « éclogitoïdes » décrits par Maurizot (2000) dans le SW du Cameroun. On peut penser que le grenat se développe pendant toute la période de progradation barométrique, une fois atteintes les conditions de pression requises pour sa cristallisation. Les roches des domaines gneisso-migmatitiques sont généralement intensément déformées, et cette déformation semble pro-parte synchrone de la culmination métamorphique, mais parfois tardive et de type rétromorphique. Enfin, la migmatisation semble se développer de façon synchrone ou postérieurement à l’apparition du grenat (Photo 3). La deuxième hypothèse semble plus probable au vu des données géochimiques qui indiquent que la fusion a opéré hors du champ de stabilité du grenat (absence de fractionnement entre terres rares lourdes). Selon Chevallier et al. (2002), le métamorphisme des ensembles gneisso-migmatitiques serait de type moyenne pression – haute température, le caractère de moyenne pression étant indiqué par la présence de grenat. Il est possible que la fusion soit intervenue postérieurement à l’apparition du grenat et à pression déjà décroissante, le maximum thermique pouvant être atteint postérieurement à la culmination barométrique.

Photo 3. Association de grenat et biotite au sein d’un gneiss migmatitique de la région de Batouala.

Déformation L’intense déformation des domaines gneisso-migmatitiques apparaît clairement, sur la présente édition de la carte géologique du Gabon, dans le « modelé » des chaînons de type BIF qui, selon les secteurs, prennent des allures de mégabandes plissées au sein des gneiss (feuille Makokou), ou d’étoiles à branches pluri-kilométriques rayonnantes (sillon de

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Baniaka sur la feuille Franceville – Boumango ; sillon de la Lassio, au nord de Ndangui, feuille Okondja). Cette déformation peut être considérée comme propre à la transposition tectonométamorphique majeure des domaines gneisso-migmatitiques. Elle est suivie d’une déformation en contexte rétrograde liée au fonctionnement de la zone de cisaillement de Nkol. Selon Lecomte et al. (1990), la déformation des orthogneiss, dans le sud du Gabon (feuille Koulamoutou – Malinga), s’est produite au cours de deux phases : l’une anté-migmatitique, responsable d’une première foliation et du rubanement métamorphique, et l’autre postmigmatitique, responsable d’une deuxième foliation plan axial de plis isoclinaux affectant le rubanement (métamorphique et migmatitique). Dans le secteur de Franceville – Boumango (Bouton et al., 2009b), la déformation dans les gneiss des domaines gneisso-migmatitiques se marque par un litage compositionnel qui, en lame mince, s’avère associé à une texture granoblastique orientée s’accompagnant du développement de rubans de quartz, dans les faciès les plus métamorphiques. Cette foliation porte une linéation minérale (à biotite et amphibole) et d’étirement. Au sein du Groupe de Bélinga, les amphibolites et roches ferrifères sont nettement foliées et portent une linéation minérale et d’étirement bien marquée. Cette dernière est parallèle aux axes de plis isoclinaux pincés qui s’expriment de façon spectaculaire dans les faciès ferrifères. Une analyse statistique (Bouton et al., 2009b), réalisée sur le territoire de la feuille Franceville – Boumango (Fig. 13), n’indique aucune différence d’orientation des éléments structuraux dans le Groupe de Bélinga et les unités gneissiques adjacentes. Les foliations et les linéations, tout aussi dispersées, suggèrent que les deux ensembles sont co-structurés. Les foliations s’organisent selon deux maxima correspondant, pour l’un à des foliations subhorizontales ou faiblement pentées, pour l’autre à des foliations subverticales. En dépit de leur dispersion - due en partie à la dissémination géographique des mesures -, les pôles de foliation s’organisent en zone autour d’un axe parallèle aux linéations d’étirement. Les auteurs attribuent ces structures au fonctionnement de cisaillements ductiles verticaux dont découlerait la verticalisation d’un dispositif en lanières originellement subhorizontal. C’est lors de cette déformation que les sillons ferrifères auraient acquis leur forme digitée, en climat métamorphique méso- à catazonal. Selon Bouton et al. (2009d), cette verticalisation pourrait être liée à des intumescences thermiques (diapirisme) au sein des gneiss, associées ou non à la remontée de granitoïdes. Le dispositif structural semble très différent sur le territoire de la feuille Makokou, où les roches vertes et quartzites ferrifères s’organisent en lanières ondulantes de direction conforme à la foliation majeure (Nagel et al., 2009b). Cette disposition traduirait un reploiement du bâti gneissique selon des plis à axes redressés d’échelle cartographique. Une telle organisation témoignerait de la superposition d’au moins deux phases tectoniques :

• l’une responsable de la structure foliée – rubanée du bâti gneissique ; • l’autre du plissement et du redressement des plans pré-existants.

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Fig. 13. Orientation des pôles de foliation et des linéations minérales et d’étirement dans les métamorphites du massif du Chaillu. Projection de Schmidt, hémisphère inférieur. Sur le diagramme des foliations, les enveloppes correspondent à la densité de 1% (tireté) et 3% (trait plein) des mesures (113 mesures au total). La relation entre ces structures profondes et les structures enregistrées par les chaînons volcaniques et ferrifères, à un niveau structural plus élevé, n’est pas facile à établir. Dans le nord du Gabon, la déformation des chaînons volcaniques et ferrifères épi- à mésozonaux se traduit par un étirement intense, de direction conforme à l’axe des chaînons (Thiébemont et al., 2009i). Les quartzites ferrifères sont intensément plissés, parfois replissés selon des structures en gouttières évoquant des fourreaux, et les axes de plis sont parallèles à une linéation d’étirement d’échelle méso- (débit en cigares) à microscopique (allongement des quartz) affectant indifféremment le Groupe de Bélinga et les gneiss et granitoïdes adjacents. Les chaînons supracrustaux se présentent comme des lanières imbriquées dans le socle mésoarchéen par le jeu d’accidents décro-chevauchants (Thiéblemont et al., 2009j-k). Vers le Sud, les chaînons volcaniques et ferrifères, et les gneiss passent au domaine mésoà catazonal, et ce changement de niveau structural semble s’accompagner d’une dispersion tectonique des roches supracrustales en massifs d’extension kilométrique à décamétrique (Aguillaume et al., 1978 ; Thiéblemont et al., 2009h-i). Finalement, les structures de direction plus ou moins N-S, apparaissent totalement réorientées au niveau de la zone de cisaillement de Nkol (Fig. 14), où elles passent à l’ESE – WNW.

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Fig. 14. Schéma structural du secteur de l’Ivindo (feuilles Batouala – Makokou – Mékambo) montrant l’opposition entre un domaine méso- à épizonal au Nord, marqué par un fort étirement N-S et une ceinture de haute température – moyenne/haute pression parallèle à l’accident de Nkol. Les trajectoires moyennes de foliation majeure sont indiquées par des traits jaunes et les linéations par des flèches noires. L’aire de la zone figurée sur ce schéma correspond à un triangle grossièrement compris entre les longitudes 13° à 13°30’ Est et les latitudes 0°30’ à 1°30’ Nord, bien repérable sur la carte à 1/1 000 000 au NE de Makokou.

La zone de cisaillement de Nkol Dans le centre du Gabon (feuille Mitzic), la structure de Nkol est marquée par un ensemble de mylonites et blastomylonites séparant des granites néoarchéens et un domaine gneissomigmatitique incluant des ensembles charnockitiques plus ou moins rétromorphosés et des

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formations ferrifères (Groupe de Bélinga) (Prian et al., 1998). L’accident est bien défini, subvertical et de jeu principalement décrochant dextre (Bassot, 1988), mais à légère composante chevauchante vers le NW. Il affecte indifféremment l’ensemble gneissique et les monzogranites néoarchéens, ce qui situe son fonctionnement postérieurement à la mise en place de ces derniers. Les données disponibles suggèrent que la mylonitisation s’accompagne d’une rétromorphose : recristallisation de la biotite brune en biotite verte et recristallisation des clinopyroxène et/ou hornblende en actinote (Prian et al., 1998). Ceci situe le fonctionnement dextre de l’accident en conditions épizonales. Dans l’est du Gabon (feuille Batouala ; Thiéblemont et al., 2009h-i), l’accident de Nkol ne se présente pas comme une structure linéaire unique, mais comme un ensemble de couloirs de direction W-E à WNW-ESE couvrant une bande pluri-décakilométrique. Nous préférons lui substituer le nom de « zone de cisaillement de Nkol ». Les structures d’échelle cartographique, révélées par les images issues des levés de géophysique aéroportée (CGG et SYSMIN), indiquent une cinématique dextre. La déformation décrochante affecte indifféremment les gneiss de l’ensemble gneisso-migmatitique et les granites néoarchéens. Elle produit des faciès mylonitiques à ultramylonitiques et s’accompagne d’une linéation subhorizontale, qui peut être l’unique structure au sein de filons de granites néoarchéens recoupant les gneiss. A l’inverse, les structures liées à la zone de cisaillement de Nkol se superposent aux structures plus anciennes dans les gneiss et en provoquent localement une réorientation (Fig. 14). Sur le territoire de la feuille Batouala (Thiéblemont et al., 2009h-i), les gneiss mylonitiques montrent une foliation E-W à NW-SE traduisant une réorientation des ferro-magnésiens. Des gneiss dioritiques à blastes feldspathiques présentent des textures porphyroclastiques rubanées. Des clastes cristallins (principalement de feldspath) millimétriques à plurimillimétriques sont inclus dans un fond orienté, résultant de la recristallisation intense des minéraux phylliteux (biotite formant des rubans sombres) et/ou de quartz (rubans clairs). L’amphibole peut être associée à la biotite. En général, les minéraux mésozonaux (biotite, amphibole) apparaissent stables lors du processus de mylonitisation, mais peuvent recristalliser en espèces de plus basse température : biotite passant du brun au vert et amphibole passant du vert au vert-bleu. Dans un cas, la déformation s’est accompagnée d’une rétromorphose des ferro-magnésiens en chlorite. Ces observations suggèrent un fonctionnement de la zone de cisaillement de Nkol de conditions mésozonales à des conditions épizonales. Il est possible que cette structure ait joué un rôle majeur dans l’exhumation du domaine gneisso-migmatitique, mais à ce stade des connaissances, il ne s’agit là que d’une hypothèse de travail. De façon générale, le passage du domaine fortement métamorphique au domaine peu métamorphique reste à étudier en détail.

Ceinture plutonique néoarchéenne (~ 2700 Ma) La ceinture plutonique néoarchéenne (Fig. 15) comprend un ensemble de massifs circonscrits intrusifs dans les domaines gneisso-migmatitiques (incluant le Groupe de Bélinga) (Bassot et al., 1987 ; Thiéblemont et al., 2009h-i) ou, plus rarement, dans le bloc mésoarchéen du Nord-Gabon. Elle regoupe trois familles de faciès de situations géographiques différentes :

• des granitoïdes mésocrates (diorites quartzifères, granodiorites) circonscrits à la région de Mitzic (Prian et al., 1998) ;

• des granitoïdes leucocrates (monzogranites et granites à biotite) intrusifs au cœur des domaines gneisso-migmatitiques ;

• des granites leucocrates d’affinité plus ou moins alcaline (monzogranites porphyroïdes, syénites, granites alcalins), incluant des massifs à morphologie en « pains de sucre » caractéristiques du nord du Gabon.

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Fig. 15. Localisation des principaux massifs granitiques rapportés à la ceinture plutonique néoarchéenne. Les datations géochronologiques situent la mise en place de ces granites entre ~ 2750 et 2680 Ma (Tableau 4.3).

Granodiorites, diorites Ces faciès sont principalement représentés par des massifs décakilométriques associant des diorites quartzifères et des granodiorites. Les roches sont généralement grenues, mais évoluent parfois vers des faciès protomylonitiques à mylonitiques (Prian et al., 1998). Les diorites sont principalement constituées de biotite et plagioclase, auxquels s’ajoutent l’amphibole, le quartz et le feldspath potassique (subordonné ou absent). Ces roches montrent parfois de grandes plages interstitielles d’oxydes de fer et de sphène, ainsi que de l’apatite en cristaux automorphes. Les minéraux accessoires sont le zircon et l’allanite. Un faciès à clinopyroxène affleure dans un unique massif (Prian et al., 1998). Le cinopyroxène s’observe à l’état de relique, totalement remplacé par des micas verts, des carbonates et des oxydes. Les granodiorites se distinguent par un caractère plus acide et plus potassique (présence de feldspath potassique de type microcline).

Monzogranites, granites à biotite Ces roches forment de grands massifs, dont le terme dominant est un granite leucocrate blanc à gris, pauvre en biotite, et dont le faciès rose prend l’appellation de monzogranite. Il s’agit de roches banales, souvent très acides, et qui peuvent être étroitement associées aux faciès remobilisés de l’ensemble gneisso-migmatitique. C’est l’une de ces roches, échantillonnée sur le territoire de la feuille Batouala, qui a été datée à 2706 ± 7 Ma (Thiéblemont et al., 2009h-i) (Tableau 4.3). Cette roche, localement porphyroïde, enclave

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des panneaux dispersés de gneiss migmatitiques, dont il ne reste parfois que des schlierens dilacérés. Son intrusion se serait produite dans un bâti gneisso-migmatitique encore chaud. Elle montre une déformation surtout linéaire qui superpose un fort étirement synchrone de la mise en place et une foliation méso- à épizonale (biotite brun-vert à chlorite) NW – SE, associée à une linéation faiblement pentée vers le SE (10° au N150°). Nous attribuons cette déformation au fonctionnement de la zone de cisaillement de Nkol. En lame mince, ce granite montre des porphyroclastes de feldspath potassique (microcline) et une matrice quartzo-feldspathique à laquelle une biotite brun-vert confère localement une texture orientée. Le feldspath potassique est plus abondant que le plagioclase. La biotite peut être légèrement chloritisée, avec exsudation de produits titanés (leucoxène), et localement associée à de l'épidote. Outre l'épidote et la chlorite, les accessoires sont la muscovite, l’apatite, le zircon, l’allanite et la magnétite. Ce granite montre une composition très acide (SiO2 = 76,02%), métalumineuse (A/CNK = 1) et fortement potassique (K2O = 5,69%) (Tableau 11). Ses caractères sont proches de ceux de certains granites roses mésoarchéens (échantillon MIN2069 ; Tableau 7), dont il se distingue toutefois par des teneurs beaucoup plus faibles en éléments fortement incompatibles (Th < 2,5 ppm ; La < 16 ppm) ou Zr (< 40 ppm). De même, il présente un fractionnement entre terres lourdes quasi-inexistant ([Tb/Yb]N = 1,3), qui suggère une fusion à relativement basse pression. Le contexte serait très différent de celui de la fin du Mésoarchéen, avec anatexie à basse température (faible solubilité de Th, La, Zr, etc.) d’un segment de croûte peu profond. D’autres granites néoarchéens du secteur de Batouala montrent une composition minéralogique constante à quartz, feldspath potassique perthitique (dominant) et plagioclase. Le seul ferromagnésien est une biotite rétromorphosée (chlorite en association avec l’épidote). Les accessoires sont variés : zircon, apatite, allanite, monazite, sphène et oxydes de fer. Les textures, initialement grenues et porphyroïdes, montrent différents degrés de réorganisation :

• recristallisation de la matrice en un assemblage granoblastique non orienté ; • développement de rubans de quartz induisant une texture planaire, voire rubanée ; • réorientation de l’ensemble de la roche en rubans sinueux (mylonitisation). En dépit de cette déformation, que nous attribuons aux décrochements tardifs (zone de cisaillement de Nkol), un point commun à toutes ces roches est leur caractère strictement granitique et l’absence de recristallisation autre que rétromorphique. Sur le territoire de la feuille Mitzic, des monzogranites leucocrates constituent le principal faciès. Ils se présentent en vastes massifs ou en intrusions circonscrites, au sein des domaines charnockitiques ou des orthogneiss mésozonaux mésoarchéens (Prian et al., 1998). Ces roches sont pauvres en biotite et plus ou moins déformées. Leur rétromorphose s’accompagne de la cristallisation d’épidote, disséminée ou en remplissage de fractures. Au niveau de l’accident de Nkol, elles montrent un faciès oeillé à foliation mylonitique. Les minéraux principaux sont le feldspath potassique (microcline perthitique), le plagioclase et le quartz. La biotite verte est peu abondante, plus ou moins chloritisée. L’épidote (secondaire) est abondante. Les accessoires sont la muscovite, le sphène, le zircon, l’allanite et des oxydes.

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Monzogranites porphyroïdes, syénites, granites alcalins Le faciès le plus fréquent de cet ensemble est un monzogranite porphyroïde, figuré comme le fond granitoïde portant les structures en pains de sucre sur le territoire de la feuille Mitzic (Prian et al., 1998). Les levés réalisés sur le territoire de la feuille Minkébé (Thiéblemont et al., 2009j-k) nous conduisent à penser que de telles structures ne correspondent pas à un faciès particulier, mais uniquement à un débit d’altération local au sein des vastes ensembles de granites roses porphyroïdes. Ces granites se caractérisent par la présence de porphyroblastes centimétriques de microcline. Leur texture est grenue à gros grain, parfois mylonitique (cisaillement de Nkol). Ils sont principalement constitués de microcline, plagioclase et quartz. Le seul ferromagnésien est une biotite verte, souvent chloritisée. Les minéraux accessoires sont l’épidote, le zircon, l’apatite, le sphène, l’allanite et des oxydes. Les faciès alcalins, syénites et granites alcalins, n’ont pas été caractérisés pétrographiquement. Ils sont mentionnés sur le territoire de la feuille Franceville – Boumango en étroite association avec des monzogranites et orthogneiss roses (Bouton et al., 2009a-b).

Quelle orogenèse au Néoarchéen ? Les données acquises lors du projet SYSMIN, confrontées aux résultats antérieurs, nous amènent à définir un vaste domaine orogénique d’âge néoarchéen dans la partie centrale du Gabon, caractérisé par l’association de gneiss plus ou moins migmatitiques et de granites leucocrates (Fig. 15). La constitution de ce domaine s’est faite en plusieurs étapes :

• formation des sillons de roches volcaniques et ferrifères (Groupe de Bélinga) ; • déformation et métamorphisme des orthogneiss mésoarchéens et des ceintures de roches vertes, avec culmination à relativement haute pression (paragenèse à grenat – clinopyroxène dans les roches basiques) ;

• migmatisation partielle des aires métamorphiques ; • intrusion de granites dans les aires métamorphiques et dans les blocs adjacents ; • réorganisation de l’ensemble sous l’effet d’accidents décrochants ou décrochevauchants. Cette succesion est comparable à celle enregistrée par des orogènes phanéorozoïques où elle résulte :

• d’une période d’extension, conduisant fréquemment à l’ouverture d’un domaine océanique ;

• d’un enfouissement tectonique par empilement de nappes crustales (subduction, collision), aboutissant à la constitution d’une chaîne de montagnes ;

• d’un ré-équilibrage thermique au sein des zones surépaissies ; • d’une relaxation thermique concomittante de l’exhumation des zones surépaissies ; • d’une réorganisation à grande échelle, par coulissement de blocs. Dans ces grandes lignes, l’orogène néoarchéen semble donc assez proche d’un orogène moderne. Dans le détail, il apparaît comme le résultat de la mise en compression d’un domaine intracontinental préalablement affecté par une dislocation. Cette compression a induit un fort épaississement crustal, puis l’exhumation d’une ceinture de roches méso- à

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catazonales, contemporaine de l’injection de magmas granitiques leucocrates. La déformation s’est poursuivie après la mise en place des granites, et les mouvements les plus récents ont abouti à un déplacement dans le plan horizontal, le long d’accidents décrochants.

Champ filonien tardi-archéen Le champ filonien d’âge tardi-archéen se développe principalement dans le NW du Gabon, sur le territoire de la feuille Kango (Nagel et al., 2009a-b), où il définit la « Suite de Kinguélé ». Le caractère souvent ultramafique des intrusions en font une cible particulièrement intéressante pour la prospection d’éléments tels que Cr, Ni ou les platinoïdes. La découverte d’extensions de ce magmatisme sur le territoire de la feuille Minkébé lors du projet SYSMIN (Thiéblemont et al., 2009j-k) peut avoir des implications minières non négligeables, néanmoins, l’ampleur réelle des nouvelles occurrences reste à préciser.

Fig. 16. Localisation des principaux systèmes de dykes d’âge tardi-archéen (en bleu). Un caractère essentiel de la Suite de Kinguélé est son absence de tout métamorphisme ou déformation. Sur le territoire de la feuille Minkébé, des faciès montrant une olivine parfaitement préservée ont été observés (Photo 4). Sur le territoire de la feuille Kango, les filons recoupent les granites néoarchéens, mais ne sont pas affectés par la tectonique éburnéenne (Nagel et al., 2009a-b). Un âge tardi-archéen leur est attribué, plus ou moins cohérent avec des datations peu précises sur roche totale obtenues par les méthodes Rb/Sr (2777 ± 83 Ma) et Pb/Pb (2783 ± 77 Ma) (Caen-Vachette et al., 1988). Outre la Suite de Kinguélé, différentes familles de roches filoniennes basiques à ultrabasiques ont été attribuées à un magmatisme d’âge tardi-archéen :

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• un champ de filons gabbroïques de direction SSE – NNW, particulièrement développé sur le territoire de la feuille Mitzic (Prian et al., 1998) ;

• des occurrences très locales de kimberlites et lamprophyres.

Photo 4. Olivine parfaitement préservée dans un microgabbro noritique de la Suite de Kinguélé. Lumière polarisée analysée.

Suite lamprophyrique : lamprophyres Ces roches sont décrites sur le territoire de la feuille Makokou (Abouma Simba et al., 2009ab), sous forme de rares filons circonscrits à sa partie SW et d’orientation SW – NE. Elles montrent une texture très porphyrique à phénocristaux millimétriques à centimétriques de clinopyroxènes zonés et rares olivines altérées. La mésostase est microgrenue, essentiellement constituée de petits prismes de clinopyroxène, opaques automorphes (ilménite ou titanomagnétite) et de rares amphiboles brun-rouge (kaersutite). Le plagioclase, parfois frangé de chlorite, constitue une phase interstitielle. Des lamprophyres de type vogésite sont également signalés à l’est de la feuille Mitzic (Prian et al., 1998), en filons d’orientation SSE - NNW. Ces roches ont une texture porphyrique à phénocristaux d’olivine serpentinisée, clinopyroxène zoné, amphibole brun-rouge titanifère, biotite et plagioclase. La mésostase comprend du clinopyroxène et du feldspath potassique. Les oxydes opaques sont abondants, plus ou moins associés à des sulfures. Il s’y ajoute de l’apatite, de la biotite ferrifère plus ou moins chloritisée et du sphène.

Suite kimberlitique : kimberlites Ces kimberlites se distinguent des occurrences métamorphiques décrites précédemment (« métakimberlites » datées du Mésoarchéen supérieur) par leur gisement clairement filonien ; ceci situe leur mise en place après le Néoarchéen (Abouma Simba et al., 2009a-b). Elles affleurent dans le même secteur que les lamprophyres précédents (SW de la feuille Makokou), mais leurs filons ont une direction supposée N140°E. Elles sont totalement recristallisées en « soapstones micacés » (Abouma Simba et al., 2009a-b).

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Champ filonien néoarchéen Suite de Kinguélé

Kimberlite

MIN 2054

MIN 2019

Lherz.

Gabbro

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

43,76 0,24 5,45 10,22 0,134 28,52 3,32 0,65 0,23 0,04 5,22 97,79

47,36 0,64 15,20 11,99 0,192 7,59 12,08 1,39 0,35 0,05 1,81 98,65

51,59 0,42 10,82 10,07 0,157 16,01 6,57 1,87 0,74 0,06 0,40 98,70

52,60 0,48 12,29 9,58 0,141 15,37 6,45 2,27 0,88 0,06 0,40 100,53

47,5 2,13 5,1 11,8 0,11 25 0,2 < LQ 0,08 0,58 7,6 100,10

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb

0,8 9,8 144 79 0,26 1,084 0,098 0,85 26 13 116,4 5579 1877 4,58 10,1 6,9 0,848 0,31 0,127 0,54

1,18 23 68 120 0,069 0,331 0,124 1,01 31 38,9 55,6 263 143 2,56 5,8 7,8 1,48 0,63 0,344 1,74

0,81 20,8 270 163 0,47 2,44 0,213 1,54 58 21,3 74,5 2422 737 11,21 20,9 11,7 1,78 0,61 0,265 1,02

0,55 23,5 430 220 0,48 2,031 0,211 1,96 80 18,3 71,7 2310 773 9,56 19,5 6,2 1,55 0,57 0,225 0,94

0,63 8,3 1104 267 2,98 19,38 9,064 8,85 351 15,8 105,6 1250 1638 700 855 404 66,2 11,1 2,842 2,54

1

0,8

1,1

1

4,7

ECH. N° Pétro.

(Tb/Yb)N

MIN 2075

MIN 2021

Gabbro µgabbro nor. nor.

NDE 1152A Kimberl. Alt.

Tableau 12. Analyses chimiques de roches mafiques et ultramafiques de la Suite de Kinguélé et d’une kimberlite altérée du secteur de Makongonio. Une autre occurrence de kimberlite, d’extension très réduite (filon de direction N130°E de ~ 1,5 mètres de puissance), est reportée sur le territoire de la feuille Ndendé (Prian, comm. pers.), mais non figurée sur la présente carte à l’échelle du 1/1 000 000. Elle a été trouvée lors de travaux de prospection diamant dans la région de Makongonio. Là encore, la roche est profondément rétromorphosée. Elle recoupe des granitoïdes roses que l’on peut supposer mésoarchéens (cf. supra). Une analyse chimique en a été effectuée (Tableau 12) qui confirme un caractère ultramafique et très alcalin (ex. Th ~ 19 ppm ; Ta = 9 ppm ; La = 700 ppm ; [Tb/Yb]N ~ 4,7) cohérent avec une nature kimberlitique. Le rattachement de cette roche au Néoarchéen serait tout à fait hypothétique. Alternativement, elle pourrait être d’âge mésoarchéen supérieur et représenter un témoin non déformé de la suite dite « métakimberlitique » (cf. supra).

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Cette occurrence n’est pas figurée sur la présente carte. On retiendra toutefois que la production de magmas ultramafiques alcalins semble s’être produite à au moins trois reprises dans l’histoire du socle précambrien du Gabon.

Suite de Kinguélé : gabbros noritiques, gabbros, dolérites Ces roches mafiques à ultramafiques, initialement signalées par Hourcq et Hausknecht (1954), affleurent principalement dans la partie NW du socle gabonais (feuille Kango), mais nous en avons trouvé quelques occurrences dans la région de Minkébé (Thiéblemont et al., 2009j-k). Dans la région de Kango, elles ont fait l’objet de différents travaux de cartographie dont le plus récent a abouti à la publication de cette feuille (Nagel et al., 2009a-b). Elles se présentent comme un ensemble de dykes de direction moyenne N30°E, d’une puissance totale supérieure au kilomètre, intrusifs dans les domaines gneisso-migmatitique et granitique néoarchéens. Les faciès les plus caractéristiques sont des roches ultramafiques de type norite ou bronzitite (l’appelation « gabbros noritiques » recouvre ces faciès), mais on y trouve également des lherzolites et gabbros mafiques (Tableau 12), ainsi qu’un réseau parallèle de minces filons de dolérites (Nagel et al., 2009a-b). Les roches de type norite ou bronzitite, à textures cumulatives, renferment de l’olivine, souvent très fraîche, de l’orthopyroxène, du clinopyroxène, un peu de chromite (< 1%) et une phase intercumulus gabbroïque à plagioclase. Les roches mafiques sont des gabbros à olivine, des gabbros à clinopyroxène et orthopyroxène, ou des gabbros à amphibole (EdouMinko et al., 2001). Une phase interstitielle de composition granitique est décrite très localement (contamination ?). Quatre analyses chimiques ont été effectuées lors du projet SYSMIN sur des roches ultramafiques à mafiques de la feuille Minkébé rapportées à la Suite de Kinguélé (Tableau 12) (Thiéblemont et al., 2009j-k). Une lherzolite à texture typiquement cumulative présente une composition ultrabasique et ultramafique (SiO2 ~ 44% ; MgO = 28,5%). Sous le microscope, la roche montre de l’olivine et de l’orthopyroxène comme phases cumulus, et du clinopyroxène et du plagioclase, comme phases intercumulus. Du phlogopite et un spinelle chromifère sont accessoires. Le caractère ultramafique se traduit par de fortes teneurs en Co, Cr et Ni (respectivement 116, 5579 et 1877 ppm), mais de faibles teneurs en alumine (Al2O3 = 5,45%). Les teneurs en éléments incompatibles sont significativement différentes de 0 (ex. Th = 1,08 ppm ; La = 4,58 ppm), ce qui montre que la phase intercumulus était plutôt riche en ces éléments. Le fractionnement nul entre terres rares lourdes ([Tb/Yb]N = 1) suggère une nature tholéiitique pour cette phase. Cet absence de fractionnement entre terres rares lourdes est commun aux quatre échantillons, ce qui suggère que les magmas ont été produits dans des environnements pétrologiques voisins, caractérisés par des conditions de pression faibles (source de type lherzolite à plagioclase). Néanmoins, les signatures géochimiques d’un gabbro doléritique (MIN2019) et de deux gabbros noritiques (MIN2075, MIN2021) sont assez différentes, et témoignent de sources distinctes. Le gabbro présente une composition mafique et basique, de type basaltique (SiO2 = 47,36% ; MgO = 7,59%). Son spectre d’éléments incompatibles (non représenté) est très peu fractionné, de type « quasi-chondritique ». Ceci montre que le magma originel était issu d’un manteau exempt de tout événement préalable important d’appauvrissement (fusion partielle) ou d’enrichissement (contamination). Inversement, les deux gabbros noritiques, de composition plus acide (SiO2 = 51,6-52,6%), mais néanmoins plus mafique (MgO ~ 15-16%), montrent un très net enrichissement en Th (> 2 ppm) et La (~ 10 – 11 ppm), relativement à Ta ([Th/Ta]N ~ 4-5), qui les apparentent aux roches calcoalcalines actuelles (Thiéblemont et al., 1994). Il en est de même de la lherzolite, qui pourrait être un faciès cumulatif d’un gabbro noritique.

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Les deux gabbros noritiques, très magnésiens, assez siliceux et pauvres en titane sont proches d’une boninite (Le Maitre et al., 1989), roche magmatique issue d’une fusion poussée (haute température) d’un manteau hydraté à basse pression (Crawford, 1989). Ce type de magma, de signature nettement « orogénique », s’observe dans les zones de convergence de plaques ou en contexte post-orogénique (Crawford, 1989). Dans le cas du Gabon, le contexte serait post-orogénique. Notons finalement que ces roches ont des teneurs en Ir non négligeables (Ir ~ 1-3 ppb), qui confortent leur intérêt en tant que ressource pour les platinoïdes.

Suite gabbroïque : gabbros à clinopyroxène et hornblende, roches ultrabasiques Cette suite gabbroïque est bien représentée sur le territoire de la feuille Mitzic, sous forme de filons de direction SSE–NNW à N-S recoupant le socle méso- à néoarchéen (Prian et al., 1998), ainsi que sur la feuille Makokou, où les filons sont parfois disposés le long de failles majeures (incluant l’accident de Nkol) (Abouma Simba et al., 2009a-b). Les roches les plus abondantes sont des gabbros à clinopyroxène et hornblende, dont la description sur le territoire de la feuille Mitzic (Prian et al., 1998) suggère qu’ils ont subi une phase d’altération hydrothermale tardive (saussuritisation du plagioclase, présence d’épidote, actinote, chlorite, séricite). Les roches ultrabasiques sont spatialement associées aux gabbros, sur le territoire de la feuille Mitzic (Prian et al., 1998), et décrites comme des méta-ultrabasites en raison de leur fréquente altération.

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Archéen à Paléoprotérozoïque

Orogène pré-éburnéen La définition d’un orogène pré-éburnéen permet de regrouper, dans un même ensemble lithostructural, des terrains remobilisés vers la limite Archéen – Paléoprotérozoïque (cf. supra). Ces terrains s’observent uniquement dans la partie ouest à centre-ouest du Gabon (Fig. 17), où ils recouvrent deux domaines migmatitiques reconnus de longue date :

• les migmatites du Domaine de Lambaréné – Waka, dans lesquelles des faciès remobilisés « homogènes » (migmatites de Waka) et « hétérogènes » (migmatites de Lambaréné) sont classiquement distingués (Hudeley et Belmonte, 1970 ; Thomas et al., 2001) ;

• les « noyaux » migmatitiques du Domaine de l’Ogooué, qui regroupent trois « dômes » ; Abamié au Nord, Diany – Miyolé au centre et Bouvondo-Obou et Moukandza au Sud (Chevallier et al., 2002).

Fig. 17. Localisation des terrains remobilisés vers la limite Archéen – Paléoprotérozoïque (~ 2500 Ma) rapportés à l’orogène pré-éburnéen. A la suite de Thomas et al. (2001), nous n’avons pas cherché à transposer, à l’échelle du 1/1 000 000, les distinctions établies à l’échelle du 1/200 000 au sein des ensembles orthomigmatitiques. Les dômes du Domaine de l’Ogooué apparaissent donc sous une teinte unique, qui couvre également les orthomigmatites du Domaine de Lambaréné – Waka. Dans ce dernier, des âges vers 2500 Ma sont bien établis pour un événement métamorphique de haute température (pro-parte migmatisation) (cf. supra), en revanche, les âges de protolithes

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y sont méso- à néoarchéens (~ 2900 – 2500 Ma ; Tableau 4.1). Il semble donc qu’une partie des granitoïdes soit synchrone de l’événement migmatitique. Comme les précédents, les granitoïdes des dômes gneisso-migmatitiques du Domaine de l’Ogooué montrent des âges méso- à néoarchéens (~ 2900 – 2500 Ma ; Tableau 4.2), en revanche, l’âge de la migmatisation y est mal établi (Mayaga-Mikolo, 1996). Outre les orthogneiss, le Domaine de Lambaréné – Waka inclut des métaplutonites, basiques à ultrabasiques, et des ensembles supra-crustaux, représentés par des paragneiss, des quartzites ferrugineux et des amphibolites. Un âge de métamorphisme prééburnéen est bien établi pour un métagabbro granulitique (2461 ± 8 Ma ; Tableau 4.1), en revanche les âges de protolithes restent mal connus. Un âge modèle Sm – Nd paléoarchéen (3170 Ma), obtenu sur le métagabbro granulitique, est d’interprétation non univoque (mise en place ou différenciation ancienne au sein du réservoir mantellique ?). Des âges à 2453 ± 9 Ma et 2147 ± 19 Ma, obtenus sur un gneiss basique (Tableau 4.1), sont cohérents avec la superposition d’une histoire pré-éburnéenne et éburnéenne, sans qu’il soit possible d’affirmer que l’âge le plus ancien serait celui du protolithe.

Métagabbros, ultrabasites Cet ensemble regroupe des roches basiques (métagabbros ± granulitiques, amphibolites) et des roches ultrabasiques, généralement rétromorphosées (talcschistes), dont certaines présentent le faciès « Pierre de Mbigou » exploité localement pour la production de statuettes traditionnelles. Ces roches peuvent se trouver en étroite association avec des gneiss acides, mais leurs relations initiales sont totalement transposées par la déformation. A l’affleurement, les métagabbros montrent une texture gneissique et une teinte sombre, noirâtre à vert foncé. Les roches granulitiques sont à grenat et clinopyroxène. Ils présentent une texture planaire soulignée par un rubanement minéralogique au sein duquel les assemblages minéraux sont granoblastiques polygonaux de grain fin. D’autres faciès sont à texture granoblastique à gros grain. Le clinopyroxène est abondant et frais (stable), en rubans massifs, associé à de l’orthopyroxène et souvent à de la hornblende. Le grenat rosé est abondant dans certains rubans. Le plagioclase calcique et le microcline sont peu représentés. Les ultrabasites forment des corps d’extension réduite non cartographiables. Le faciès le plus courant est une roche hydrothermalisée de couleur gris-vert, à talc, chlorite et apatite. Des niveaux à chlorite magnésienne alternent avec des niveaux à talc à cristallisation désordonnée. Une roche identifiée pétrographiquement comme une métakimberlite est également connue en enclave dans des gneiss migmatitiques de la feuille Lambaréné (Urien et N’Dong, 1983 in Prian et al., 2009a-b).

Paragneiss, quartzites ferrugineux, amphibolites Cet ensemble hétérogène couvre une gamme de faciès assez comparable à celle que l’on observe au sein du Groupe de Bélinga, et il n’est pas exclu que ces roches en soient des équivalents transposés dans les orogènes pré-éburnéen à éburnéen. Néanmoins, quelques tentatives de datations sur des quartzites ferrifères n’ont pas abouti, aussi préférons nous laisser ce problème en suspens. Les faciès essentiellement paragneissiques sont regroupés dans un « ensemble paradérivé », auquel la proximité de l’accident de l’Ikoye – Ikobé (cf. infra) confère une déformation sub-mylonitique. Il inclut des paragneiss micacés, des micaschistes, des métaquartzites à muscovite, des paramigmatites, des niveaux amphibolitiques, localement

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injectés par des granites leucocrates, et des filons de pegmatite à muscovite (Prian et al., 2009a-b). Les quartzites ferrugineux se présentent en occurrences discrètes au sein des orthogneiss migmatitiques ou en massifs d’extension cartographique, en association avec des roches para- ou orthodérivées : micaschistes à muscovite, amphibolites, parfois méta-ultrabasites, et gneiss quartzo-feldspathiques. Ils renferment de la magnétite, du grenat (almandin), de l’amphibole (cummingtonite) et du pyroxène. Cette paragenèse situe les conditions de métamorphisme dans la catazone. Le grenat se présente en porphyroblastes précoces, moulés par des rubans quartzeux et par de l’amphibole. La cummingtonite peut résulter de la rétromorphose d’orthopyroxène en conditions mésozonales. Dans certains échantillons, les amphiboles montrent deux plans de foliation qui témoignent d’une déformation polyphasée.

Orthogneiss, migmatites (~ 2469 – 2451 Ma) Les orthogneiss constituent les roches les plus communes au sein des domaines migmatitiques pré-éburnéens. Leurs compositions varient d’un pôle tonalitique à un pôle granitique, et elles montrent couramment des intercalations d’amphibolites, en bandes ou faisceaux d’enclaves. Leurs textures sont toujours nettement foliées, parfois rubanées et, parmi les faciès migmatitiques, des anatexites, métatexites et diatexites sont décrites. Ces faciès migmatitiques sont qualifiés d’hétérogènes, quand les gneiss se trouvent étroitement associés à des granitoïdes, et d’homogènes, quand ils sont principalement gneissiques (Hudeley et Belmonte, 1970). Sur le territoire de la feuille Lambaréné, les faciès dits hétérogènes montrent l’imbrication étroite entre un fond gneissique rubané et des bandes de granite leucocrate semblant « imbiber » les gneiss. En général, les roches migmatitiques présentent des paragenèses mésozonales dont les ferromagnésiens dominants sont la biotite et l’amphibole. Un gneiss charnockitique à grenat est décrit au sein du dôme de l’Abamié (Prian et al., 1990), qui témoigne de conditions granulitiques. La température en a été estimée à près de 810°C pour une pression minimale de 8 kb (Feybesse et al., 1998), mais ce métamorphisme est considéré par les auteurs comme éburnéen. Dans le Domaine de Lambaréné – Waka, les meilleurs marqueurs de conditions granulitiques sont les gneiss basiques décrits plus haut dont l’âge est clairement pré-éburnéen. Dans le Domaine de Lambéréné – Waka, des âges de migmatisation vers 2469 – 2451 Ma ont été obtenus sur des orthogneiss remobilisés ou sur des bandes leucocrates interpétées comme des mobilisats anatectiques (Prian et al., 2009a-b). Dans ces mêmes gneiss, des âges méso- à néoarchéens (2880 – 2677 Ma ; Tableau 4.1) sont considérés comme ceux des protolithes. En revanche, les âges de migmatisation dans le Domaine de l’Ogooué seraient éburnéens (cf. infra).

Granitoïdes : tonalites, granites leucocrates, granites d’anatexie L’appellation « granitoïdes » utilisée pour cet ensemble, exprime le fait que les roches qu’il recouvre sont peu déformées. Néanmoins ces dernières sont pétrographiquement hétérogènes et attestent de « venues » plutoniques d’âge et signification distinctes, que les données actuelles ne permettent pas de distinguer cartographiquement. Pour partie, ces granitoïdes correspondent à des intrusions mésoarchéennes épargnées par les déformations et migmatisations pré-éburnéennes et éburnéennes. De telles occurrences sont révélées par des datations sur zircon, qui mettent en évidence des âges mésoarchéens sur des roches décrites comme des granitoïdes pas ou peu déformés et non remobilisés :

• granite de Bouvondo (Guerrot et al., 1994), daté à 2929 ± 5 Ma (Tableau 4.2) au sud du Domaine de l’Ogooué ;

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• granodiorite faiblement déformée du secteur de Kolissen (feuille Lambaréné, Prian et al., 2009a-b), datée à 2880 ± 13 Ma (Tableau 4.1). Ces granitoïdes sont bien décrits sur le territoire de la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009ab). Il s’agit de roches mésocrates grenues de composition tonalitique à granodioritique, souvent très dures, qui peuvent passer latéralement à des gneiss granodioritiques et à des migmatites. Les enclaves d’amphibolites sont toujours fréquentes. En lame mince, les tonalites montrent une texture grenue xénomorphe, hétérogranulaire, à grands plagioclases dans un fond soit microgrenu, soit recristallisé en assemblages granolépidoblastiques. Le quartz peut être en plages allongées soulignant, comme la biotite et la chlorite, une texture planaire, mais aussi en plages diffuses caractérisant un probable hydrothermalisme. La biotite brune est abondante dans la mésostase. L’amphibole verte à vert bleuté et l’épidote en grands prismes coexistent avec de la chlorite verte. D’autres granitoïdes correspondent aux venues granitiques extensives « imbibant » les migmatites de type hétérogène du secteur de Lambaréné. Ces intrusions de granites leucocrates sont tardi- à post-migmatitiques, mais pourraient être d’âge pré-éburnéen, aussi bien que d’âge éburnéen. Finalement, certains granitoïdes du Domaine de Lambaréné – Waka sont désignés comme des granites d’anatexie (Artignan et al., 1986). Ces roches peuvent affleurer sur de vastes surfaces, ce qui permet leur représentation cartographique à l’échelle du 1/200 000 (Thiéblemont et al., 2009d-e). Il s’agit principalement de granites leucocrates à texture grenue subautomorphe à xénomorphe, constitués de quartz, plagioclase, microcline, biotite, chlorite et amphibole. Les accessoires sont l’apatite, le sphène, la muscovite, l’épidote, le zircon, la prehnite et la pumpellyite. Certains de ces minéraux (chlorite, épidote, prehnite, pumpellyite) attestent d’une rétromorphose à basse température. Des termes syénogranitiques, tonalitiques et quartzo-dioritiques sont également regroupés avec les granites d’anatexie (Artignan et al., 1986). Ces roches ne sont pas datées, elles se trouvent parfois dans l’environnement géographique des granites éburnéens (Massif de Fougamou en particulier, cf. infra), mais bien distincts de ces derniers par leur hétérogénéité et leur imbrication avec les roches migmatitiques. Un âge pré-éburnéen semble le plus probable, mais reste à confirmer.

Géochimie des roches archéennes du Domaine de Lambaréné – Waka L’étude géochimique réalisée dans le cadre du projet SYSMIN a porté sur trois types de roche métamorphique, échantillonnées dans le Domaine de Lambaréné – Waka :

• roches métabasiques (huit analyses) ; • roches métasédimentaires (quatre analyses) ; • granitoïdes remobilisés (sept analyses). Les analyses sont reportées dans le Tableau 13. Parmi les roches basiques, l’une (LAM0028B) présente des lentilles quartzo-feldspathiques qui suggèrent une contamination par les gneiss migmatitiques adjacents. La forte teneur en K2O (= 2,25%) est probablement liée à cette contamination et a pu affecter d’autres éléments incompatibles (Th, La, etc.).

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Tableau 13. Analyses chimiques de roches archéennes du Domaine de Lambaréné – Waka. Les chiffres en italiques correspondent à des dosages effectués par activation neutronique, le reste des analyses a été effectué par fluorescence X (majeurs) et ICP-MS (traces).

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Les autres roches basiques montrent des teneurs en SiO2 qui s’échelonnent de 43,8 à 50,1%, des teneurs en MgO qui varient de 5,1 à 15,6% et des teneurs en TiO2 très variables (= 0,59 – 3,25%). La roche la plus riche en magnesium (LAM0516) peut être qualifiée d’ultramafique (Cr = 1260 ppm ; Ni = 1426 ppm ; Co = 93,8 ppm). Parmi les huit roches, deux (LAM0022A et LAM0516) présentent une affinité alcaline traduite par des teneurs élevées en éléments incompatibles, et particulièrement Ta et La (Ta = 2,2 – 3,2 ppm ; La = 36,8 – 58,1 ppm). Cette affinité alcaline porte sur la roche ultramafique (LAM0516) ; celle-ci peut être supposée dériver d’un magma alcalin de haute température de type « océanite » ou picrite alcaline et d’âge archéen. Deux roches (FOU0122B, FOU0141), incluant une granulite basique, sont pauvres en silice (SiO2 = 43,8 – 46,6%), mais riches en fer (Fe2O3t = 19,3 – 22,2%) et titane (TiO2 = 2,84 – 3,25%). Ces caractères les rapprochent des termes différenciés ferro-titanés (gabbros ou basaltes) communs des suites transitionnelles ou tholéiitiques. Leurs teneurs modérées en Ta (~ 0,7 – 0,8 ppm) et La (~ 22 – 24 ppm), et leurs rapports Th/Ta, moyens à faibles (~ 1 – 3), témoignent d’une alcalinité modérée, cohérente avec une affinité transitionnelle. Finalement, trois roches (LAM0024B, LAM0348, LAM0320) aux teneurs moyennes en titane (TiO2 = 0,96 – 1,45%), montrent une affinité tholéiitique caractérisée par de faibles teneurs en éléments incompatibles (ex. Ta = 0,26 – 0,94 ppm ; La = 3,6 – 10,1 ppm) et de faibles rapports Th/Ta (= 1,6 – 3,1). Ces roches présentent des spectres d’éléments traces très proches de ceux d’un matériau chondritique qui suggèrent une origine à partir d’un manteau très peu fractionné, exempt de tout événement important préalable d’appauvrissement (fusion partielle) ou d’enrichissement (contamination). Les roches métasédimentaires analysées sont trois quartzites ferrifères (BIF) et un cipolin d’occurrence très locale échantillonné sur le territoire de la feuille Fougamou et enclavé dans le granite éburnéen du même nom (Thiéblemont et al., 2009d-e). Les roches de type BIF sont essentiellement siliceuses et ferrifères (SiO2 = 48,5 – 52,9% ; Fe2O3t = 35,3 – 43,7%), magnésiennes (MgO = 4 – 7,1%) et un peu alumineuse (Al2O3 = 0,7 – 2,8%). Singulièrement, leurs teneurs en certains éléments incompatibles tels Th (= 0,6 – 1,9 ppm) ou les terres rares (ex. La = 6,5 – 14 ppm ; Yb = 0,6 – 0,8 ppm) paraissent assez élevées. En revanche, leurs teneurs en Zr (< 15 ppm), Sr (< 15 ppm) ou Ta (< 0,3 ppm) sont très faibles. Le cipolin est essentiellement composé de silice (SiO2 = 50,9%), calcium (CaO = 19,7%), magnésium (MgO = 19,2%) et volatiles (PF = 5,1%). La roche carbonatée originelle, sans doute dolomitique, a été transformée en marbre à trémolite et clinopyroxène lors de son enclavement dans le granite de Fougamou. Sept gneiss migmatitiques et granitoïdes de composition intermédiaire à acide (SiO2 = 55,5 – 70,5%) ont été analysés. Toutes ces roches montrent de faibles rapports FeOt/MgO (= 1,8 – 2,5) et un caractère métalumineux à peralumineux (A/CNK = 0,74 – 1,37). Dans l’échantillon LAM1232a, le fort indice d’aluminosité (1,37) traduit un lessivage probable de Na (Na2O = 1,4%). Les sept échantillons sont pauvres en Ta et leurs rapports Th/Ta élevés (= 13 - 110) s’accordent avec une affinité calco-alcaline (« orogénique »). Dans ce cadre, deux groupes d’origines différentes peuvent être distingués :

• un groupe faiblement potassique (K2O = 0,9 – 1,43%) (LAM1266, LAM0028C, LAM0028A, FOU1424), à teneurs modérées en éléments traces incompatibles (Th = 3,8 – 11 ppm ; La = 19 – 48 ppm), mais à fortes teneurs en alumine (Al2O3 = 15,3 – 18,9%) et fractionnement marqué entre terres rares lourdes (Yb < 0,5 ppm ; [Tb/Yb]N = 3 – 5 ). Ces roches s’apparentent aux tonalites de type « High-Al – Low-Yb », (Arth, 1979 ; Barker, 1979) ; celles-ci sont classiquement interprétées comme les produits de

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la fusion de roches basiques à haute pression : croûte océanique subductée ou croûte inférieure mafique ;

• un groupe plus potassique (K2O = 2,48 – 3,92%) (LAM1232a, LAM0511, FOU1407), plus riche en éléments traces incompatibles (Th = 13 - 21 ppm ; La = 37 – 106,9 ppm), mais plutôt pauvre en alumine (Al2O3 = 12 – 14,2%) et riche en Yb (= 2,3 – 6,5 ppm ; [Tb/Yb]N ~ 1 - 2). Le caractère « enrichi » de ces roches suggère la contamination par des matériaux crustaux de type « évolué ». Le fractionnement nul ou modéré entre terres rares lourdes suggère un environnement de moyenne ou basse pression. En résumé : Un trait remarquable des roches basiques analysées est leur analogie avec des roches magmatiques actuelles associées à des environnements extensifs : basaltes alcalins, transitionnels ou tholéiitiques et, picrites alcalines. En revanche, aucune ne montre les caractères spécifiques des basaltes orogéniques (sensu-lato « calco-alcalins »). De même, aucune ne présente la signature « appauvrie » (Hofmann, 1988) caractéristique des basaltes de rides médio-océaniques. Le caractère quasi-chondritique de certaines témoigne d’une origine à partir d’un manteau très peu fractionné, que l’on peut supposer avoir été assez commun à l’Archéen. Les roches acides (orthogneiss migmatitiques et granitoïdes), d’âge méso- à néoarchéen, montrent une affinité calco-alcaline et des signatures nettement orogéniques dont la variabilité suggère deux processus génétiques : • fusion partielle de matériaux basiques portés à haute pression (subduction ou fusion de croûte inférieure ?) ; • remobilisation à moyenne ou basse pression de matériaux crustaux évolués. Les roches de type BIF sont singulièrement assez riches en certains éléments incompatibles, et un cipolin dérive d’une dolomie.

Déformation dans le domaine pré-éburnéen : un problème en suspens Les aires migmatitiques du Domaine de Lambaréné – Waka superposent une déformation éburnéenne à une structuration pré-éburnéenne. Cet épisode métamorphique pré-éburnéen est clairement établi par les datations effectuées lors du projet SYSMIN. En revanche, les noyaux gneisso-migmatitiques du Domaine de l’Ogooué présentent des âges de protolithes clairement pré-éburnéens (Mayaga-Mikolo, 1996), sans indice clair d’un événement tectonométamorphique de cet âge. Le soubassement gneissique de l’Ouest-Gabon, d’âge probablement méso- à néoarchéen, a donc été porté à haute température et/ou granitisé vers ~ 2500 Ma. Après exhumation et érosion, ce soubassement semble avoir constitué le socle des séries paléoprotérozoïques du Bassin anté-orogénique éburnéen (cf. infra). L’histoire syn- à post-orogénique prééburnéenne est aujourd’hui très mal connue et la superposition d’un épisode éburnéen à l’épisode pré-éburnéen, rend particulièrement délicate la détermination des caractères propres à ce dernier.

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Paléoprotérozoïque

Orogène éburnéen Schéma lithostratigraphique d’ensemble Parmi les domaines sédimentaires paléoprotérozoïques, la présente carte distingue trois grands ensembles lithostratigraphiques (Fig. 18) :

• le Bassin anté-orogénique, qui correspond à l’unité structurale de l’Ogooué, dite encore Complexe de l’Ogooué ou nappe de l’Ogooué ;

• les bassins syn-orogéniques, représentés par le Complexe de Kolissen et le Groupe de N’Djolé ;

• le domaine d‘avant-pays, qui correspond aux bassins francevilliens (incluant la « série de l’Okanda – Massima »).

Fig. 18. Schéma structural de l’orogène éburnéen. Les arguments lithostratigraphiques (incluant les datations radiochronologiques) pour ces divisions sont détaillés dans la première partie de cette notice et nous n’y reviendrons pas. Il convient toutefois de souligner que l’interprétation que nous proposons marque une rupture assez nette avec les modèles antérieurs. Parmi ces modèles, les deux principaux (Fig. 19) sont dus à Feybesse et al. (1998) et Prian et al. (1998), et sont respectivement qualifiés de « hyper-allochtone » et « para-autochtone » par Chevallier et al. (2002). Nos différences d’interprétations portent essentiellement sur la lithostratigraphie :

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• calage stratigraphique des terrains peu métamorphiques rapportés à la partie inférieure du Complexe de l’Ogooué (unité « O1 » de Prian et al., 1990) ;

• relation entre les terrains paramétamorphiques de l’Ogooué et les noyaux migmatitiques de type Abamié. Ces considérations lihostratigraphiques nous font apparaître comme très improbables certains aspects du modèle hyper-allochtone, bien que le statut de nappe crustale attribué au Complexe de l’Ogooué nous semble justifié (cf. infra). Cette interprétation allochtone est en opposition avec le modèle para-autochtone.

Fig. 19. Schéma structural du Paléoprotérozoïque (A) et coupes interprétatives de l’orogène éburnéen telles que proposées par Prian et al. (1998) (B - modèle dit « para-autochtone ») et Feybesse et al. (1998) (C – modèle dit « hyper-allochtone) (d’après Chevallier et al., 2002). La principale différence entre notre interprétation et celle retenue sur les cartes géologiques à l’échelle du 1/200 000 (Prian et al., 1990 ; 1991 ; 1998) tient à la distinction, au sein du Domaine de l’Ogooué, de deux ensembles métasédimentaires :

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• un ensemble mésozonal ou Complexe de l’Ogooué stricto-sensu ; • un ensemble épizonal, qui constitue le prolongement cartographique naturel vers l’Est des schistes anchi- à épimétamorphiques du Groupe de N’Djolé (feuille Lambaréné, Prian et al., 2009a-b) et de la région de Nkan (feuille Kango, Nagel et al., 2009a-b). Relativement aux schémas cartographiques antérieurs, ceci équivaut à attribuer l’unité dite « O1 » de l’Ogooué (Prian et al., 1990) au Groupe de N’Djolé. La description de cette unité comme un « ensemble schisteux, très monotone, comprenant des schistes sériciteux à chloriteux, gris à roses, des schistes noirs avec localement des passées très ampéliteuses à mouches de pyrites, et des intercalations de siltites roses à blanches » (Prian et al., 1990) en font le strict équivalent lithologique des schistes de N’Djolé, tels que décrits sur la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009a-b). Néanmoins, des quartzitoschistes et schistes sériciteux à biotite et grenat y sont également mentionnés (Prian et al., 1990), qui suggèrent des conditions de métamorphisme mésozonales difficilement compatibles avec celles prévalant dans les schistes et siltites adjacents. Sur le territoire de la feuille Mitzic (Prian et al., 1998), cette association prend une expression singulière, puisque des quartzites rapportés à l’unité la plus métamorphique de l’Ogooué (unité « O3 ») sont représentés au sein des schistes épimétamorphiques O1 (Fig. 20). Nous avons pu observer cette association à l’occasion des travaux du projet SYSMIN près du village de Biboulou, sur l’axe routier N’Djolé – Lalara. L’affleurement expose la superposition (Photo 5) :

• à la base, de paragneiss à grenat et biotite polydéformés (Photo 6) et montrant une phase de plissement isoclinale précoce (Photo 7) ;

• au sommet, de schistes gris anchizonaux à faciès typique des sédiments du Groupe de N’Djolé (Photo 8).

Biboulo u

Fig. 20. Détail de la feuille Mitzic (Prian et al., 1998) montrant la présence d’intercalations de terrains rapportés à l’unité mésozonale O3 (terrains annotés χ) (zone cerclée) au sein des terrains épizonaux de l’ensemble O1. Localisation de l’affleurement de Biboulou.

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Dans ces schistes, la principale déformation est une structuration en plis d’échelle métrique à plurimétrique, à axes horizontaux légèrement déversés vers l’Est. Cette phase affecte les gneiss sous-jacents, dont elle replisse la foliation majeure (Photos 9 et 10). Un trait singulier du passage des sédiments anchizonaux aux gneiss mésozonaux est son apparente continuité à l’échelle de l’affleurement ; sur une dizaine de mètres d’épaisseur les schistes très tendres semblent passer à des roches plus massives de type micaschiste, puis aux gneiss. Nous verrons que cette transition reflète l’accolement tectonique entre une unité métamorphique encore chaude et une couverture schisteuse en cours de déformation (cf. infra). La coupe de Biboulou met en évidence le caractère composite de la supposée « Série de l’Ogooué » ; celle-ci associe en fait deux unités mises en contact lors du charriage de la nappe de l’Ogooué sur les sédiments du bassin de N’Djolé, dont le dépôt est syn-orogénique (cf. supra). Ces résultats nous amènent à faire apparaître comme anormal le contact séparant les domaines méso- à catamétamorphiques de l’Ogooué et le Groupe de N’Djolé, cette appellation recouvrant l’unité peu métamorphique « O1 » de l’Ogooué. Ce contact oppose un ensemble polymétamorphique (Fig. 18) et polydéformé à un ensemble épimétamorphique co-structuré (en phase tardive) avec le précédent (Photos 5 à 10).

Schistes anchizonaux

Paragneiss à Gt Photo 5. Vue de l’affleurement de Biboulou (Est à droite) montrant, au sommet, les schistes du Groupe de N’Djolé et, vers la base, les paragneiss à grenat du Complexe de l’Ogooué.

Photo 6. Vue d’un paragneiss montrant l’existence d’une foliation mésozonale précoce.

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P2 P1

Photo 7. Vue de détail (Est à droite) montrant l’existence d’un pli isoclinal précoce (P1) au sein des paragneiss affectés par des plis tardifs (P2).

Photo 8. Vue de détail des schistes anchizonaux montrant une surface S0 microplissée par des plis P2.

Photo 9. Vue d’ensemble des paragneiss (Est à gauche) montrant leur replissement par des plis P2 déversés vers l’Est.

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Photo 10. Vue de détail montrant le replissement d’un paragneiss par un pli P2 affectant également des filons quartzeux au sein du paragneiss. Ce plissement P2 s’accompagne ici de la cristallisation d’une biotite secondaire. Un autre problème concerne la relation entre les terrains métamorphiques de l’Ogooué et les noyaux migmatitiques de type Abamié. Un point essentiel nous semble être la présence d’un « ruban » cartographique de roches vertes (amphibolites, cf. infra), rapporté à une unité métavolcanique basale de l’Ogooué (sous-unité O3v), en bordure des noyaux migmatitiques. Cette disposition est restituée dans la présente carte à 1/1 000 000, par la distinction, au sein du Complexe de l’Ogooué, des ensembles métabasiques. Une telle dispositon ne nous semble compatible avec aucun des deux modèles évoqués plus haut. Dans le modèle para-autochtone, les noyaux seraient des dômes migmatitiques synchrones de la phase de déformation majeure de l’Ogooué et intrusifs dans la série de l’Ogooué (Prian et al., 1990). Cette interprétation est incompatible avec l’hypothèse d’une position stratigraphique des roches vertes, puisque cette dernière, qui suppose que ces roches se situent vers la base de la série, conduit à considérer le contact entre les noyaux migmatitiques et le Complexe de l’Ogooué comme un contact stratigraphique. De même, rien n’indique que la migmatisation des ensembles de type Abamié soit intervenue lors de la phase de structuration majeure de l’Ogooué (étant ainsi désignée la phase responsable de l’architecture d’ensemble du Domaine de l’Ogooué et qui, de fait, est plutôt tardive). Dans le modèle hyper-allochtone, les noyaux migmatitiques seraient des nappes de socle migmatisées lors de la culmination métamorphique éburnéenne, transportées sur le Complexe de l’Ogooué, puis replissées avec lui dans le cours de l’orogenèse (Feybesse et al., 1998). Là encore, l’hypothèse de transport tectonique est difficilement conciliable avec la présence de la sous-unité de roches basiques O3v, à la limite entre les métasédiments et les ensembles gneissiques. De même, le contact mylonitique supposé à la base de ces ensembles n’est jamais mentionné sur les cartes géologiques à l’échelle du 1/200 000 (feuilles Booué, Mouila et Mitzic). Les modèles précédents proposent un calage très différent pour l’événement migmatitique dans les noyaux gneisso-migmatitiques de type Abamié :

• synchrone de la phase d’enfouissement majeure dans le modèle hyper-allochtone ; • synchrone de la phase de structuration majeure dans le modèle para-autochtone. Les âges sur zircons obtenus sur les migmatites de l’Abamié suggèrent une mise en place des granites initiaux vers 2500 Ma (âges pré-éburnéens) (Tableau 4.2). Des âges sur monazite à 2494 ± 49 Ma, 2208 ± 38 Ma, 2122 ± 43 Ma et 2088 ± 32 Ma sont également obtenus (Tableau 4.2 ; Mayaga – Mikolo, 1996), auxquels il nous semble difficile de donner

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une interprétation univoque. L’âge pré-éburnéen, proche de ceux obtenus sur zircons, peut être supposé celui de la mise en place, et l’âge à 2122 Ma, identique à celui obtenu pour la culmination métamorphique dans le Complexe de l’Ogooué, pourrait être celui de la migmatisation. Pour Feybesse et al. (1998), l’âge à 2208 Ma serait celui d’un premier métamorphisme affectant le Domaine de l’Ogooué, mais cette interprétation est très loin d’être univoque. On peut néanmoins retenir qu’à un certain stade de l’évolution tectonométamorphique, les noyaux gneisso-migmatitiques et les métasédiments de l’Ogooué se trouvaient simultanément dans les conditions de culmination métamorphique, ce qui suggère que ces deux entités étaient deux éléments d’un même ensemble lithostructural. Les données détaillées précédemment nous amènent à considérer comme le plus probable une relation noyaux migmatitiques (Abamié) – ensembles paramétamorphiques (Ogooué), comme étant de type socle – couverture. Dans cette hypothèse, les ensembles volcaniques de base (O3v) représenteraient les témoins de l’épisode de distension (rifting, Haccard, 1986) à l’origine de l’ouverture du Bassin anté-orogénique de l’Ogooué. Un autre ensemble de données cohérent avec cette interprétation est fourni par les datations sur zircons réalisées dans les paragneiss de l’Ogooué (Tableau 4.2). Celles-ci situent vers 2500 Ma l’âge maximal de mise en place des sédiments de l’Ogooué. Ceux-ci dérivent en partie de l’érosion d’un socle pré-éburnéen dont témoigneraient désormais les granitoïdes des noyaux gneisso-migmatitiques de type Abamié. En résumé : Le schéma lithostratigraphique adopté dans la présente carte pour la représentation de l’Orogène Ogooué est le suivant. Il reconnaît une vaste unité allochtone, associant une couverture sédimentaire (Complexe de l’Ogooué) déposée après 2500 et avant 2120 Ma, sur un socle pro-parte pré-éburnéen (Complexe de type Abamié). Cette unité, à valeur de bassin intra-orogénique, a été affectée par l’orogenèse éburnéenne dont a découlé sa transposition tectonique et métamorphique. Cette évolution à abouti au transport de l’unité (nappe) sur les sédiments du Groupe de N’Djolé, dont le dépôt s’est déroulé au cours de l’évolution éburnéenne (bassin syn-orogénique). Ultérieurement, les deux ensembles ont été codéformés.

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Bassin anté-orogénique Complexe de l’Ogooué (~ 2500 – 2120 Ma) L’origine supra-crustale du Complexe de l’Ogooué est démontrée par la nature métasédimentaire des roches qui le composent. En revanche, ces roches ont subi un intense métamorphisme qui indique qu’elles ont été portées à des températures et pressions élevées par enfouissement tectonique. La lithologie du complexe est assez monotone, les roches détritiques plus ou moins alumineuses en constituent le type dominant ; il s’y s’ajoute les métavolcaniques basiques de l’unité O3v. Des unités dites « lithométamorphiques » sont définies par Prian et al. (1990), qui associent un degré de métamorphisme et une lithologie particulière. En excluant l’unité O1, que nous sortons du Complexe de l’Ogooué, deux unités subsistent ; O2 et O3. Chacune comprend des micaschistes, des paragneiss et des quartzites, mais ceux-ci sont en proportions variables ; les roches massives sont plus abondantes dans l’unité O3. La présence de sillimanite dans l’unité O3 et de staurotide dans l’unité O2 constitue un autre élément de discrimination, supposé à valeur d’isograde. Néanmoins de la staurotide est mentionnée dans l’unité O3. Les calculs thermométriques indiquent des gammes de valeurs légèrement différentes dans les deux unités : 561 – 514 °C (± 50°C) dans O3 et 525 – 423°C (± 50°C) dans O2, avec un maximum de ~ 800°C dans l e Complexe de l’Abamié (paragenèse charnockitique). Il est probable que l’absence de sillimanite dans l’unité O2 soit liée à ces températures plus faibles, néanmoins, une telle différence est d’ordre métamorphique (isograde ?) et non lithostratigraphique. Dans la présente carte, nous avons regroupé les unités O2 et O3 dans un même complexe, et distingué au sein de ce complexe deux entités de faciès :

• les paragneiss et micaschistes mésozonaux à ± grenat. • les métavolcanites et métaquartzites ;

Paragneiss et micaschistes mésozonaux à ± grenat Les paragneiss et micaschistes constituent les principaux faciès du Complexe de l’Ogooué. Les premiers se présentent en assises pluri-hectométriques à pluri-kilométriques entre lesquelles les micaschistes forment des bandes pluri-hectométriques (Prian et al., 1990). Dans le détail, tous les intermédiaires semblent néanmoins exister entre paragneiss et micaschistes ; ces lithologies témoignent d’une série sédimentaire assez immature associant des roches gréso-pélitiques et volcano-détritiques ; arkoses et grauwackes. Les paragenèses observées témoignent d’une nature plus ou moins alumineuse et de conditions de métamorphisme mésozonales. Les roches les plus immatures sont des paragneiss à plagioclase (abondant), quartz, biotite et feldspath potassique, qui évoluent vers des faciès plus alumineux à deux micas, sillimanite, staurotide et localement grenat. Les accessoires sont le zircon et le rutile (paragneiss), auxquels s’ajoutent l’apatite et les sulfures (micaschistes). Les roches moins métamorphiques (unité O2) sont dépourvues de sillimanite, mais renferment systématiquement de la staurotide et du grenat. La biotite est abondante et montre parfois deux générations de cristaux. Par endroits, des roches blanches à blastes plus ou moins orientés d’amphibole forment des bandes pluri-décimétriques et des amandes étirées dans la foliation principale. Ces roches,

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qui montrent un fond granoblastique à quartz et plagioclase, sont classiquement dénommées « gneiss à silicates calciques » ; elles correspondent, à l’évidence, à d’anciennes microtonalites dont l’occcurrence initiale, probablement filonienne, a été transposée tectoniquement (boudinage). Outre l’amphibole (hornblende), elles comprennent un plagioclase calcique, du quartz, du clinopyroxène et des grenats. Cette paragenèse montre qu’elles ont subi le même métamorphisme que leur encaissant. Comme lui, elles ont été plus ou moins rétromorphosées en schistes verts (actinote, épidote, clinozoïsite, séricite). Les accessoires sont le sphène et l’apatite.

Métavolcanites et métaquartzites Cette entité de faciès correspond essentiellement à l’unité O3v, qui forme un ruban continu ceinturant les noyaux gneisso-migmatitiques ; cette position la situe à la base de la série sédimentaire du Bassin anté-orogénique. Localement, l’entité s’évase (sud du Domaine de l’Ogooué, feuille Mouila) ; cet élargissement correspond à une abondance particulière de roches métavolcaniques, rattachées par Prian et al. (1991) à une unité spécifique : les « ceintures de roches vertes de Dondo-Mobi, Etéké, Kembélé, Ovala ». Les auteurs situent ces roches vertes mésozonales à la base de la « Série » de l’Ogooué. Il nous semble logique de les regrouper avec l’unité O3v. Outre les roches métavolcanites, l’unité O3v comprend des métaquartzites à faciès jaspoïde, ainsi que des termes métasédimentaires communs au reste du Complexe de l’Ogooué : paragneiss micacés et passées de schistes noirs (Prian et al., 1990). L’association étroite métavolcanites – métaquartzites nous a amenés à regrouper ces deux faciès, néanmoins, vers le sommet de la série, près de la limite avec le Groupe de N’Djolé, les bandes N-S alternant avec les paragneiss et micaschistes sont uniquement des métaquartzites. La figuration de ces métaquartzites révèle la structure majeure (et tardive, cf. infra) du Complexe de l’Ogooué en plis à axes ~ N-S subhorizontaux plus ou moins déversés vers l’Est (flanc oriental) ou vers l’Ouest (flanc occidental). Les roches basiques sont de deux types :

• des amphibolites à amphibole, plagioclase calcique et clinopyroxène ; • des amphibolites à grenat. Ces roches sont nettement foliées et plus ou moins rétromorphosées. Cette rétromorphose se traduit par l’apparition d’une paragenèse caractéristique des conditions du faciès schiste vert : actinote, chlorite, épidote, parfois associée à la séricite au sein des plagioclases (saussuritisation). La présence de clinopyroxène, dans la paragenèse précoce, témoigne de conditions proches de la catazone. Les accessoires sont principalement du sphène. Les roches à grenat ont fait l’objet d’une étude thermo-barométrique détaillée (Feybesse et al., 1998). Les conditions de culmination ont été estimées à ~ 700°C pour une pression de ~ 12 kb. Ce qui situe les températures entre celles des paragneiss et micaschistes périphériques (~ 580°C – P ~ 8 kb, cf. infra) et celles des charnockites des noyaux gneissomigmatitiques (~ 800°C – P > 8 kb). Par ailleurs, u ne datation par la méthode Sm – Nd sur minéraux et roche totale a été effectuée sur les amphibolites à grenat qui situe l’âge de la culmination métamorphique à 2120 ± 38 Ma (Mayaga-Mikolo, 1996). Cet âge correspond à la profondeur maximale atteinte par ces roches lors de leur enfouissement tectonique (souscharriage ou subduction). Les roches ultrabasiques ne s’observent que dans les ceintures de roches vertes de la partie méridionale du Domaine de l’Ogooué (feuille Mouila, Prian et al., 1991), dont elles constituent le faciès dominant. Prian et al. (1991) les décrivent comme des roches tendres,

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de teinte claire, à touché talqueux et débit schisteux. La rétromorphose et la déformation ont totalement effacé les textures et paragenèses initiales, sauf dans quelques rares échantillons dont la texture évoque les komatiites (texture de type spinifex). Les compositions minéralogiques à trémolite, serpentine, chlorite magnésienne et talc sont typiques de roches ultrabasiques épi- à mésozonales. Les accessoires sont les sulfures et le rutile. Une altération hydrothermale s’accompagne de la cristallisation de calcite. Les analyses chimiques de ces roches ultrabasiques confirment leur appartenance à une lignée komatiitique. Les roches basiques associées définissent une lignée tholéiitique distincte des komatiites. Les métaquartzites associés aux métabasites de l’unité O3v se caractérisent par l’association paragénétique cummingtonite – grenat, qui témoigne de conditions mésozonales. A l’écart des noyaux gneisso-migmatitiques, vers le contact avec les schistes du Groupe de N’Djolé, les faisceaux de métaquartzites représentés sur la présente carte correspondent à des intercalations de métagrès quartzitiques (Prian et al., 1990) au sein des micaschistes à grenat et staurotide. Elles montrent un fond granoblastique, à quartz et plagioclase, sur lequel se superposent une ou deux générations de biotite et du grenat poecilitique. Les accessoires sont l’apatite, le zircon et des cristaux épars de sulfures.

Histoire métamorphique et structurale du Complexe de l’Ogooué Le Complexe de l’Ogooué se caractérise par un degré de métamorphisme méso- à catazonal (paragenèses à biotite, localement clino-, voire orthopyroxène), sous un régime de relativement haute pression (grenat omniprésent). Ceci témoigne d’un enfouissement tectonique important attribuable à l’orogenèse éburnéenne. Il semble que cette histoire soit au moins partiellement commune à la série métasédimentaire et aux granitoïdes des noyaux gneisso-migmatitiques. Néanmoins, les données disponibles sur ces derniers sont encore insuffisantes pour y faire la part entre événements éburnéens et pré-éburnéens. Postérieurement à leur enfouissement, les roches du Complexe de l’Ogooué ont été exhumées et c’est ce processus d’exhumation qui est responsable de leur position actuelle au contact des schistes anchi- à épizonaux du Groupe de N’Djolé. L’ensemble de cette histoire est enregistré dans les structures et paragenèses ; leur interprétation met en évidence une succession de processus mécaniques, thermiques et barométriques, qui traduisent les états successifs du bâti rocheux lors de l’orogenèse éburnéenne. Le Tableau 14 suivant résume les estimations thermo-barométriques déduites de l’étude pétrologique d’échantillons des différentes unités de l’orogène éburnéen (Feybesse et al., 1998). Ces estimations ont permis de construire les cheminements propres à chaque unité dont seul celui du Complexe de l’Ogooué est figuré sur la Fig. 21 (d’après Chevallier et al., 2002). La trajectoire métamorphique du Complexe de l’Ogooué, représentée sur un diagramme P T (Fig. 21) (Feybesse et al., 1998), montre la superposition de deux événements métamorphiques marqués par des évolutions successivement progrades (augmentations conjointes de P et T), puis rétrogrades (chute de P plus ou moins corrélative d’une baisse de T). La première « période » (E1), caractérisée par une évolution de type « anti-horaire » (pic barométrique postérieur au pic thermométrique), est imprécisément datée vers 2208 ± 38 Ma. Selon Feybesse et al. (1998), elle correspondrait à une phase tectonique probablement associée à l’édification d’un premier système de nappes, selon des modalités qui restent encore très mal connues. L’âge à 2208 Ma nous semble assez hypothétique (cf. supra),

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mais on peut néanmoins retenir l’existence, dans certains paragneiss de l’Ogooué, d’une paragenèse relique héritée d’une première période métamorphique. Unité Complexe de l’Ogooué Complexe de l’Abamié Groupe de N’Djolé Unité de l’Okanda Massima

Evénément

Paragenèse

E1

Bt, Ms, Gt, St, Ky, Ilm

E2

Bt, Ms, Gt, St, Sill

7,5-8 kb – 500-550°C

E1

Gt, Hb, Pl

≥ 10 kb - > 700°C

E2

Cpx, Opx, Gt, Pl

~ 8 kb – 810°C

E1? E2

Hb Ab, Ep, Chl

E2

Culmination P-T 6,5-7 kb – 610°C

7,5 kb – 650°C Schiste vert, < 400°C Pas d’événement E1 Schiste vert, ~ 3,5 kb Ab, Ep, Chl 400°C

P-T finales 4 kb – 450°C 1-1,5 kb – 450°C ? 5 kb – 550°C ? -

Tableau 14. Estimations P – T obtenues pour les épisodes métamorphiques enregistrés dans les différentes unités de l’orogène éburnéen. Des estimations obtenues sur les unités de N’Djolé et de l’Okanda – Massima d’après les compositions d’amphiboles reliques n’ont pas été retenues. Les études pétrographiques (Prian et al., 1990 ; 2009a-b) montrent clairement le caractère anchi- à épimétamorphiques de ces unités ; la présence accidentelle de hornblende peut être attribuée à l’existence d’enclaves de roches basiques d’origine métamorphique et/ou magmatique.

Fig. 21. Trajectoire métamorphique « P – T – t » déterminée par Feybesse et al. (1998) pour les métasédiments du Complexe de l’Ogooué. La deuxième période (E2), caractérisée par une évolution de type « horaire » et un régime métamorphique barrowien, aboutit à un fort enfouissement tectonique (profondeur de 20 à

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35 km) qui porte les roches à une température de l’ordre de 550°C (Feybesse et al., 1998). La culmination métamorphique se produit vers 2120 Ma, puis les roches subissent une décompression considérable de type adiabatique, c'est-à-dire à température quasiconstante. Selon la trajectoire déterminée par Feybesse et al. (1998), le bâti rocheux est à une température de l’ordre de 450°C lorsqu’il attei nt 1 kb (soit une profondeur de l’ordre de 3 km) (Fig. 21). On peut penser qu’il se trouve alors dans sa position définitive, l’exhumation ultérieure étant uniquement due à l’érosion. Cette remontée adiabatique (que l’on peut supposer très rapide) est caractéristique de l’évolution induite par un processus d’exhumation tectonique. Ce Complexe subit donc deux « mouvements » successifs :

• un enfouissement qui le porte à plus de 20 km de profondeur ; • une exhumation rapide qui le ramène vers la surface, alors qu’il est à peine refroidi. Ces évolutions sont caractéristiques d’un système de charriage et conduisent à interpréter le Complexe de l’Ogooué comme une nappe initialement sous-charriée (« subductée »), puis « obductée ». Cette obduction se produit au sein des sédiments du Bassin syn-orogénique de N’Djolé, qui se déposaient alors que la nappe de l’Ogooué était sur une trajectoire rétrograde. Ces estimations thermo-barométriques fournissent un cadre pour les processus de déformation successifs qui affectent le Complexe de l’Ogooué. L’évolution majeure « E2 » s’accompagne d’au moins trois phases de déformation, marquées par trois générations de structures. La phase principale (ou plutôt la plus évidente dans l’agencement structural actuel) est la phase D2. Celle-ci s’accompagne d’une foliation F2 qui transpose totalement les foliation F1 et stratification S0 antérieures (Prian et al., 1990). C’est à cette phase D2 que sont attribués les mégaplis d’axe subhorizontaux et de direction N350° à N20°E qui donnent son « modelé » général au Domaine de l’Ogooué. Selon nos propres observations, ces plis déversés vers l’Est sur le flanc oriental de la mégastructure, affectent à la fois le Complexe de l’Ogooué et le Groupe de N’Djolé (Photos 7 à 10). Ils seraient donc postérieurs au charriage de la nappe de l’Ogooué sur le Bassin syn-orogénique de N’Djolé. L’histoire antérieure, marquée par l’enfouissement tectonique du Complexe, puis son exhumation, couvrirait l’ensemble des structures pré-existantes à la foliation F2. Les plus évidentes sont des plis isoclinaux reployant une stratification S0 et une foliation F1 (Photos 6 et 11). Selon la trajectoire P-T-t déterminée par Feybesse et al. (1998), l’histoire tardi-exhumation (la nappe se trouvant à une pression de ~ 1 kb) se serait déroulée alors que le Complexe se trouvait à une température toujours élevée (~ 450°C ). Des recristallisations métamorphiques en conditions mésozonales ont pu se produire tout au long de l’histoire tectonique de la nappe de l’Ogooué, une fois ces conditions atteintes lors du cheminement prograde. Sur la coupe de Biboulou (cf. supra), le plissement majeur tardif (P2) apparaît effectivement associé à l’apparition d’une biotite secondaire synfoliale qui témoigne de la persistance de conditions mésozonales dans les paragneiss de l’Ogooué (Photo 10). A l’inverse, le plissement dans les schistes de N’Djolé sus-jacents opère en conditions anchi- à épizonales (séricite).

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Photo 11. Plis isoclinal précoce (Est sur la droite) repris dans le flanc d’un pli tardif au sein des paragneiss du Complexe de l’Ogooué. En résumé : Le Complexe de l’Ogooué correspond à une ancienne série détritique à volcano-détritique déposée sur un socle pro-parte pré-éburnéen après ~ 2500 et avant 2120 Ma. La sédimentation dans ce bassin semble avoir débuté par la mise en place d’un ensemble métavolcanique basique à ultrabasique. Lors de l’orogenèse éburnéenne, la série sédimentaire et son socle ont été successivement : • enfouis par subduction à une profondeur d’au moins 20 km ; • obductés au sein d’un bassin syn-orogénique ; • déformés concomitamment des sédiments du bassin syn-orogénique. L’exhumation intervenue au stade 2 semble avoir été très rapide ; les roches préalablement métamorphisées étaient probablement encore chaudes lorsqu’elles ont été mises au contact des sédiments.

Série d’Ovala (micaschistes, gneiss, leptynites, quartzites) L’appellation de « Série d’Ovala » désigne un ensemble particulier de roches métamorphiques, à minéralisation aurifère, en contact direct avec les gneiss et migmatites du « dôme » de Bouvondo, dans la partie sud du Domaine de l’Ogooué (Prian et al., 1991). Nous les avons attribuées à l’ensemble paléogéographique des bassins anté-orogéniques, car elles semblent affectées par le métamorphisme de moyen à haut degré commun au Complexe de l’Ogooué. Selon les descriptions de Prian et al. (1991), il pourrait s’agir de témoins pincés d’une série pro parte de « type francevillien » enchassés tectoniquement dans les terrains gneisso-migmatitiques. Sur la précédente édition de la carte géologique du

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Gabon à 1/1 000 000 (Thomas et al., 2001), les roches d’Ovala apparaissent comme un ensemble de gneiss de type « O3 » isolés au sein du massif de Bouvondo. Ces roches se présentent en un ensemble de lanières de largeur pluri-kilométrique et longueur décakilométrique orientées SSW – NNE. Les micaschistes à muscovite sont assez abondants. La muscovite, synschisteuse, et parfois accompagnée de fuchsite ou disthène. Les roches peuvent être riches en pyrite. Elles sont interprétées comme d’anciens tufs acides hydrothermalisés antérieurement à leur métamorphisme (Prian et al., 1991). Les gneiss sont des roches massives qui encadrent les micaschistes précédents. Les termes plagioclasiques sont constitués de quartz, plagioclase, biotite, muscovite, grenat, staurotide et parfois amphibole. Le sphène et le rutile y sont abondants. Les termes quartzeux, proche de quartzites, se caractérisent par la présence de disthène, auquel est associé du plagioclase, de la staurotide et du grenat, en proportions extrêmement variables. Une origine métavolcanique (tufs et pyroclastites) est également envisagée pour ces faciès. Les leptynites sont très subordonnées. Elles sont riches en microcline, quartz et muscovite, auxquels s’ajoute un peu d’albite. Il s’agirait d’anciennes hydrothermalites à adulaire métamorphisées.

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Bassins syn-orogéniques Dans le schéma adopté sur la présente édition de la carte géologique du Gabon, l’appellation « bassins syn-orogéniques » couvre deux unités lithostratigraphiques :

• le Complexe de Kolissen ; • le Groupe de N’Djolé. Celles-ci sont regoupées dans une entité unique, à valeur de « bloc », dans la précédente édition (Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002), mais ce regroupement ne nous semble pas justifié ; les deux unités présentent des différences de lithologie assez sensibles (cf. infra) et se placent dans des situations structurales (et paléogéographiques ?) différentes ; de part et d’autre du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. Leur calage lithostratigraphique situe leur dépôt postérieurement à la phase tectono-métamorphique majeure du Complexe de l’Ogooué et antérieurement aux événements éburnéens ultérieurs, marqués par l’exhumation tectonique de ce complexe et le jeu décrochant senestre du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. Ce calage géochronologique les définit comme des bassins syn-orogéniques (synéburnéens), mais une intense transposition tectonique a rendu totalement illisible l’architecture initiale du bassin de Kolissen.

Complexe de Kolissen (< 2017 ± 12 Ma) Le Complexe de Kolissen associe des roches métasédimentaires et métavolcaniques, circonscrites au territoire de la feuille Lambéréné, dans la partie centre-ouest du Gabon. Ces roches ont été accolées au bord SW du couloir tectonique cisaillant senestre de l’Ikoy – Ikobé et se présentent désormais en une unité de direction N140°E, d’une largeur de l’ordre de 15 km pour une longueur d’environ 50 km. Elles ont été fortement affectées par la déformation cisaillante régionale liée au décrochement ductile. Elles sont encaissées, au Sud et à l’Ouest, dans les granitoïdes, gneiss et migmatites du Domaine de Lambaréné – Waka. Dans une version restée inédite de la feuille Lambaréné (DGMG/PNUD, 1992), les auteurs interprètent le Complexe de Kolissen comme une suite continue, dont les terrains se succédant de l’Est vers l’Ouest, restitueraient l’organisation stratigraphique initiale. De la base vers le sommet, la série évoluerait de termes détritiques souvent assez grossiers (métaconglomérats, métagrès), vers des roches plus fines (schistes), incluant des termes volcaniques (métabasaltes, métadolérites) et des passées dolomitiques, puis des quartzites massifs, selon une succession comparable à celle connue à la base de la série francevillienne (unités FA à FC ; cf. infra) (Chevallier et al., 2002). Les levés réalisés lors du projet SYSMIN (feuille Lambaréné, Prian et al., 2009a-b) ont conduit à modifier sensiblement cette interprétation. Un point essentiel est l’attribution d’une bande de roches basiques, supposée intercalée dans la partie moyenne du complexe, à l’Archéen. Cette interprétation est justifiée par deux types de données :

• un âge radiochronologique (méthode Sm – Nd sur roche totale) à 2918 ± 450 Ma, obtenu sur les roches basiques, très imprécis mais clairement archéen dans la limite des incertitudes (Mayaga-Mikolo, 1996) ;

• la présence dans un conglomérat situé à l’est de la bande de roches basiques, de galets d’amphibolites et roches ultrabasiques attribuables à cet ensemble basique (Prian et al., 2009a-b).

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L’existence de ce conglomérat était signalée dans des travaux antérieurs (Bonnot et Greenish, 1987), mais les auteurs expliquaient la présence des roches vertes par un remaniement des laves synchrone de l’épisode volcanique. Le caractère mésozonal (amphibolites) des roches remaniées est clairement incompatible avec une telle hypothèse. L’organisation adoptée pour le Complexe de Kolissen sur la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009a-b) est celle d’une division en deux ensembles géographiques sans valeur stratigraphique : l’un à l’Est (un ensemble Est-Kolissen) et l’autre à l’Ouest (ensemble OuestKolissen). Sur la présente édition de la carte au million du Gabon, nous avons préféré nous en tenir à une figuration purement lithologique, en distinguant deux entités de faciès : l’une à dominante sédimentaire et l’autre à dominante volcanique.

Micaschistes, métasédiments épizonaux, paragneiss, métaquartzites, métaconglomérats Ces roches métasédimentaires constituent l’essentiel du Complexe de Kolissen. Il est localement possible d’en individualiser cartographiquement un faciès particulier à l’échelle du 1/200 000, en revanche, ceci est impossible à l’échelle du 1/1 000 000, d’où le regroupement de faciès différents dans une même unité métasédimentaire. Dans ces formations, Prian et al. (2009a-b) notent une diminution du degré de métamorphisme de l’Est vers l’Ouest qui se traduit, en particulier, par la présence de micaschistes « vrais », de caractère franchement mésozonal uniquement à l’Est. Par ailleurs, les roches sont fortement affectées par la tectonique éburnéenne, incluant l’intense déformation liée au fonctionnement du cisaillement senestre de l’Ikoy - Ikobé. Les micaschistes montrent des paragenèses variées ; à biotite, staurotide, andalousite, sillimanite ou localement à disthène. Ils sont accompagnés par des schistes noirs graphiteux, des phyllades et des quartzo-phyllades. Le caractère essentiellement pélitique de ces faciès rend très improbable une corrélation avec le Francevillien A (grès quartzeux et microconglomérats ; cf. infra), telle qu’envisagée sur la version de la feuille Lambaréné réalisée par le projet DGMG/PNUD (1992). Sur la coupe de la rivière Ikoy, l’augmentation du degré de métamorphisme vers l’Est entraîne l’apparition de sillimanite et grenat, aux dépens de l’andalousite et de la staurotide. On note également la présence de petits cristaux de tourmaline. Ce secteur montre de très abondantes injections de pegmatites, prises dans la foliation majeure et gneissifiées. Les schistes graphiteux y prennent localement un développement important qui a permis leur individualisation à l’échelle du 1/200 000 (Prian et al., 2009a-b). Dans la partie la plus occidentale du complexe, en contact avec les formations gneissomigmatitiques du Domaine de Lambaréné – Waka, l’unité de Kolissen apparaît constituée de roches métasédimentaires épizonales (Prian et al., 2009a-b) : métagrès et métasiltites altérés, métagrès micacés, paragneiss fins, métaquartzites à minéraux. Ces roches montrent fréquemment une schistosité S2 qui transpose complètement la stratification So et une schistosité antérieure S1. Elles sont interprétées comme une écaille charriée de l’Ouest vers l’Est sur les gneiss de Lambaréné – Waka. Les roches détritiques plus grossières, paragneiss et métaquartzites, forment des barres au sein des faciès essentiellement pélitiques. Selon les résultats de campagnes stratégiques sur le secteur de Kolissen, les métaquartzites se trouveraient plutôt vers l’Est et les paragneiss (méta-arkoses et métagrauwackes) à l’Ouest. Les faciès quartzitiques forment localement des entités d’échelle cartographique individualisées à l’échelle du 1/1 000 000 (cf. infra).

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Une datation effectuée sur un paragneiss quartzeux et micacé à porphyroclastes feldspathiques a permis d’obtenir un âge à 2049 ± 6 Ma (Tableau 4.1) d’interprétation non univoque : âge de métamorphisme ou âge d’héritage ? Dans le premier cas, le dépôt de la série serait antérieur à 2049 Ma et, dans le second, il serait postérieur. L’analyse chimique de cet échantillon (Tableau 15) montre une composition très acide (abondance du quartz) (SiO2 = 75,8%) et nettement peralumineuse (abondance des micas) (Al2O3/CaO+Na2O+K2O = 1,5), qui témoigne d’une origine paradérivée. Les métaconglomérats constituent un faciès particulier, individualisé en une mince bande cartographique, à l’est des métabasites archéennes, sur la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009a-b). Ils s’observent en fait à différents niveaux de la série métasédimentaire, en bandes de direction N160°E, parallèles au cisaillem ent senestre de l’Ikoy – Ikobé, et que traversent localement des filonets de pegmatite à mica blanc. Les roches sont très affectées par la tectonique cisaillante ; les galets sont généralement aplatis et allongés. Ces conglomérats sont polygéniques et hétérométriques : la taille des galets varie de moins de 10 cm à 50 cm ; il s’agit de quartz, schistes, roches plutoniques, gneiss, quartzites, ultrabasites, amphibolites. La matrice est gneissique, à biotite et épidote, parfois micaschisteuse ou amphibolitique, foliée, indiquant que le conglomérat a été soumis à un métamorphisme mésozonal. La foliation principale moule les galets aplatis. Ce conglomérat est interprété par Bonnot et Greenish (1987) comme un conglomérat intraformationnel dont le granoclassement de la matrice indiquerait une origine turbiditique. La grande diversité des éléments et la présence de roches plutoniques, voire ultrabasiques, rend peu probable ce caractère « intraformationnel ». Nous pensons que ce conglomérat correspond plutôt à la base d’une série ayant collecté un large échantillonnage des roches présentes en surface à cette époque. Il marquerait une discordance majeure au Paléoprotérozoïque. Un galet de gneiss hololeucocrate riche en porphyroblastes de feldspath a fait l’objet d’une datation géochronologique (Tableau 4.2). La roche a subi un métamorphisme polyphasé, dont le dernier stade est épizonal. Une large gamme d’âges a été obtenue dont le plus ancien est de 3430 ± 9 Ma (Paléoarchéen) et le plus récent (intercept bas) de 642 Ma (Panafricain). Les autres s’échelonnent du Mésoarchéen (2828 ± 10 Ma), au Pré-éburnéen (2453 ± 13 Ma) et à l’Eburnéen (2017 ± 12 Ma). Cette hétérogénéité suggère une origine paradérivée que l’analyse chimique ne permet pas de confirmer (Tableau 15). La roche est très acide (SiO2 = 77,4%) et modérément peralumineuse (Al2O3/CaO+Na2O+K2O = 1,11) ; elle peut être altrernativement interprétée comme une métatrondhjémite ou un métagrauwacke très proximal. Quoi qu’il en soit, l’âge à 2017 Ma fixe une limite maximale pour le dépôt du conglomérat et suggère une importante phase d’exhumation antérieure au dépôt de la série de Kolissen, dans le Domaine de Lambaréné – Waka (cf. supra). Par ailleurs, cette datation semble indiquer que l’âge à 2049 ± 6 Ma obtenu sur un paragneiss (cf. supra) est un âge d’héritage et non de métamorphisme (cf. infra).

Métavolcanites, métaquartzites Les roches métavolcaniques de Kolissen sont essentiellement des roches vertes (amphibolites, schistes verts, chloritoschistes) localisées à la partie ouest du Complexe (ensemble Ouest-Kolissen). Ces roches montrent une foliation principale F2, de direction subméridienne qui recoupe une foliation antérieure F1. En lame mince, les amphibolites fines et les chloritoschistes se définissent comme des métabasaltes ou des méta-andésites, plus ou moins hydrothermalisés. Certains sont riches en sulfures fins (pyrite). Les amphibolites à gros grain sont des métagabbros hydrothermalisés où de grandes amphiboles pseudomorphosent d’anciens pyroxènes.

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Des filons d’ultrabasites grossières recoupent les amphibolites. Ce sont des roches vert foncé, très dures, denses, montrant localement de petits minéraux aciculaires (trémolite et actinote). Leur texture est porphyroblastique et d’aspect bréchique, en raison des venues hydrothermales, ou granolépidoblastique avec schistosité plissotée. Les porphyroblastes d’amphibole (hornblende verte) remplacent des clinopyroxènes. Ils sont accompagnés de néobiotite brune, interstitielle, abondante. Des plages interstitielles de talc correspondent à d’anciens cristaux d’orthopyroxène ou d’olivine. L’altération hydrothermale est marquée par de vastes plages de chlorite, tardive, et par des veinules de carbonates. Les oxydes et sulfures sont abondants. De volumineuses injections de carbonates recoupent localement les ultrabasites. Ces roches d’origine filonienne sont allongées et cisaillées, dans la foliation principale subméridienne. Elles sont constituées à 90% de dolomite à laquelle s’associent du talc, de la chlorite magnésienne, de la trémolite et quelques prismes de clinopyroxène. Le quartz, en mosaïque, est associé aux carbonates ; il est localement assez abondant. Les métaquartzites s’observent en bancs interstratifiés dans les roches vertes et en bandes d’extension cartographique représentées dans l’ensemble du Complexe. Ces roches sont monotones, d’aspect souvent « saccharoïde » ou organisées en bancs de 20 à 40 cm d’épaisseur, généralement silicifiés et renfermant des muscovites synfoliales. Ces métaquartzites ont une foliation principale F2 parallèle à la stratification S0.

Géochimie du Complexe de Kolissen Une douzaine d’échantillons ont été analysés (Tableau 15), incluant le galet de gneiss daté au sein des métaconglomérats (LAM0581), dont la composition a été brièvement commentée plus haut. Parmi les autres roches, six sont des métabasites et quatre des roches métasédimentaires (paragneiss, cipolin, métaquartzite). Les roches basiques (SiO2 = 48,9 – 51,4%) ont des compositions basaltiques plus ou moins différenciées (MgO = 3,1 - 10,2% ; CaO = 6,2 - 10,5%). Un groupe de quatre échantillons (LAM0570, LAM1280, LAM1259a, LAM1277a) se caractérise par de fortes teneurs en TiO2 (= 2,23 – 3,44%) et Fe2O3t (= 18,1 – 20,2%), et de faibles teneurs en Al2O3 (= 11,5 – 12,8%). Ces caractéristiques évoquent celles des basaltes ferro-titanés actuels issus de la différenciation de magmas tholéiitiques à basse pression (cristallisation de plagioclase). Leurs rapports (Th/Ta)N compris entre 1,5 et 2,5, et leurs rapports (Tb/Ta)N inférieurs à 1, les rapprochent des tholéiites continentales (Thiéblemont et al., 1994). L’échantillon LAM0572 montre des signatures géochimiques identiques ([Th/Ta]N ~ 1,5 ; [Tb/Ta]N ~ 0,8), mais des teneurs plus basses en TiO2 (= 1,01%) et éléments traces incompatibles (ex. Th < 1 ppm), qui témoignent d’un caractère à la fois moins différencié (MgO = 6,6%) et d’une source sans doute moins enrichie. L’échantillon LAM1260 est plus mafique (MgO = 10,2%) et montre une signature quasi-chondritique ([Th/Ta]N = 1,35 ; [Tb/Ta]N ~ 1) qui suggère une origine à partir d’un manteau très peu fractionné. Les paragneiss montrent des compositions très siliceuses (SiO2 = 68,8 – 75,8%) et fortement peralumineuses (A/CNK ~ 1,5 – 1,7), qui s’accordent avec une origine sédimentaire. Leur teneurs modérées à fortes en Na2O (= 1,4 – 3,4%) reflètent la présence de feldspath détritique (plagioclase) et témoignent d’un caractère plutôt immature des sédiments initiaux (grauwackes). Leurs signatures géochimiques sont clairement « orogéniques » ([Th/Ta]N ~ 613) et suggèrent le remaniement sédimentaire de granitoïdes ou laves calco-alcalines (archéens et/ou éburnéens ?). Le cipolin (LAM1276b) montre une composition cohérente avec une nature intialement « calcaro-dolomitique » (CaO = 26,5% ; MgO = 18,2% ; PF = 36%). Une teneur non négligeable en silice (SiO2 = 12,7%) s’accorde avec l’abondance de quartz notée en lame

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mince. Finalement, le métaquartzite (LAM1272) présente une composition presque exclusivement siliceuse (SiO2 = 98%). Complexe de Kolissen Métabasites ECH N°

LAM 0572

LAM 1260

Paragneiss LAM LAM 0570 1277a

LAM 1280

LAM 1259 A

LAM 0573

LAM 0574

LAM 0579

Cipolin

Métaquartzite

LAM 1276b

LAM 1272

LAM 0581

75,8 0,33 11,1 4,04 0,07 1,5 1,1 1,4 2,81 0,06 1,13 99,34

12,7 0,12 2,1 1,72 0,06 18,2 26,5 nd 0,15 0,07 36 97,62

98 nd 1,2 0,16 nd 0,3 nd nd 0,44 nd 0,24 100,34

3430 2017 77,4 0,1 12 1,41 0,03 0,6 1,4 4,1 1,41 0,06 0,79 99,3

106 605 72 3,5 15 0,5 2,7 164

2 19 79 0,6 1,2 0,1 0,6 41

9 66 8 0,4 1,2 0,1 0,9 49

44 426 87 6,8 28 3,2 3,1 130

12 97 29 39 83 29 5,3 0,7 0,7 1,8

nd 10 nd 5,9 8,8 4,8 1 0,4 0,2 0,6

nd nd nd 4,1 7,3 2,5 0,4 0,1 0,1 0,1

< LQ 31 < LQ 32 65 21 4,6 0,3 0,8 2,7

2049 +/- 6

Age (Ma) SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

48,9 1,01 16,3 13,4 0,21 6,6 10,4 2,1 0,19 0,08 1,19 100,38

49,2 0,51 14,4 10,4 0,17 10,2 10,5 1,9 0,55 < LQ 1,65 99,48

48,9 2,27 12,1 18,7 0,27 5,1 8,8 1,1 1,16 0,23 0,69 99,32

49 49,8 3,44 2,23 11,5 12,8 20,2 18,1 0,25 0,26 4,3 6 6,2 7,6 1,4 2,6 1,94 0,49 0,58 0,22 0,57 0,45 99,38 100,55

51,4 2,84 11,9 18,5 0,26 3,1 6,3 2,1 1,86 1,19 0,51 99,96

68,8 0,43 14,6 4,88 0,04 2,6 0,8 3,4 1,58 0,08 1,97 99,18

69,7 0,4 14,1 2,88 nd 3,9 1,3 2,9 0,96 0,05 2,65 98,84

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb

0,14 4,3 76 120 0,34 0,834 0,244 1,75 70 39,3 45 41 64 4,34 10,1 8,2 2,37 0,96 0,506 2,4

0,76 19,7 75,2 119 0,12 0,306 0,098 0,74 20 44,3 46,1 348 173 1,7 4,2 4,1 1,22 0,47 0,261 1,16

1,63 43,1 205 57 0,96 3,071 0,57 4,41 136 45 52,6 56 36 12 29 14,8 5,6 1,77 1,089 4,95

1,94 66,5 1238 40 1,24 3,69 1,028 5,99 224 42,3 45,5 5 30 21,45 49,3 29,1 7,99 2,14 1,34 5,61

1,74 17,8 183 81 0,94 3,026 0,535 3,79 125 46,5 58,9 66 44 12,42 28,9 12,4 4,83 1,43 0,875 3,96

1,86 50,1 528 162 2,11 8,38 1,438 8,59 338 37,5 42,3 5 12,1 40,11 90,1 42,9 12,38 3,44 2,022 8,01

0,57 49,7 648 139 4,97 13,78 0,944 3,7 138 9,8 14,6 124 72 37,01 68,7 25,3 4,39 0,78 0,418 1,24

0,26 25,2 321 71 4,38 15,55 0,924 5,46 226 9,1 5,54 114 54 33,28 70,3 24,3 4,68 0,9 0,405 1,44

A/CNK (Th/Ta)N (Tb/Ta)N

1,48 0,77

1,35 0,99

2,33 0,71

1,55 0,49

2,44 0,61

2,52 0,53

1,67 6,31 0,17

1,72 7,27 0,16

1,51 12,97 0,52

1,11 3,78 0,09

Tableau 15. Analyses chimiques de roches métavolcaniques et métasédimentaires du Complexe de Kolissen. Les dosages effectués par activation neutronique sont reportés en italiques. Les autres analyses ont été effectuées par fluorescence X (majeurs) et ICP-MS (traces).

Métamorphisme et déformation du Complexe de Kolissen La déformation majeure, au sein du Complexe de Kolissen, est liée au fonctionnement du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. La foliation associée, souvent de type mylonitique, a une direction variant de N160 à N145°E et des pendages subverticaux ou de 60 à 80° vers le SW. Elle porte une linéation minérale et d’étirement horizontale, ou à faible plongement vers le NNW ou le SSE. L’étirement est marqué, en particulier, par la déformation des galets dans les métaconglomérats, des porphyroclastes de feldspaths dans les granites et des agrégats quartzo-feldspathiques dans les gneiss, ainsi que par la présence de plis en fourreaux et le boudinage des niveaux gréseux dans les micaschistes. La linéation minérale, soulignée par

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l’alignement des minéraux du métamorphisme (micas, staurotide, sillimanite, amphibole) se développe parallèlement à la linéation d’étirement. Le caractère non co-axial de la déformation cisaillante est indiqué par la forte asymétrie des queues de recristallisation et des ombres de pression autour des porphyroclastes (feldspaths, grenats), par la présence d’inclusions hélicitiques dans les porphyroclastes (grenat, staurotide, amphiboles), ainsi que par le développement de structures planaires S-C (Corsini et al., 1993). Les critères cinématiques observés indiquent systématiquement un sens de déplacement senestre. Cette déformation cisaillante senestre se réalise dans des conditions de métamorphisme épizonal à mésozonal. Ce métamorphisme se traduit, dans le faciès amphibolite, par une paragenèse à quartz, muscovite, biotite, grenat et staurotide, parfois sillimanite et éventuellement disthène, dans les micaschistes, et à épidote, hornblende et biotite dans les amphibolites.

Géochronologie du Complexe de Kolissen La datation d’un galet d’orthogneiss, dans un métaconglomérat de Kolissen, situe la mise en place des roches sédimentaires initiales après 2017 ± 12 Ma (cf. supra), ce qui semble cohérent avec un âge à 2049 ± 6 Ma obtenu sur un paragneiss (héritage ?). Des indices locaux d’un métamorphisme thermique (recuit) (Prian et al., 2009a-b), comme la présence de nombreux filons de pegmatites, suggèrent l’existence, en profondeur, d’intrusions granitiques, rapportées par Prian et al. (2009a-b), au massif de Lécoué. L’âge à 2009 ± 7 Ma obtenu sur ce dernier (Tableau 4.1) situerait le dépôt du Complexe de Kolissen dans un intervalle extrêmement étroit, après 2017 et avant 2009 Ma. Quoi qu’il en soit, le dépôt des roches sédimentaires initiales semble s’être produit dans le cours de la phase de granitisation éburnéenne, datée entre ~ 2080 et 1950 Ma (cf. supra, Tableaux 4.1-4.2) et avant le fonctionnement senestre du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé (1970 ± 7 Ma ; Tableau 4.1). Alternativement, les âges à 2017 et 2049 Ma pourraient être considérés comme ceux du métamorphisme affectant le métaconglomérat et le paragneiss, mais dans ce cas, ces événements seraient clairement distincts de l’épisode de cisaillement Ikoy – Ikobé. La granitisation éburnéenne au sein du Domaine de Lambaréné – Waka est bien calée entre ~ 2080 et 2040 Ma (Tableau 4.1). Les roches de Kolissen sont actuellement au contact des gneiss de Lambaréné – Waka et il semble peu probable que ce contact, qui superpose localement des roches méso- à catazonales et des roches épizonales, soit antérieur à la phase de granitisation. Plus probablement, le dépôt du Complexe de Kolissen serait intervenu après 2040 Ma, comme le suggère l’âge à 2049 Ma, considéré comme un âge d’héritage. En fonction des contraintes précédentes, le scénario géochronologique que l’on peut envisager pour le Complexe de Kolissen est le suivant : postérieurement (ou de façon synchrone ?) à la granitisation éburnéenne, le Domaine de Lambaréné – Waka subit une forte exhumation qui conduit, à terme, à l’ouverture du Bassin de Kolissen (~ 2020 Ma ?). Celui-ci fonctionne sur un intervalle de temps très court (~ 2020 – 2005 Ma ?) ; il est rapidement refermé et partiellement enfoui sous l’effet de mouvements tectoniques précoces en relation avec le cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. L’aire de plutonisme (granite de Lécoué) associée à ce cisaillement affecte partiellement les roches enfouies (~ 2005 – 1990 Ma ?), qui sont ultérieurement prises dans le mouvement senestre le long de la zone de cisaillement (~ 1980 – 1970 Ma ?). En résumé : Le Complexe de Kolissen constitue une unité métasédimentaire et métavolcanique épi- à mésozonale « enchassée » entre les gneiss du Domaine de Lambaréné – Waka et le

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cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. Ce dernier a façonné le complexe en lui imprimant une intense déformation interne et une disposition en lanières tectoniques parallèles au cisaillement. L’ouverture du bassin initial semble s’être produite à l’issue d’une phase d’exhumation du bloc Ouest-Gabonais consécutive au plutonisme éburnéen ; elle s’est accompagnée de la mise en place de laves basiques d’affinité tholéiitique. Rapidement, le bassin aurait été refermé et ses sédiments plus ou moins enfouis et affectés par la granitisation développée dans l’emprise de la zone de cisaillement. Un mouvement décrochant senestre aurait finalement affecté l’ensemble du bâti rocheux : métasédiments et granites.

Groupe de N’Djolé (< 2118 ± 10 Ma) Initialement, le Groupe de N’Djolé n’a été défini que sur le territoire de la feuille Lambaréné, où il constitue une unité « morpho-lithologique » tout à fait caractéristique, disposée selon un arc géographique fait de la succession de lignes de crêtes parallèles, de direction passant de subéquatoriale à l’Ouest à subméridienne à l’Est. Lithologiquement, cette unité correspond à un vaste ensemble de schistes et ampélites, généralement noirs à gris, souvent très graphiteux et sériciteux, localement carbonatés, avec intercalations de niveaux silteux, gréseux et grauwackeux, et de jaspes et volcanites basiques massives, plus ou moins abondants selon les secteurs. Les roches sont souvent non métamorphiques, ou de degré anchi- à épizonal, mais localement la biotite peut apparaître. Vers le Sud et vers le SE, une augmentation rapide de l’intensité du métamorphisme marque l’entrée dans les domaines mésozonaux de l’Ogooué et de l’Abamié. La géomorphologie particulière du Groupe de N’Djolé reproduit une organisation structurale induite par l’orogenèse éburnéenne. La succession des reliefs, du Nord au Sud et de l’Ouest à l’Est, résulte d’une phase de plissement précoce ayant provoqué une répétition des couches dans le plan horizontal. Le reploiement de l’ensemble, en une structure arquée d’échelle cartographique, traduit l’intervention d’une deuxième phase de plissement, visible à toutes les échelles, et à laquelle est associée une schistosité verticale de plan axial. Cette structure est révélée par l’érosion différentielle, qui creuse des vallées au sein des roches tendres (schistes) (~ 150-200 m) et laisse en relief les roches dures ; métabasites et quartzites (~ 500-700 m). Vers le NE cette structure butte sur un « môle » de socle archéen ou « fenêtre d’Ebel ». L’atténuation, vers le Nord (territoire de la feuille Kango), des éléments morphologiques propres à l’unité de N’Djolé ont conduit à y définir une entité spécifique, dite série de Nkan, qui contourne vers le Nord le socle d’Ebel pour aboutir vers l’Est (territoire de la feuille Mitzic), dans les formations schisteuses initialement rapportées au Complexe de l’Ogooué (unité épizonale O1). Cette continuité cartographique a conduit Thomas et al. (2001) et Chevallier et al. (2002) à attribuer la série de Nkan au Complexe de l’Ogooué, mais cette nouvelle interprétation laissait à l’écart l’unité de N’Djolé, qui se trouvait dès lors en contact vers le Nord avec les terrains épizonaux du Complexe de l’Ogooué. Un contact anormal subéquatorial de nature indéfinie était dessiné, qui délimitait deux entités aux lithologies décrites comme très voisines. Les levés effectués dans le cadre du projet SYSMIN (feuille Lambaréné, Prian et al., 2009ab) et du projet mené concomitamment par la DGMG et le BRGM (levé de la feuille Kango ; Nagel et al., 2009a-b), ont conduit à réviser sensiblement ces conceptions. En particulier, il est apparu qu’aucune distinction d’ordre lithologique ou structurale ne pouvait être établie au sein des formations schisteuses du nord de la feuille Lambaréné. Ces formations se trouvaient donc de fait incluses dans le Groupe de N’Djolé, qui passait vers le Nord aux schistes initialement rapportés à la série de Nkan. Ces observations préfiguraient la représentation adoptée sur la présente carte. Une même entité lithostratigraphique couvre

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désormais l’ensemble des terrains anchi- à épizonaux compris entre le socle archéen, sur leur bord externe, et les formations mésozonales du Complexe de l’Ogooué, sur leur bord interne. L’appellation Groupe de N’Djolé a été adoptée pour cette entité, au sein de laquelle pointent, au Nord, les gneiss et granitoïdes archéens d’Ebel. Le terme Complexe de l’Ogooué a été conservé, mais il ne recouvre désormais que les segments les plus métamorphiques du complexe initial, dénommés unités O2 et O3 (Prian et al., 1990). Les travaux du projet SYSMIN ont permis de reprendre en détail le problème des relations entre l’ensemble anchi- à épizonal « externe » (N’Djolé) et l’ensemble méso- à catazonal interne (Ogooué – Abamié), pour aboutir à leur attribution à deux entités paléogéographiques d’âges distincts :

• un bassin intra-orogénique d’âge plus ancien que 2120 Ma ; • un bassin syn-orogénique d’âge plus récent que 2120 Ma. Les arguments radiochronologiques ont été exposés dans la première partie de cette notice (cf. supra). L’âge minimal du Complexe de l’Ogooué est contraint par une datation Sm – Nd à 2120 ± 38 Ma, interprétée comme l’âge de la culmination métamorphique associée à l’enfouissement tectonique éburnéen majeur. Un âge quasi-identique (2118 ± 10 Ma) est obtenu sur un métagrès du Groupe de N’Djolé, qui correspond ici à un âge maximal pour le dépôt des sédiments initiaux. Des arguments tirés des observations de terrain confirment le schéma précédent. L’étude de l’affleurement de Biboulou, exposée précédemment (Photos 5 à 10), met en évidence un très net saut de métamorphisme entre les paragneiss à grenat du Complexe de l’Ogooué et les schistes sériciteux du Groupe de N’Djolé. Cette observation, cohérente avec les données radiochronologiques, contredit l’organisation initialement proposée pour le Complexe de l’Ogooué, dont les unités O1, O2 et O3 étaient interprétées comme des entités « lithométamorphiques » en continuité métamorphique, au sein d’un édifice structural centré autour de dômes migmatitiques (Prian et al., 1990). L’étude de l’affleurement de Biboulou montre, par ailleurs, l’existence d’une déformation des paragneiss Ogooué en plis isoclinaux, non enregistrée par les schistes de N’Djolé. La phase majeure, dans ces derniers, se traduit, dans les paragneiss, par le replissement de la foliation pré-existante. Le caractère anchi- à épimétamorphique du Groupe de N’Djolé est constant sur l’ensemble de l’unité, dont les faciès dominants sont décrits comme des « séricitoschistes et métapélites à passées de siltites » (feuille Booué, Prian et al., 1990), « quartzitoschistes, séricitoschistes, métapélites » (feuilles Mouila et Mitzic, Prian et al., 1991 ; 1998), « ampélites, schistes divers et métagrès » (feuilles Kango et Lambaréné, Nagel et al., 2009a-b ; Prian et al., 2009a-b). Des intercalations de roches mésozonales à biotite et grenat sont décrites localement (feuille Booué) et prennent une extension cartographique sur le territoire de la feuille Mitzic, où elles sont attribuées aux unités O2 ou O3 (Fig. 20). Nous interprétons ces occurrences comme des pointements (anticlinaux ou synclinaux) induits par le replissement conjoint des unités de N’Djolé et de l’Ogooué. Une situation un peu similaire s’observe dans la partie SE de la feuille Lambaréné, où une bande N-S très allongée de roches essentiellement basiques, rapportées au Groupe de N’Djolé, est cartographiquement isolée au sein des micaschistes du complexe de l’Ogooué (DGMG/PNUD, 1992). Nous interprétons cette bande comme un « lambeau » du Groupe de N’Djolé déformé lors de la phase de déformation plicative commune aux deux unités. Singulièrement, des conditions de métamorphisme méso- à catazonales (~ 8 kb – 600°C) sont déduites par Feybesse et al. (1998) de l’étude de roches basiques du Groupe de N’Djolé, que ces auteurs décrivent par ailleurs comme constitué d’une série sédimentaire

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détritique faiblement ou très faiblement (« weakly ») métamorphique, associant des pélites, siltstones et grès feldspathiques massifs. Des « clastes » de biotite et muscovite sont décrits, dont on peut penser qu’il s’agirait plutôt d’éléments détritiques. L’estimation thermobarométrique est obtenue sur une « lentille » d’amphibolite ceinturée par la schistosité majeure et qui montre l’association d’une amphibole brun-vert (hornblende), d’épidote, albite, chlorite, sphène, opaques et rares biotites. Clairement, cette paragenèse est hors d’équilibre, la présence d’albite et chlorite témoignant de conditions anchi- à épizonales incompatibles avec la hornblende. C’est à partir de cette dernière que l’estimation P – T est calculée ; nous pensons qu’elle correspond soit à la rétromorphose « statique » (exsolution) d’une amphibole magmatique initiale, soit à un événement métamorphique ancien enregistré dans un bloc exotique isolé dans les schistes. Finalement, une dernière contrainte sur l’organisation lithostratigraphique de l’ensemble N’Djolé – Ogooué est fournie par les granites éburnéens. Ces granites sont bien représentés dans le Complexe de l’Ogooué, où ils apparaissent postérieurs à la phase tectonométamorphique majeure (culmination métamorphique) et dans les noyaux gneissomigmatitiques, où ils sont post-migmatitiques (Prian et al., 1990). En revanche, ces granites sont totalement absents du Groupe de N’Djolé. L’hypothèse la plus vraisemblable est que ces intrusions se soient mises en place antérieurement à l’accolement entre les unités de l’Ogooué et N’Djolé, lors de la relaxation thermique associée à l’exhumation tectonique de l’orogène éburnéen. Ceci situerait la mise en place de la nappe de l’Ogooué et le plissement ultérieur après ~ 1980 Ma (Tableau 4.2), ce qui est cohérent avec l’âge à 1970 Ma obtenu sur les mylonites de l’Ikoy – Ikobé. Ces âges correspondraient également à la fermeture des bassins francevilliens, ce qui est parfaitement cohérent avec les datations radiochronologiques (âges de sédimentation compris entre ~ 2050 et 1970 Ma ; Tableau 4.2). La Figure 22, ci-après, synthétise les considérations précédentes.

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Fig. 22. Synthèse des événements paléprotérozoïques dans les différents domaines paléogéographiques éburnéens.

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Schistes, schistes ampélitiques, métagrès Ces roches constituent les faciès les plus représentés au sein du Groupe de N’Djolé. Elles sont souvent étroitement imbriquées, les affleurements montrant des alternances décimétriques à plurimétriques de schistes plus ou moins graphiteux, ou de schistes et métagrès. Ce caractère rend quelque peu artificielles certaines des distinctions cartographiques établies à l’échelle du 1/200 000. En revanche, la distinction avec les faciès massifs regroupés au sein de l’entité de faciès décrite plus bas (métavolcanites, métaquartzites) est pleinement justifiée sur le territoire de la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009a-b), où les deux types de lithologie ont des expressions topographiques bien distinctes. D’une manière générale, les roches présentent une stratification S0 bien reconnaissable sur le terrain, généralement parallèle à une schistosité « de débit » S1. Une schistosité de fracture S2, crénule, suivant des plans très fins, la S0-S1. La sédimentation est souvent rythmique, avec alternances, de 1 à 3 cm d’épaisseur, ou de 10 à 20 cm d’épaisseur, d’ampélites noires schistosées et métagrès fins de couleur rosée, en niveaux bien réglés. Cette sédimentation séquencée évoque des dépôts turbiditiques distaux. Certains niveaux argilo-pélitiques noirs, transformés en schistes noirs, sont particulièrement ampéliteux, riches en produits graphiteux et matière organique. La pyrite fine est abondante dans ces niveaux. Ils peuvent renfermer des filonets ou des amandes de quartz allongés dans la S0-S1. Les faciès schisteux sont généralement prépondérants, mais des zones à dominante métagréseuse ou métasilteuse ont parfois été individualisées cartographiquement à l’échelle du 1/200 000. De tels membres détritiques sont interprétés comme témoignant d’un paléomilieu proximal, au sein du domaine turbiditique représenté par les dépôts argiloampélitiques (Prian et al., 2009a-b). De même, des bancs de métagrauwackes massifs s’individualisent localement au sein de la série monotone de schistes et ampélites. Des niveaux de conglomérats de puissance plurimétrique (2-5 m) ont finalement été identifiés (feuille Lambaréné ; DGMG/PNUD, 1992), dans la partie orientale de l’unité de N’Djolé. Ces roches, très altérées, sont intercalées dans les métagrès et les schistes. Les éléments du conglomérat (galets et blocs) peuvent atteindre 20 à 30 cm et semblent essentiellement représentés par des granitoïdes. La matrice est gréseuse. Localement, les schistes ampéliteux sont liés à des zones broyées. L’une d’entre-elle, située dans la partie médiane de l’Arc de N’Djolé, est connue de longue date comme une zone aurifère (Prian et al., 2009a-b). Sa direction N30 à N35°E la situe en po sition de plan axial relativement à la mégastructure de N’Djolé. Cette direction est également celle de la S2, schistosité de plan axial effective des plis P2. Elle est constituée de plusieurs failles parallèles sur une distance NW-SE de 2 km et jalonnée d’une série d’anomalies aéromagnétiques. En lame mince, les schistes noirs et schistes ampéliteux sont constitués de matériel détritique très fin, quartzo-phylliteux. La présence de produits carbonés rend difficile l’étude microscopique. Les niveaux de métasiltites et métagrès fins, à phyllites, quartz, séricite, présentent un rubanement quartzeux granoblastique soulignant la stratification S0 et la schistosité S1, coplanaires (S0 transposée dans S1), crénulée par une schistosité de fracture fine S2. Certains grès ne présentent aucune déformation interne, certainement pour des raisons rhéologiques. Les termes grauwackeux ont été identifiés comme des métagrès feldspathiques et carbonatés de métamorphisme épizonal. Ils présentent l’intérêt de renfermer de fréquents zircons qui ont permis de contraindre l’âge maximal de dépôt du Groupe de N’Djolé.

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Des travaux antérieurs, par Mayaga-Mikolo (1996) et Feybesse et al. (1998), avaient permis d’obtenir des âges pré-éburnéens sur deux métagrès :

• l’un provenant du Groupe de N’Djolé (âges 2515 ± 7 Ma, 2526 ± 4 Ma, 2651 ± 10 Ma et 3245 ± 4 Ma) ;

• et l’autre de la Série de Nkan (âge à 2532 ± 8 Ma). Un nouvel échantillon a été étudié lors du projet SYSMIN (Prian et al., 2009a-b) (Tableau 4.2) qui a fourni cinq groupes d’âge (3382 ± 10 Ma, 2990 ± 8 Ma, 2921 ± 10 Ma, 2442 ± 9 Ma, 2118 ± 10 Ma) dont le plus récent constitue un âge maximal pour la sédimentation. Ce résultat a été largement discuté dans les sections précédentes. Une datation a également été effectuée sur des galets de granitoïdes rubéfiés issus d’un conglomérat. Un âge plateau à 3424 ± 6 Ma a été obtenu, ainsi qu’une gamme imprécise entre 2480 et 3410 Ma (Prian et al., 2009a-b).

Métavolcanites, métaquartzites Ces roches, fréquemment associées sur le terrain, ont été distinguées à l’échelle du 1/1 000 000, d’une part parce qu’elles permettent une visualisation des structures de petite échelle induites par la déformation D2 (arc de N’Djolé), et d’autre part, parce qu’elles témoignent d’épisodes particuliers dans l’environnement sédimentaire turbiditique des schistes de N’Djolé. Les métavolcanites et métaquartzites ne se trouvent que dans la partie occidentale du Groupe de N’Djolé (feuilles Lambaréné et Kango) et particulièrement sur le territoire de la feuille Lambaréné où les métabasites forment des unités cohérentes d’échelle cartographique (Prian et al., 2009a-b). L’attribution de la série de Nkan et d’une partie du Complexe de l’Ogooué au Groupe de N’Djolé a également conduit à intégrer, dans la présente unité, un ensemble à dominante quartzitique (méta-arkose) antérieurement rapporté à une entité particulière (notée « Pox » sur la précédente édition de la carte géologique du Gabon ; Thomas et al., 2001) localisée au contact entre le socle archéen et la série de l’Ogooué. Celle-ci est bien visible sur l’extrait de la feuille Mitzic reproduit sur la Figure 20. Les métavolcanites sont quasi-exclusivement de nature basique, et montrent fréquemment des textures doléritiques reliques (métadolérites), qui suggèrent une mise en place filonienne. Elles s’observent en bancs métriques à plurimétriques (anciens sills ?), parfois intensément boudinés, sur les crêtes de la partie nord de la feuille Lambaréné où elles sont associées à des métaquartzites. La répétition de ces bandes de direction E-W, emballées dans les schistes, est due au plissement initial de la stratification (plis P1). En lame mince, les roches montrent un agencement nématoblastique qui laisse subsister de fréquentes plages reliques à texture microgrenue porphyrique. Les minéraux dominants sont des prismes d'amphibole verte et des masses granuleuses d'épidote interstitielle, localement associée à de la chlorite et/ou de la prehnite. Ces minéraux apparaissent fréquemment comme les produits de la pseudomorphose des feldspaths et pyroxènes initiaux. Ils témoignent de conditions de métamorphisme de « très bas degré » (Winkler, 1979). Un hydrothermalisme est également suspecté, qui pourrait rendre compte de l’apparition de biotite brun pâle et localement de quartz. Les accessoires sont le sphène et les sulfures. Sur le flanc oriental de l’Arc de N’Djolé, immédiatement à l’ouest du Complexe de l’Ogooué, les roches basiques sont des amphibolites plus ou moins feldspathiques à amphibole verte (hornblende) et biotite. Ces minéraux témoignent de conditions mésozonales à mettre en

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relation avec le chevauchement de l’unité « chaude » de l’Ogooué, sur l’ensemble « froid » de N’Djolé. Dans la partie ouest du Groupe de N’Djolé, les roches basiques prennent un développement important, toujours en association avec des métaquartzites. Elles montrent une paragenèse de type schiste vert, à actinote-trémolite, plagioclase saussuritisé et zoïsite, et sont souvent riches en pyrite (Dadet, 1974). La déformation est irrégulière et certains faciès grenus ont conservé une texture doléritique. Les métaquartzites sont des roches massives, homogènes ou litées. Leur structuration en bancs, avec un litage fruste soulignant la stratification S0, est souvent bien visible. Certains sont qualifiés de « jaspoïdes » du fait de leur teinte sombre, leur allure très massive et leur grain très fin. En lame mince, ces roches siliceuses apparaissent entièrement recristallisées. La texture est granoblastique avec recristallisation de quartz souvent aux formes polygonales. L’existence d’extinction ondulante reflète les contraintes tectoniques subies. Les métavolcanites du Groupe de N’Djolé sont presque exclusivement des roches basiques, néanmoins des roches acides (métarhyodacites) (Prian et al., 2009a-b) et ultrabasiques (talcschistes serpentineux) (Dadet, 1974) ont été localement décrites. Une métarhyodacite a fait l’objet d’une étude en lame mince. Sa texture est granolépidoblastique, soulignée par des minéraux phylliteux (muscovite et chlorite) moulant des clastes millimétriques de quartz (prépondérants) et de feldspaths ; plagioclase acide (albite-oligoclase) et feldspath potassique. Les minéraux accessoires sont l’apatite, le zircon et quelques cristaux de tourmaline ferrifère, de couleur bleu-vert. On note une altération hydrothermale à quartz, pyrite, épidote. Cette roche est interprétée comme une intrusion hypovolcanique acide ultérieurement déformée et métamorphisée dans des conditions épizonales.

Tectonique du Groupe de N’Djolé Selon le secteur, la déformation du Groupe de N’Djolé présente un aspect assez différent. Dans la partie orientale, à la bordure externe du Complexe de l’Ogooué, les roches épimétamorphiques montrent une structuration majeure, sous forme de plis d’axe N20°E subhorizontal déversés vers l’Est (Prian et al., 2009a-b). De bons exemples en sont observables le long de l’axe routier Mitzic – N’Djolé, dans des alternances de schistes ampélitiques et grès jaunâtres (Photos 12). Une schistosité est localement associée à ces structures, dont le caractère épizonal (schistosité « de fracture ») est illustré par des phénomènes de réfraction entre bancs schisteux et bancs gréseux (Photo 13). Ces plis constituent également les structures les plus visibles sur l’affleurement de Biboulou (Photos 9-10). Ces plis sont qualifiés de « P2 » (Prian et al., 2009a-b), car attribués à une phase « 2 » postérieure à la phase « 1 » majeure affectant le Complexe de l’Ogooué. Dans les roches métamorphiques de ce Complexe, cette phase majeure se traduit par des plis isoclinaux (Photo 11), eux-mêmes postérieurs à une première foliation, voire à une première phase tectono-métamorphique (Fig. 22) (Feybesse et al., 1998).

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Photo 12. Pli décamétrique déversé vers l’Est (P1) affectant des alternances de grès et ampélites du Groupe de N’Djolé. Axe routier Mitzic – N’Djolé.

Photo 13. Détail de la vue précédente montrant la réfraction de la schistosité dans les bancs gréseux. Aucune structure attribuable à la phase 1 précédente n’est observable dans le Groupe de N’Djolé, dont la mise en place est de toute façon postérieure à la dite phase (cf. supra). Prian et al. (1990) notent que la stratification S0, souvent visible à l’affleurement dans la bande de schistes orientaux, ne serait pas reconnaissable au microscope où elle apparaîtrait transposée dans une foliation F1. Le terme de foliation, préconisé pour des roches de métamorphisme élevé, est ici singulier. Feybesse et al. (1998) s’accordent sur le caractère très peu métamorphique du Groupe de N’Djolé, mais identifient les indices de phases précoces dans sa semelle structurale, dont des lentilles de roches basiques auraient conservé la mémoire métamorphique (estimations thermo-barométriques contestables à ~ 8 kb – 600°C, cf. supra). Ces arguments sont très contestables et nous ne les avons pas retenus, les derniers sont d’ailleurs contredits par les données géochronologiques. Nous retiendrons donc l’existence, dans la bande orientale, d’une phase majeure responsable d’un plissement d’axe sub-méridien déversé vers l’Est et affectant conjointement le Groupe de N’Djolé et le Complexe de l’Ogooué. Nous qualifierons ces plis de « P1 » et les suivants de « P2 ».

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A l’ouest du Complexe de l’Ogooué, la phase majeure montre des caractères très voisins, mais le déversement des plis P1 se fait vers l’Ouest (Prian et al., 1990). La situation se complique dans le secteur de N’Djolé, où les directions de la structure arquée majeure sont clairement incompatibles avec les précédentes. Les travaux détaillés menés sur le territoire de la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009a-b) montrent que cette configuration cartographique est due à la succession de deux phases de plissements, dont la seconde serait responsable du modelé topographique actuel. Une représentation schématique de l’arc de N’Djolé est reproduite ci-dessous (Fig. 23). Cette mégastructure replisse des structures (plis, stratification S0, schistosité S1) nées lors d’une phase antérieure, que nous assimilons à la phase 1 précédente. Elle est synchrone d’une schistosité S2, généralement bien définie dans toute l’unité. C’est une fine schistosité de type « strain slip » de direction N40 à N60°E et subverticale, alignée selon le plan axial du mégapli. Sur son flanc nord, la schistosité S2 acquiert une disposition en éventail, avec une direction très souvent subméridienne. Elle peut être aussi N90°-subverticale. Ces changements de direction sont aussi dus à des réfractions de schistosité dans les niveaux plus compétents ou à des cisaillements parallèles aux flancs du pli (Prian et al., 2009a-b). L’axe des plis P2 est très fortement incliné vers le SW, parfois vertical sur certains microplis. Ces microstructures sont omniprésentes sur le territoire de la feuille Lambaréné et, plus largement, dans le secteur situé au SW du « môle » d’Ebel. Elles sont, en revanche, inexistantes dans la bande orientale où la structure post-P1 la plus évidente est une schistosité de type strain-slip à pendage est. Les plis P1 ont été observés de l’échelle centimétrique à pluri-décamétrique. A l’échelle cartographique, leur mise en évidence n’est pas aisée car les mégaplis P2 les masquent, ainsi que des figures d’interférence entre P1 et P2. Ils sont bien exprimés dans les schistes noirs et les ampélites. Ce sont des plis droits, à flancs assez serrés et charnières aigües. Ils présentent un plan axial et un axe variables, car ces plis sont enroulés par les plis P2, ce qui suggère une morphologie en plis couchés des P1 antérieurs.

Fig. 23. Représentation schématique de la mégastructure de N’Djolé montrant les relations possibles entre les différentes générations de structures.

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Géochimie du Groupe de N’Djolé Seize échantillons du Groupe de N’Djolé ont été analysés (Tableau 16), échantillonnés sur le territoire de la feuille Lambaréné. Ceci inclut sept roches basiques, deux schistes et grès noirs (LAM0272, LAM0016B), six grauwackes, dont l’échantillon LAM0007 qui a fait l’objet d’une étude géochronologique, (cf. supra) et une possible métadacite (LAM0293). Les roches basiques (SiO2 = 48,4 – 51,7%) ont des compositions indubitablement basaltiques (ex. TiO2 = 0,69 – 1,89% ; MgO = 6-9% ; CaO = 8,5-11%) et assez remarquablement préservées. Leurs signatures géochimiques sont très homogènes et les désignent comme des basaltes tholéiitiques (faibles teneurs en l’ensemble des éléments incompatibles, ex. Ta = 0,15 – 0,46 ppm ; La = 2,2 – 7,7 ppm). Leurs rapports (Th/Ta)N inférieurs à 1 et (Tb/Ta)N généralement proches de 1 (~ 0,9-1,1) les apparentent aux tholéiites abyssales actuelles (basaltes de type « MORB »). Ces signatures attestent d’une origine à partir d’un manteau très peu fractionné. Les deux schistes/grès noirs analysés sont assez pauvres en silice (SiO2 = 55,6 – 58,5%), mais riches en alumine (Al2O3 = 16,1 – 21,2%). Le schiste ampéliteux (LAM0272) ne contient ni sodium, ni calcium, mais est assez riche en potasium (K2O = 5,06%), ce qui reflète une composition minéralogique essentiellement faite d’un mélange quartz – mica blanc (séricite). Un trait marquant est sa très faible teneur en terres rares légères (La = 3,3 ppm), qui traduit un fractionnement spécifique de ces éléments relativement aux autres traces incompatibles (ex. Th = 15 ppm). L’échantillon plus gréseux (LAM0016B) est légèrement sodique (Na2O = 1,7%), en accord avec la présence de feldspath. Le potassium traduit la présence de séricite et un peu de calcium (CaO = 0,2%), l’apport de carbonates secondaires (pseudomorphose de minéraux pré-existants). La signature en éléments traces (ex. terres rares) se place dans la gamme des roches terrigènes de type « grauwacke », avec une teneur particulièrement faible en Sr (= 67 ppm) qui reflète la quasi-absence de feldspath calcique dans l’apport sédimentaire initial. Les sept autres roches analysées (incluant la possible dacite), de type grauwacke, sont riches en silice (SiO2 = 68,7 – 76,7%), en liaison avec l’abondance de quartz, et présentent des indices d’aluminosité variables, mais significativement supérieurs à 1 (A/CNK ~ 1,7 – 5,7), qui traduisent des proportions variables de phyllites (séricite ?). La plupart des roches sont assez riches en sodium (Na2O = 1,5 – 3,5%), en accord avec l’abondance d’albite. Leurs signatures géochimiques sont assez constantes, comme en témoigne la variabilité limitée du rapport La/Yb ([La/Yb]N = 18 ± 6), et proche de celles de roches acides « orogéniques » (ex. [Th/Ta]N = 5 - 14) ou de produits d’érosion proximaux de telles roches (socle granitoïde ou édifices volcaniques calco-alcalins). Le caractère possiblement volcanique de LAM0293 pourrait dès lors suggérer qu’il s’agirait du témoin du volcanisme calco-alcalin dont seraient issus les greywackes voisins. Dans cette hypothèse, le « bassin de N’Djolé » apparaitrait combiner des signatures « océanique » (basalte) et orogénique. Cette association pourrait suggérer une mise en place dans un bassin de type avant- ou arrière-arc. En résumé : Le Bassin syn-orogénique de N’Djolé montre une association dominante de schistes, ampélites et grès fins d’origine probablement turbiditique, auxquels s’ajoutent un volcanisme essentiellement basique et des passées de roches détritiques grossières, gréseuses (quartzites) ou grauwackeuses. Cet ensemble s’est déposé dans le cours de l’orogène éburnéen, en marge de la zone d’épaississement maximal localisée plus à l’Ouest. Il a été déformé vers ~ 2000 – 1980 Ma en liaison avec la mise en nappe de l’Ogooué et le fonctionnement plus ou moins synchrone du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. Cet épisode a

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provoqué un premier plissement à déversement vers l’Est, puis une reprise locale des structures précoces dans des plis synschisteux à axes subverticaux.

Tableau 16. Analyses chimiques de roches du Groupe de N’Djolé. Fluorescence X (majeurs) et activation neutronique (traces).

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Ceinture plutonique éburnéenne Nous désignons sous l’appellation de « Ceinture plutonique éburnéenne » l’ensemble des intrusions granitoïdes associées à l’orogenèse éburnéenne et qui recoupent le Domaine migmatitique de Lambaréné – Waka à l’Ouest, et le Domaine de l’Ogooué à l’Est. La mise en place de ces granitoïdes apparaît postérieure à la phase tectono-métamorphique majeure et antérieure à la phase tardive, marquée par l’obduction de la nappe de l’Ogooué et le fonctionnement du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. Au-delà de ce calage lithostratigraphique commun, les données géochronologiques (Tableaux 4.1-4.2) suggèrent l’existence de deux provinces :

• une province Ouest, qui correspond au Domaine de Lambaréné – Waka, et dont l’âge serait compris entre ~ 2080 et 2040 Ma ;

• une province Est, qui correspond au Domaine de l’Ogooué, et dont l’âge serait compris entre ~ 2040 et 1980 Ma. Dans l’état actuel des connaissances, il est difficile de savoir si cette différence d’âge s’accompagne de différences pétrologiques systématiques.

Complexe éburnéen (~ 2080 – 1980 Ma) Granites, granites leucocrates, granites porphyroïdes, granodiorites, tonalites Le Complexe éburnéen couvre l’ensemble des granitoïdes mis en place entre ~ 2080 et 1980 Ma, ce qui regroupe un très grand nombre de faciès souvent représentés en granites ou granites leucocrates « indifférenciés » sur les cartes géologiques à l’échelle du 1/200 000. Un caractère fréquent de ces ensembles est leur affinité nettement potassique (« granites roses »), dont découlent des anomalies radiométriques bien visibles sur les cartes aéro-géophysiques (Fig. 24). Dans le Domaine de Lambaréné – Waka, ces granitoïdes affleurent en immenses massifs (Massif de Fougamou – Bapinji au Nord et à l’Est, Complexe des Monts-Doudou à l’Ouest ; Thomas et al., 2001), dont le type le plus commun est un granite porphyroïde rose, parfois désigné « Granite de Fougamou ». Ce faciès coexiste avec des roches moins leucocrates : granodiorites, tonalites, voire avec des roches basiques (diorites ou gabbros). Une distinction cartographique a parfois pu être établie à l’échelle du 1/200 000 (Thiéblemont et al., 2009d), mais uniquement par l’utilisation conjointe des données d’affleurements et des images radiométriques. Dans le Domaine de l’Ogooué, les massifs éburnéens sont fréquemment d’extension plus réduite, mais le gigantesque Massif de Lécoué constitue une exception. Ce dernier est parfois corrélé au Massif de Bapinji, situé à l’ouest du cisaillement de l’Ikoy – Ikobé et une centaine de kilomètres plus au Sud. Une telle corrélation impliquerait un jeu senestre d’une centaine de kilomètres, entre les blocs Ouest- et Est-Gabonais, le long de l’accident de l’Ikoy – Ikobé. Cette interprétation nous semble discutable, néanmoins elle met en lumière la fréquente déformation des granites éburnéens. Cette déformation peut être mylonitique et porter une intense linéation quand elle est associée à des accidents majeurs, mais elle peut être beaucoup plus discrète et accompagner un rubanement qui pourrait être d’origine magmatique.

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Fig. 24. Carte aéro-spectrométrique du Comptage Total de la partie centre-ouest du Gabon (Martelet et al., 2009) mettant en évidence le caractère particulièrement radiogénique (zones apparaissant en rose à blanc) des massifs de Fougamou – Bapinji et Lécoué. Sur le territoire de la feuille Fougamou (Thiéblemont et al., 2009d), les foliations dans l’encaissant gneisso-migmatitique (Domaine de Lambaréné – Waka) et les granites sont souvent concordantes, suggérant une mise en place de ces derniers dans un bâti encore chaud. Les linéations associées, souvent orientées dans la ligne de plus grande pente, auraient enregistré le mouvement ascendant des corps granitiques. Dans la partie nord du domaine migmatitique (feuille Lambaréné en particulier), la présence d’injections leucocrates métriques à plurimétriques « imbibant » les faciès remobilisés sont également cohérentes avec une intrusion à un stade syn- à tardi-migmatitique. Cet agencement particulier, noté de longue date, a conduit Hudeley et Belmonte (1970) à qualifier « d’hétérogènes » les migmatites du secteur de Lambaréné. Les massifs d’extension réduite dispersés au sein du Domaine de l’Ogooué sont généralement constitués de roches leucocrates, localement peralumineuses (granites à deux micas). Des échantillons représentatifs des différents faciès éburnéens, collectés dans le cadre des levés du projet SYSMIN, ont fait l’objet d’études pétrographiques détaillées. Le faciès grossier de type Fougamou, montre une texture grenue porphyroïde, très hétérogranulaire. Les feldspaths sont en cristaux composites associant des cœurs de feldspath potassique et une frange périphérique à fins cristaux xénomorphes de plagioclase (oligoclase). La déformation se traduit par une recristallisation des cristaux de quartz

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(extinction roulante) et un morcellement des feldspaths (sous-grains). Les minéraux les plus abondants sont le feldspath potassique perthitique et le plagioclase. Le quartz est peu abondant. Quartz et feldspaths sont parfois associés au sein de myrmékites. Les ferromagnésiens sont une amphibole très verte et une biotite brun-rouge. Les accessoires sont l’apatite, l’allanite, le zircon, les oxydes de fer et quelques sulfures. Un faciès très déformé du Massif de Fougamou se définit comme un orthogneiss oeillé. La foliation, de type mylonitique, est marquée par des rubans de minéraux finement granulés (quartz + plagioclase) ceinturant des porphyroclastes de feldspath potassique (microcline). Ceux-ci sont plus ou moins recristallisés en une mosaïque de gros grains, à cristaux reliques perthitiques. De la chlorite verte et de l'épidote s’intercalent dans les plans de foliation mylonitique. Les accessoires sont le sphène (abondant) et le zircon. Les roches tonalitiques, montrent une prédominance de plagioclase, et du quartz en quantités variables. La déformation se manifeste par une disposition du quartz en plages allongées, irrégulières, plus ou moins orientées. Les minéraux ferro-magnésiens sont la biotite brune, une amphibole verte à vert-bleuté et de l’épidote, en grands prismes associés à de la chlorite verte. Les accessoires sont le sphène, les oxydes et les sulfures. La présence de chlorite et épidote serait liée à un hydrothermalisme tardif de basse température. Dans le Domaine de l’Ogooué, le faciès caractéristique du Massif de Lécoué se définit comme une granodiorite. Sa texture est grenue hypidiomorphe, associant un plagioclase tabulaire, de la biotite automorphe, du quartz globuleux à xénomorphe et du feldspath potassique interstitiel. Le plagioclase est prédominant et le feldspath potassique représente moins de 10% de l’ensemble. Des bourgeons myrmékitiques se développent au contact entre les deux feldspaths. Une biotite brun-rouge est l’unique ferro-magnésien. Les accessoires sont le rutile (inclus dans la biotite), le zircon, la monazite et l’allanite. Un faciès du même massif montre des reliques de pyroxène dans un fond grenu à plagioclase, microcline et quartz. Le pyroxène est recristallisé en une amphibole verte à laquelle s’ajoute une espèce très pâle et maclée, de type cummingtonite. La biotite brune est abondante. Les accessoires sont l’apatite et le zircon. Des roches très leucocrates et peralumineuses recoupent conjointement les migmatites du Domaine de l’Abamié et les paragneiss et micaschistes de l’Ogooué. Ces granites à deux micas présentent une texture grenue xénomorphe, hétérogranulaire à tendance microgrenue porphyrique, caractéristique d’une position en sommet de coupole granitique. L’aspect micrographique est remarquable, lié à la cristallisation du quartz et feldspath en "billes" abondantes dispersées dans la mésostase. La composition minéralogique associe du plagioclase en phénocristaux subautomorphes, zonés, et du feldspath potassique et quartz, dans la matrice finement grenue. Une biotite brune, éparse est légèrement chloritisée et de grandes lamelles de muscovite sont associées au quartz. Les accessoires sont le zircon et l’allanite altérée. Le caractère de cette intrusion témoigne d’une mise en place postérieure aux phases de déformation et de métamorphisme affectant les gneiss encaissant. La mise en place de tels granitoïdes est clairement postérieure à la phase éburnéenne majeure dans le Domaine de l’Ogooué.

Caractéristiques géochimiques des granitoïdes éburnéens Au total, vingt-sept analyses chimiques ont été réalisées (Tableau 17), dont près de la moitié (treize analyses) dans le Massif de Fougamou, trois dans les granitoïdes du Horst de Lambaréné, cinq dans ceux du Domaine de l’Ogooué et six dans le secteur du Mayombe. Ces derniers ne sont pas commentés dans le présent chapitre car leur attribution au Paléoprotérozoïque est incertaine.

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Un point intéressant est l’existence de roches basiques à intermédiaires (SiO2 = 46-54,8%), et de composition assez mafique (MgO = 8,9 – 5%), au sein du Complexe de Fougamou. Ces diorites et tonalites témoignent d’une activité mantellique conjointe du plutonisme granitique et dont le rôle dans ce dernier peut être évalué. Leur trait le plus notable est un caractère très fortement « enrichi », dont témoignent une affinité fortement potassique (K2O = 1,6 – 2,3%), un enrichissement considérable en terres rares légères (La ~ 40 – 220 ppm), Th (~ 3 – 17 ppm) et autres éléments incompatibles (Ba, Rb etc.), et une signature indubitablement « orogénique » ([Th/Ta]N ~ 3 – 15). Finalement, ces roches présentent un fractionnement marqué entre terres rares lourdes ([Tb/Yb]N ~ 2 – 3,5) qui atteste d’une fusion du manteau à relativement haute pression. L’ensemble de ces caractères les apparentent aux shoshonites actuelles (Gill, 1981). Ils permettent d’attribuer les magmas basiques initiaux à la fusion d’un manteau contaminé (par subduction) à haute pression, et situe leur mise en place dans un contexte de convergence de plaques. Parmi les roches analysées, les plus représentatives du massif sont un granite porphyroïde (FOU0115), parfois mylonitisé (LAM0022E) et qui évolue localement vers un faciès fin plus acide (FOU0125). Ces trois roches se définissent comme modérément à fortement acides (SiO2 = 67,5 – 72,6%), modérément alumineuses (Al2O3 = 12,5 – 14,5%), métalumineuses à peralumineuses (A/CNK = 1,01 – 1,11) et fortement potassiques (K2O ~ 4 – 5%). Elles présentent des analogies évidentes avec les roches basiques (ex. [Th/Ta]N ~ 14 – 28 ; [Tb/Yb]N ~ 2 – 3,2), qui pourraient laisser supposer une origine par cristallisation fractionnée. Néanmoins, une telle hypothèse requiérerait une investigation plus détaillée, dans la mesure où l’évolution, des roches basiques aux granitoïdes, ne s’accompagne pas d’une augmentation globale des teneurs en éléments fortement incompatibles. Chaque élément à son comportement propre, suggérant un système magmatique initial d’une grande complexité. Les fortes teneurs en Zr (> 300 ppm) et TiO2 (~ 0,5%), dans les deux échantillons porphyroïdes, témoignent de températures élevées (Ryerson et Watson, 1987 ; Watson et Harisson, 1983), sans doute supérieures à 800°C, co hérentes avec la participation d’un réservoir (chimique et thermique) mantellique dans la genèse des magmas. Finalement, les granitoïdes intermédiaires (SiO2 = 56,6 – 62%), montrent des signatures géochimiques comparables aux diorites et granites : fortement potassiques, nettement « orogéniques » et à fractionnement modéré à fort entre terres rares lourdes (cf. Tableau 17). Dans sa globalité, le Massif de Fougamou apparaît comparable aux suites calcoalcalines fortement potassiques (à shoshonitiques) des zones de marges actives de « type andin » et dérive, pro-parte, de la fusion d’un manteau contaminé par subduction (Gill, 1981). Les trois granitoïdes du Horst de Lambaréné sont très acides (SiO2 = 72,3 – 73,7%) et métalumineux (A/CNK = 1,03 – 10,8). Deux sont fortement potassiques (K2O ~ 4%), et très comparables aux termes les plus différenciés de la suite de Fougamou (ex. [Th/Ta]N = 2556 ; [Tb/Yb]N = 3,3 – 3,5), à l’exception de teneurs plus faibles en terres rares légères (La = 25 - 42 ppm contre 60 – 150 ppm) et Ta (= 0,2 ppm contre 0,4 – 1,5 ppm). L’âge d’un de ces granites (2040 ± 12 Ma) est identique à celui du faciès porphyroïde du granite de Fougamou (2051 ± 3 Ma) et permet de regrouper toutes ces roches dans une même association plutonique.

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Tableau 17. Analyses chimiques de granitoïdes éburnéens du SW-Gabon. Fluorescence X (majeurs), activation neutronique (italiques), ICP-MS (traces).

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La seule exception concerne l’échantillon (LAM0343), pauvre en potassium (K2O = 1,21%), Th (= 2,1 ppm) et terres rares légères (La = 14 ppm), bien que clairement « orogénique » ([Th/Ta]N = 9). Cette roche pourrait dériver de la fusion partielle d’un protolithe basique, distinct des réservoirs « enrichis » à l’origine de la suite de Fougamou. Elle est néanmoins contemporaine de cette dernière (2055 ± 3 Ma). Les granitoïdes du Domaine de l’Ogooué, plus jeunes que ceux du Domaine de Lambaréné – Waka, sont en partie comparables aux termes acides du Massif de Fougamou. L’analogie est assez bonne pour le Granite de Lécoué, dont les équivalents les plus proches, dans le Domaine de Lambaréné – Waka, sont les granites du Horst de Lambaréné. Ceci est illustré par le Tableau 18, qui permet la comparaison entre le monzogranite du Horst de Lambaréné LAM1431 et deux échantillons (FOU1414c, MOU1416) du Massif de Lécoué. La principale différence porte sur la teneur en potassium, ~ 30% plus faible dans le granite de Lécoué, mais cette différence ne se propage pas aux autres éléments incompatibles (ex. Th, Rb …). Une source légèrement moins potassique pour le Granite de Lécoué que pour les granitoïdes du Horst de Lambaréné pourrait être envisagée, mais cette conclusion n’est pas confirmée par les données radiométriques (Fig. 24) qui mettent en évidence une anomalie plus marquée sur le premier que sur les seconds. Un échantillonnage plus large serait nécessaire pour préciser ce point. Parmi les granitoïdes du Domaine de l’Ogooué analysés, trois proviennent du Massif de la Mboumi, qui recoupe à la fois les gneiss migmatitiques de l’Abamié et les paragneiss de l’Ogooué (Prian et al., 2009a-b). Les roches sont très acides (SiO2 = 73,2 – 75,1%) et deux sont fortement peralumineuses (A/CNK = 1,18 – 1,24), ce qui est cohérent avec les observations pétographiques (les deux roches se définissent comme des leucogranites à deux micas). Les trois roches sont très potassiques (K2O = 4,4 – 5,7%), souvent riches en U (= 6,1 – 11 ppm) et montrent des teneurs variables en Th (= 3,1 – 42 ppm), La (= 4,9 – 95 ppm ou Zr = 54 – 174 ppm). L’une présente un fractionnement marqué entre terres rares lourdes ([Tb/Yb]N ~ 4) qui témoigne d’une fusion à haute pression. Les teneurs les plus faibles en éléments incompatibles (Th = 3,1 ppm ; La = 4,9 ppm ; Zr = 54 ppm) s’observent dans la roche la plus fortement peralumineuse (LAM1207a). Cet « effondrement » est caractéristique des suites leucogranitiques (Pearce et al., 1984 ; Thiébemont et Cabanis, 1990) ; il traduit à la fois un chimisme peralumineux et des températures faibles (faibles solubilité des minéraux accessoires) (Watson et Harrison, 1983). Les teneurs nulles en TiO2 ou MgO sont cohérentes avec de faibles températures. Le magma initial pourrait résulter de la fusion de roches métasédimentaires. Les deux autres granites présentent quelques traits communs aux granitoïdes du Massif de Fougamou, mais ils sont toujours plus pauvres en TiO2, CaO et Sr (à SiO2 constant). Ces teneurs plus faibles résultent d’une solubilité des phases titanifères (Ryerson et Watson, 1987) et du plagioclase (CaO, Sr) plus faibles et traduisent des températures plus basses. On peut également noter que les termes basiques à intermédiaires, communs au Domaine de Lambaréné – Waka, semblent absents dans le Domaine de l’Ogooué.

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ECH N° Pétro. Age (Ma) SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

Lécoué Lambaréné Mboumi MOU LAM LAM LAM FOU LAM1431 1414c 1416 1199a 1206 1207a Granite MonzoLeucoGranite Granite Granite porph. granite granite 1988 1993 +/- 9 +/- 9 71,1 72,3 72,3 75,1 74,1 73,2 0,39 0,41 0,26 0,08 0,15 nd 13,9 13,9 13,2 13,8 14,7 13,9 3,21 2,55 2,19 1,06 1,58 0,54 0,06 0,04 0,03 0,03 0,03 nd 1 0,8 0,5 0,3 0,3 nd 2,6 2,2 1,4 1 0,7 0,5 3,7 3,6 3,4 3,2 2,9 3,5 2,65 2,53 4,11 4,44 4,78 5,71 0,11 0,05 0,09 nd nd nd 0,55 0,51 0,56 0,44 0,64 1,28 99,07 98,99 98,94 99,05 99,28 98,83

Li (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Nb Hf Zr Y V Co Cr Ni La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

11 65 1350 373 1,6 13 0,4 6,8 3,9 217 8 21 7 23 nd 38 69 7,1 25 4,2 1,2 4,1 0,5 2 0,4 1 0,1 0,8 0,1

17 76 964 319 3,1 32 0,7 9,9 4,5 252 15 22 6 24 nd 71 153 17 62 11 1,5 9,9 1,1 4,1 0,7 1,6 0,2 1 0,1

12 88 1161 385 8,6 26 0,2 8,9 4,5 212 5,5 nd nd 14 nd 42 81 7,9 26 4,5 0,7 3,7 0,4 1,6 0,3 0,7 0,1 0,5 0,1

13 96 711 126 2,2 10 0,4 7,3 2 89 3,8 nd nd 13 nd 19 36 3,5 12 2,2 0,3 2 0,2 0,9 0,2 0,5 0,1 0,4 0,1

29 209 679 92 11 42 1,3 20 3,6 174 12 nd nd nd nd 95 146 16 52 7,8 0,8 7,6 0,8 2,9 0,5 1,4 0,2 0,9 0,1

nd 153 243 46 6,1 3,1 1,3 7,1 1,7 54 13 nd nd nd nd 4,9 10 1,3 4,6 1,5 0,3 1,7 0,4 2,5 0,5 1,4 0,2 1,3 0,2

A/CNK (Th/Ta)N (Tb/Yb)N

1,04 14,03 2,76

1,08 19,74 4,85

1,07 56,13 3,53

1,08 10,79 2,20

1,18 13,95 3,92

1,24 1,03 1,36

Tableau 18. Analyses chimiques de granitoïdes éburnéens du Domaine de l’Ogooué, Fluorescence X (majeurs), activation neutronique (italiques), ICP-MS (traces). Ceci nous amène à envisager deux systèmes magmatiques un peu différents :

• l’un de très haute température ; caractérisé par l’injection de magmas mantelliques (Lambaréné – Waka) se mêlant aux magmas crustaux produits en base de croûte ;

• l’autre (Ogooué) essentiellement marqué par une fusion crustale opérant à haute pression dans un segment de croûte surépaissi.

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En termes de géodynamique, le système pétrologique « Lambaréné – Waka » peut être rapporté à un environnement de convergence de plaques de type marge active, tel qu’il est illustré aujourd’hui par le modèle andin (Hildreth et Moorbath, 1988) avec :

• production de magmas mantelliques en liaison avec un processus de subduction (océanique ?) ;

• fusion de la base de la croûte continentale ; • contamination réciproque entre magmas crustaux et mantelliques. Le système « Ogooué » serait purement crustal, traduisant la fusion de matériau « supracrustaux » portés à haute pression en régime de subduction ou collision. Les implications de ces résultats seront discutées plus loin, dans une section dédiée aux mécanismes possibles de l’orogenèse éburnéenne.

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Avant-pays éburnéen Série de la Ouano Schistes sériciteux, jaspes, quartzites, métagrès Le terme « Série de la Ouano » (Cosson, 1953 ; 1955a) désigne des affleurements réduits de terrains métasédimentaires rapportés au Paléoprotérozoïque, circonscrits au territoire de la feuille Ndendé (Prian et al., 2009c-d). La série est constituée de schistes sériciteux à argileux gris, plus ou moins carbonés, localement graphiteux, à pyrite, de quartzites et jaspes noirs (« phtanites »), de métagrès épizonaux feldspathiques à ciment dolomitique et de dolomies silicifiées. Des dykes de dolérite, subverticaux et de direction moyenne N150°E, sont injectés dans la série. Ces faciès montrent un cachet nettement « francevillien », d’où leur rattachement au Paléoprotérozoïque du bassin d’avant-pays. Les grès feldspathiques sont corrélables au Francevillien A du Bassin de Lastoursville - Franceville. Les schistes graphiteux (ampélites) sont tout à fait comparables au pélites noires du Francevillien B. Les jaspes/quartzites noirs sont corrélables aux jaspes du Francevillien C. Ces roches sont plissées et généralement schistosées. Une stratification et une schistosité coplanaire à N40°E-20°NW ont été mesurées dans des métagrès au contact des granites roses mésoarchéens (Prian et al., 2009c-d). Les études en lames minces ont déterminé des métagrès feldspathiques grossiers, à microconglomératiques et à ciment carbonaté. Les éléments lithiques (quartz, granites) sont cimentés par de la calcite recristallisée granoblastique. Des quartzites noirs, riches en sulfures, et des schistes noirs ont également été observés. En lame mince, les quartzites (métacherts, jaspes) montrent des lits de pyrite soulignant la stratification. Les schistes sériciteux sont localement dominants et recoupés par les dolérites néoprotérozoïques. Ils présentent une forte schistosité subverticale de direction variable, mais souvent N170°E. Leur métamorphisme est épizona l (séricite, chlorite) La Série de la Ouano surmonte les granites mésoarchéens et est surmontée par la série détritique de la Bouenza (Néoprotérozoïque, cf. infra). Deux discordances stratigraphiques se succèdent donc sur une hauteur souvent très faible (moins d’une cinquantaine de mètres) :

• discordance du Néoprotérozoïque sur le Paléoprotérozoïque (Série de la Ouano) ou sur l’Archéen (granitoïdes mésoarchéens) ;

• discordance majeure du Paléoprotérozoïque sur les granitoïdes du Mésoarchéen. Comme ses équivalents situés plus au Nord (cf. supra), la Série de la Ouano est interprétée comme un ancien bassin francevillien décollé de son substratum et plissé lors de la tectonique paléoprotérozoïque.

Le Francevillien : répartition et schéma lithostratigraphique L’appellation d’avant-pays éburnéen désigne l’ensemble des terrains paléoprotérozoïques situés à l’est du grand charriage marquant le front du Domaine de l’Ogooué (Fig. 3). Ces terrains correspondent au Supergroupe du Francevillien (ou « Francevillien ») ; Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002), initialement défini par Baud (1954) dans la région de Franceville – Okondja, et que les travaux ultérieurs ont permis d’étendre vers l’Ouest sur les

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territoires des cartes Lastoursville (Ebang Obiang et al., 2009a), Booué (Prian et al., 1990), Mouila (Prian et al., 1991) et Mitzic (Prian et al., 1998) (Fig. 25). Le plus à l’écart de l’orogène éburnéen, dans les régions de Franceville et Okondja (Fig. 25), le Francevillien montre la série à la fois la plus épaisse, la plus complète et la moins déformée. Les roches présentent un état de conservation exceptionnel; elles sont indemnes de toute recristallisation métamorphique et les structures sédimentaires et volcaniques (Photos 14 et 15) y sont parfaitement lisibles (cf. infra). C’est là que l’échelle de référence du Francevillien a été définie (Wéber, 1969), à partir des synthèses cartographiques établies pour la réalisation des cartes à 1/500 000 de Franceville-Est (Donnot et Wéber, 1968) et Franceville-Ouest (Donnot et Wéber, 1969). Elle subdivise le Francevillien en cinq formations, désignées par les premières lettres de l’alphabet, le terme le plus ancien étant le Francevillien A et le plus récent le Francevillien E. Cette nomenclature peut être étendue à l’ensemble des terrains de l’avant-pays éburnéen et sert de base à la représentation qu’en donne la présente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000. Néanmoins, les caractères du Francevillien au sein des différents bassins d’avant-pays ne sont pas constants, de même, leur déformation qui s’amplifie à l’approche du front éburnéen. Celle-ci devient intense à la limite entre l’orogène et l’avantpays et conduit à définir un ensemble francevillien particulier, dénommé « Francevillien de l’Okanda – Massima » (Prian et al., 1990 ; 1991) (Fig. 25). Des ambiguïtés d’ordre stratigraphique que nous examinerons ultérieurement, subsistent sur cet ensemble (Guerrot et al., 1994) (cf. infra). Néanmoins, son cachet clairement paléoprotérozoïque (abondance d’ampélites et quartzites) est indéniable (Prian et al., 1990). Sur la précédente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000, Thomas et al. (2001) maintiennent son calage dans le Paléoprotérozoïque ; le Francevillien de l’Okanda – Massima prend le statut de supergroupe et définit un « bloc » particulier (Fig. 3). Cette conception n’est pas maintenue dans la présente édition ; le Francevillien de l’Okanda – Massima n’y est pas distingué, car ni son extension géographique réduite, ni ses caractères lithologiques ou structuraux ne nous semblent justifier la création d’une entité lithostratigraphique particulière. Du point de vue structural, ces roches apparaissent comme un jalon entre le Domaine de l’Ogooué et l’avant-pays éburnéen. Elles sont fortement déformées, sans doute charriées sur le socle archéen et chevauchées par le Domaine de l’Ogooué, mais leur métamorphisme est très modéré (épizonal) (Prian et al., 1990 ; 1991). L’épaisseur totale de la série est modeste (environ 1 km selon Prian et al., 1991). L’un de ses traits caractéristiques réside dans l’abondance des roches volcaniques et leur variabilité (komatiites, andésites, tufs) (Prian et al., 1991). Néanmoins, cette grande abondance n’est pas propre à la région de Massima (Prian et al., 1991). Elle s’observe dans d’autres secteurs de l’avant-pays éburnéen et particulièrement dans le bassin d’Okondja (cf. infra). Un autre élément particulier est la présence, au sommet de la série (et à la base du charriage du Domaine de l’Ogooué), d’un horizon de jaspes et quartzites jaspoïdes épais (maximum 400 m), parfois ferrugineux.

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Fig. 25. Les grands ensembles francevilliens du Gabon. A l’est du Francevillien de l’Okanda – Massima, les assises sédimentaires et volcanosédimentaires du Francevillien se répartissent sur quatre régions (Fig. 25) :

• des témoins isolés et peu étendus s’observent dans les secteurs d’Iboundji et IménoMbila, qui montrent une succession lithostratigraphique partielle, mais conforme au schéma initial de Wéber (1969) ;

• vers le Sud, à une trentaine de kilomètres du front éburnéen, des terrains nettement déformés, mais à cachet francevillien (présence de quartzites jaspoïdes, de schistes noirs) (Prian et al., 2009c-d), affleurent dans le secteur de Makongonio (Fig. 25). Ces roches sont connues sous le nom de série de la Ouano (Dévigne et Hirz, 1958) et nous

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avons maintenu cette appellation car la distinction entre les différentes unités lithostratigraphiques du Francevillien s’y avère impossible (Prian et al., 2009c-d) ;

• à mi chemin entre le Domaine de l’Ogooué et les bassins francevilliens orientaux, se place le Bassin des Abeilles (feuilles Booué et Mouila), dont la bordure occidentale est déformée sous l’effet de la tectonique éburnéenne ;

• le Francevillien prend son expression la plus caractéristique à l’est du Gabon où l’on distingue classiquement le haut-fond de Lastoursville, à l’Ouest, et les bassins de Franceville au Sud et d’Okondja au Nord. C’est dans ces deux dernières entités que le Francevillien est le plus complet et le plus puissant (Fig. 26). L’épaisseur de la série francevillienne conservée est très variable. Elle atteint localement 2500 m dans les zones les plus subsidentes des bassins de Franceville et d’Okondja. En revanche, les assises du Bassin des Abeilles ne semblent pas excéder 400 à 500 m de puissance. Les témoins méridionaux sont également peu épais. L’échelle de référence du Francevillien, établie en 1969 par F. Wéber, repose principalement sur des observations effectuées dans le Bassin de Franceville, où le Francevillien était déjà bien connu par des travaux de prospection et quelques sondages de reconnaissance. Wéber (1969) distingue cinq unités (groupes) successives :

• le Francevillien A est essentiellement constitué de roches détritiques grossières (quartz-arénites plus ou moins conglomératiques) ;

• le Francevillien B traduit le passage à une sédimentation plus fine, majoritairement pélitique à ampélitique, et localement gréseuse à conglomératique et/ou dolomitique. Cette sédimentation s’accompagne d’un volcanisme d’ampleur et d’expression variable selon les secteurs ;

• le Francevillien C se caractérise par la présence de niveaux de jaspe plurimétriques de très vaste extension géographique. Ses caractères lithologiques et son ubiquité en font un marqueur lithostratigraphique clé ;

• le Francevillien D est assez semblable au Francevillien B ; essentiellement pélitique à ampélitique, mais à forte empreinte volcanique (tufs, laves, faciès volcanosédimentaires) ;

• le Francevillien E marque le retour à une sédimentation principalement gréseuse, mais avec des récurrences de faciès fins (pélites). Le volcanisme y semble absent. Ce schéma lithostratigraphique a été adopté dans la plupart des études ultérieures, ce qui en démontre la pertinence. Néanmoins, de l’avis même de Wéber (1969), il pouvait appeler certaines réserves. De fait, la multiplication des sondages a montré que les dépôts francevilliens présentent une forte variabilité latérale ; en termes de faciès, d’épaisseur et de milieu de dépôt, conséquence du fonctionnement d’aires subsidentes relativement limitées. L’établissement d’une succession type y est dès lors illusoire. Le Francevillien B en fournit la meilleure illustration : cette formation, très développée dans les bassins de Franceville et d’Okondja, est quasiment absente des domaines moins subsidents, comme le haut-fond de Lastoursville ou le Bassin des Abeilles (Fig. 26).

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Fig. 26. Corrélation entre les différents domaines du Francevillien non métamorphique et comparaison avec les séries du front du Complexe de l’Ogooué. La disposition de la coupe est grossièrement WSW-ENE et l’échelle des longueurs n’est pas respectée.

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A l’échelle de l’avant-pays éburnéen, les entités initialement définies par Wéber (1969) montrent une répartition géographique et une puissance très variables. Le Francevillien A et le Francevillien D constituent deux ensembles ubiquistes dont les variations latérales de faciès sont limitées. Le Francevillien B montre une faible extension géographique, une épaisseur très variable et de brusques variations latérales de faciès qui témoignent d’un dépôt synchrone d’une tectonique active (rifting). Le Francevillien C forme une assise très étendue, de lithologie variable, mais toujours peu épaisse. Le Francevillien E comprend des faciès relativement homogènes, mais de faible extension géographique ; cette unité est principalement (uniquement ?) développée dans la partie NW du Bassin d’Okondja.

Groupe du Francevillien A Quartzarénites grossières, parfois conglomératiques Caractères généraux Le Francevillien A est principalement représenté par des quartzarénites arkosiques grossières, jaunes à blanches. Les lits conglomératiques sont fréquents et apparaissent à différents niveaux. Ces grès et conglomérats ont une composition peu variée, essentiellement quartzeuse, feldspathique et micacée. Les galets sont uniquement quartzeux, sauf sur la feuille Mouila (secteur d’Iméno-Mbila), où sont signalés des galets de granitoïdes. Ceci suppose que l’érosion affecte un substratum archéen arasé et relativement altéré. L’aspect corrodé de certains grains de quartz, leur absence d’usure et la fréquence du feldspath suggèrent le remaniement de granitoïdes arénisés. Dans les bassins de Franceville et d’Okondja, le Francevillien A présente deux faciès généralement superposés :

• un terme basal (Pfa) quartzarénitique à conglomératique, dans lequel les intercalations de granulométrie fine sont rares (argilites et pélites gréseuses verdâtres, parfois micacées) ;

• un terme sommital (Pfab), dans lequel alternent quartzarénites et pélites. Ce dernier terme contient des quartz plus usés, émoussés luisants, et renferme des carbonates (pélites et grès fins dolomitiques). Il semble que la même évolution s’observe dans les régions de Lastoursville et d’Iméno-Mbila. Elle se traduit alors par un passage relativement graduel entre Francevillien A et B, souligné par des grès fins dolomitiques (Azzibrouck-Azziley, 1982 ; Prian et al., 1991). Si la lithologie du Francevillien A est assez constante, son épaisseur est, en revanche, extrêmement variable. En dehors des bassins de Franceville et d’Okondja, la puissance moyenne des grès est de l’ordre de la centaine de mètres. Elle se réduit souvent à une dizaine de mètres au nord du Bassin de Booué (Prian et al., 1990). Les épaisseurs atteignent plus de 1000 m dans le Bassin de Franceville (Fig. 26), et montrent de brusques variations latérales. Il est difficile de déterminer si ces épaississements sont progressifs ou s’ils sont liés à des failles synsédimentaires. Les arguments lithologiques et sédimentologiques ne militent pas en faveur d’une tectonique synsédimentaire vigoureuse. La constance des faciès et l’absence d’indice d’instabilité gravitaire de grande ampleur indiquent plutôt une subsidence régulière qui contraste avec le fonctionnement saccadé qui prévaudra durant le Francevillien B. En quelque sorte, rien n’indique que les zones subsidentes de Franceville et Okondja avaient, durant le Francevillien A, les formes en graben qu’elles prendront par la suite.

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Milieux de dépôt Les deux ensembles sédimentaires distingués dans les régions de Franceville et Okondja correspondent au passage d’une sédimentation continentale à une sédimentation marine. Les quartzarénites inférieures, homogènes et de grande extension géographique, présentent un caractère continental. Les stratifications obliques, très communes, indiquent des alluvions fluviatiles de chenaux en tresses. Les alternances gréso-pélitiques supérieures, de caractère d’abord deltaïque (Gauthier-Lafaye, 1986), évoluent vers des dépôts tidaux (Pambo et al., 2006), souvent dolomitiques, à rides d’oscillation, stratification en arêtes de poissons ou en mamelon (HCS). Les faciès gréseux, mieux classés, contiennent des clastes émoussés à façonnement marin. Les directions de progradation sont plus dispersées que dans les grès inférieurs. La transition entre les unités fluviatile et deltaïque à tidale, variable selon les secteurs, traduirait des alternances de progradation du front deltaïque et de transgression marine (Gauthier-Lafaye, 1986). Dans le Bassin de Franceville, une première incursion marine (série d’Otobo, environ 200 m de puissance) est ainsi surmontée d’une séquence fluviatile à laquelle succèdent des dépôts de prodelta (Gauthier-Lafaye, 1986). A l’échelle régionale, l’évolution vers le domaine marin semble généralisée et ne se restreint pas aux seuls domaines subsidents des bassins de Franceville et Okondja. Ceci implique que la transgression marine envahit une aire continentale peu accidentée. La seule structure qui paraît avoir un rôle paléogéographique durant le Francevillien A se situe au droit de l’anticlinal d’Okondja. En effet, les directions de courant mesurées dans les grès du Francevillien A sont dirigées vers le NE dans le Bassin de Franceville, tandis qu’ils progradent vers le NW du côté NE de l’anticlinal (Fig. 27).

Groupe de Mékambo (Bassin de Sembé – Ouesso) - Francevillien supposé Le Groupe de Mékambo n’a pas été distingué du Francevillien sur la présente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000. Il correspond aux affleurements très réduits rapportés au Francevillien A à l’extrémité NE du territoire gabonais (est de Mékambo). Ces terrains constituent l’extrémité occidentale du vaste Bassin sédimentaire de SembéOuesso qui s’étend au nord du Congo et au Cameroun. Au Gabon, il est représenté par des faciès quartzarénitiques grossiers, de grès lités et d’alternance gréso-pélitiques (Aguillaume et al., 1978). Ces faciès se poursuivent au Congo où Grès et Legras (1970) décrivent également des grès grossiers à passées conglomératiques et des quartzarénites, dénommés « grès de Douma et de la bordure du socle » par Jaunatre (1969). Ces grès sont surmontés vers l’Est par des grès fins argileux ou calcaires, puis des argilites et ampélites, parfois micacées, variablement silicifiées, puis par des calcaires sombres plus ou moins jaspoïdes alternant avec des pélites (Grès et Legras, 1970). Cette succession évoque évidement celle du Francevillien des régions de Franceville et d’Okondja, corrélation déjà proposée par plusieurs auteurs (Grès et Legras, 1970 ; Jaunatre, 1969) et reprise dans la précédente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 (Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002). On reconnaît, à la base, le Francevillien A avec ces quartzarénites et conglomérats (Pfa), puis des alternances gréso-pélitiques (Pfab). L’ensemble ampélitique plus ou moins silicifié, surmonté ou associé à des dolomies jaspoïdes évoquent le Francevillien B et/ou C. En dépit de ces ressemblances, Desthieux (1992) attribue un âge mésoprotérozoïque à cette série, arguant du fait qu’elle succède vers l’est à une formation supposée paléoprotérozoïque, la « formation schisto-quartzitique de Ouesso ». Cette hypothèse n’a pas été retenue dans le présent travail.

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Fig. 27. Directions de progradation des courants dans le Francevillien des degrés-carrés Franceville, Okondja et Batouala (partie sud). Chaque mesure concerne la formation géologique indiquée par le fond en couleurs sous la flèche.

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Groupe du Francevillien B Pélites et ampélites à intercalations de grès dolomitiques, dolomies et roches tufacées Caractères généraux Les assises rapportées au Francevillien B sont quasiment restreintes à la région de Franceville – Okondja. Leur épaisseur peut atteindre le millier de mètres. Ailleurs, on leur rapporte de minces niveaux d’ampélites ou de pélites grises qui peuvent tout aussi bien être regroupés avec le Francevillien C (cf. infra). C’est d’ailleurs l’option choisie par la Cogéma dans certains secteurs de la région de Lastoursville (Cogéma, 1978) et par Prian et al. (1991) dans celle de Mouila. Dans le secteur d’Iméno-Mbila, les jaspes reposent directement sur les grès du Francevillien A et sont surmontés de pélites et de jaspes, cette dernière formation pouvant être attribuée à la base du Francevillien D (cf. infra). Les dépôts francevilliens B des bassins de Franceville et Okondja montrent une grande variabilité latérale. Les ampélites et pélites constituent le faciès dominant. Elles forment un fond sédimentaire dans lequel s’insèrent des formations lenticulaires qui sont, par ordre d’importance :

• des grès plus ou moins évolués ; • des brèches ; • des dolomies ; • des niveaux silicifiés. S’y ajoute une contribution volcanique sous la forme de grès tufacés, de tufs, et de laves, contribution qui s’amplifie à l’approche du Complexe de N’goutou (ces faciès seront décrits plus bas). Durant la même période, des platiers à stromatolithes et oolithes se développent en marge des grabens subsidents (Fig. 26 et 28). Les pélites et ampélites à rythmes réguliers horizontaux centimétriques d’argilites et de silts ou de grès fins prédominent. On observe également des litages obliques, des figures de courant à la surface inférieure des bancs (« flute casts »), des figures de charge et de liquéfaction (laminations convolutes). La succession de lamines à rides de courant unidirectionnel et de lamines horizontales témoigne d’écoulements gravitaires séquencés (turbidites de Stow ?). Pélites et ampélites alternent, selon des fréquences très variables, tant verticalement que latéralement, avec des grès fins, sombres, dolomitiques, et avec des bancs dolomitiques sombres peu épais et souvent boudinés (gare de Moanda). Les grès prennent plusieurs aspects qui sont des évolutions latérales les unes des autres. Le faciès dit « Poubara » (Wéber, 1969) est une quartzarénite claire, plutôt bien triée, à grains nourris de quartz et rares feldspaths. Les faciès plus grossiers contiennent davantage de feldspaths (microcline et plagioclase), quelques micas (muscovite et biotite) et éléments lithiques variés (quartzite métamorphique, quartzarénite, chert laminé de type jaspe à stromatolithes). Ces grès forment des barres de plusieurs dizaines de mètres de puissance au sein desquelles s’organisent des chenaux à litages obliques, parfois soulignés par des dragées de quartz. Certains bancs montrent des figures d’échappement d’eau (« dish structures »). Les structures sédimentaires attestent d’un hydrodynamisme élevé sous l’influence des houles et des tempêtes (Pambo, 2004). Les brèches sont surtout connues dans les régions de Mounana et de Moanda (feuille Franceville ; formation Pfbb de Bouton et al, 2009a). Elles revêtent des formes variées,

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depuis la « brèche à olistolithes » d’Oklo, contenant des éléments de plus de 100 m3 (Azzibrouck-Azziley, 1986), jusqu’à des conglomérats à galets roulés qui passent latéralement aux grès décrits précédemment. Les éléments remaniés proviennent du socle archéen (granitoïdes, gneiss, quartz filonien), du Francevillien A (quartzarénite), des marges du bassin (jaspes à stromatolithes, dolomie gréseuse à oolithes), ou sont d’origine intraformationnelle (ampélites). L’état de surface des clastes siliceux témoigne d’une phase d’altération supergène antérieure à leur remaniement. Les observations de terrain montrent qu’il s’agit de coulées de débris transitant par des canyons incisés dans les ampélites (Bouton et al, 2009a). Les intercalations dolomitiques sont surtout connues en sondage où leur épaisseur varie de quelques décimètres à plusieurs dizaines de mètres. Plusieurs faciès sont décrits : dolomies franches, pélites dolomitiques plus ou moins gréseuses, grès dolomitiques gris. Les faciès silicifiés sont représentés par une (ou plusieurs ?) assise(s) plurimétrique(s) de jaspes ferrugineux (assise ferrifère d’Okouma – Bafoula de Wéber, 1969). La partie supérieure de la formation se caractérise par des faciès rubanés silto-carbonatés riches en fer (jusqu’à 42% de Fe2O3) et en phosphore (2,7% de P2O5) (Pambo, 2004). Il semble que ce faciès passe latéralement à des brèches à lithoclastes cherteux finement laminés, encroûtés par des voiles bactériens (ancien « bindstone » silicifié, Bouton et al, 2009a). L’épaisseur du Francevillien B dépasse parfois le millier de mètres dans le Bassin de Franceville (données de sondages) et probablement aussi dans celui d’Okondja. Cette épaisseur diminue rapidement, notamment au niveau du seuil d’Andjogo (Fig. 25), où les jaspes du Francevillien C reposent directement sur le socle (horst d’Okoumbi).

Milieux de dépôt L’organisation des dépôts et le mode de fonctionnement du Bassin de Franceville au Francevillien B peuvent être schématisés de la façon suivante (Bouton et al., 2009a) (Fig. 28). Les premiers dépôts du Francevillien B s’effectuent dans une dépression peu profonde où la sédimentation est dominée par des pélites laminées présentant des passées à rides de vagues (Pambo et al., 2006). Sur la marge du bassin, se développent de larges platiers à stromatolithes, associés probablement à des évaporites et à des dolomies à oolithes. Depuis les zones émergées, proviennent des apports détritiques plus grossiers qui se déposent au sein de la sédimentation pélitique du bassin. Ce réceptacle est affecté de saccades tectoniques qui ont pour conséquence, au moins dans la région de Moanda, un relèvement de sa bordure SW. Celui-ci met à l’affleurement les faciès bordiers du bassin (jaspes et dolomies), les soumettant à l’altération supergène. L’abaissement relatif du niveau de base provoque de profondes incisions fluviatiles sur la marge et son démantèlement. Les produits d’érosion - assises sédimentaires francevilliennes et socle archéen - sont entraînés vers le bassin sous forme de coulées de débris, transitent par des canyons et alimentent des cônes sous-aquatiques. Au sein de ces éventails, les coulées de débris passent latéralement à des conglomérats plus évolués, puis à des grès bien triés. Les parties les plus distales voient se déposer des pélites laminées à caractère turbiditique (séquence de Stow partielle). Le processus sédimentaire dominant semble alors de type gravitaire. Concomitamment, un cordon de coulées de débris à olistolithes se dépose au pied de l’escarpement bordier du bassin, où son épaisseur atteint 150 m. Dans le bassin, les dépôts gravitaires fins et gréseux, généralement sous-compactés, sont partiellement redistribués et façonnés par une dynamique de tempêtes (Pambo, 2004), mais

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également par des courants induits par la modification constante de la topographie du bassin. La tranche d’eau ne semble jamais très importante, permettant la conservation de zones confinées riches en matière organique et carbonates, et de hauts-fonds à sédimentation inter- ou supratidale (jaspes à « bindstones » de Mounana). Le confinement peut être favorisé par le compartimentage tectonique du bassin et/ou par l’effet topographique des cônes sédimentaires (Azzibrouck-Azziley, 1986). La succession des termes bréchiques en sondage, comme celle des séquences sédimentaires (Pambo, 2004), indique que le processus de rajeunissement de la marge sudoccidentale se produit à plusieurs reprises. Il explique la complexité sédimentaire de la formation. La tectonique synsédimentaire est également confirmée par des rapides variations d’épaisseur, des plis de décollement, la rapidité de la sédimentation qui entraîne des sous-compactions (Gauthier-Lafaye, 1986) et des injections de filons sédimentaires, enfin par de possibles sismites (Bouton et al., 2009a). La proportion croissante des grès, au sommet de la pile sédimentaire, peut être corrélée avec une érosion accrue des assises du Francevillien A des marges du bassin. Cependant, les apports détritiques du Francevillien B sont également alimentés par des manifestations volcaniques contemporaines du Complexe de N’goutou. Par ailleurs, l’étude des compositions isotopiques du carbone des dolomies francevilliennes (Préat et al., 2010) confirme une subsidence saccadée au cours du Francevillien B, s’inscrivant dans un contexte de forte subsidence généralisée. La richesse en carbone organique des ampélites peut aussi se relier à la période de grande excursion positive du δ13C identifiée dans les dolomies du Francevillien C (Fig. 31). Elle traduit un fonctionnement de bassin(s) fortement subsident(s) avec une probable stratification des corps d’eau.

Fig. 28. Schéma paléogéographique et sédimentaire du Francevillien B de la région de Mounana – Moanda. a. Début de Francevillien B. 0. grès du Pfa soumis à l’érosion ; 1. Plateforme intertidale à stromatolithes ; 2. Zone de transition à dolomie (faciès à oolithes) ; 3. Bassin peu profond à dépôts pélitiques fins et intercalations arénacées (3g). b. Sédimentation active du Francevillien B. 0, 1, 2 : Grès Pfa, dolomies et jaspes à stromatolithes soumis à l’altération et à l’érosion par relèvement tectonique de la marge du bassin. 3. Pélites et ampélites plus ou moins carbonatées de bassin peu profond. 4. Brèche à olistolithes d’Oklo. 5. Coulées de débris passant vers l’aval à des grès bien classés type Poubara (6), puis à des turbidites à grains fins (7). Hautfond ou plateforme carbonatée (8). N. niveau de la mer. F. Faille synsédimentaire. S. déformation synsédimentaire gravitaire. R. Relief de faille.

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Le Complexe de N’goutou (2027 ± 55 Ma) Laves alcalines, syénites et microgranites Le Complexe de N’goutou est le principal témoin d’une activité magmatique au sein des bassins francevilliens. Deux faciès ont été distingués sur la présente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 :

• les laves alcalines ; • les roches sub-volcaniques ; syénites et microgranites. Cette distinction permet de restituer à petite échelle, la structure générale du complexe. L’attribution au Francevillien des roches volcaniques et subvolcaniques de N’goutou est due à Donnot et Wéber (1969) et Wéber (1969) qui ont corrélé ce magmatisme avec les syénites et ultrabasites du Francevillien B de l’anticlinal d’Ambinda, au NE d’Okondja. La disposition annulaire de ce complexe, envisagée par ces auteurs, a été vérifiée par Moussavou et EdouMinko (2006). Le croisement des données SYSMIN (échantillonnage pétrographique, prospection géochimique, géophysique aéroportée) a clairement confirmé ce caractère (Bouton et al., 2009a, Thiéblemont et al., 2009h). La partie externe du complexe, en forme de croissant, se caractérise par une forte anomalie en titane et phosphore. Elle se subdivise en deux ensembles. L’ensemble extérieur est constitué de laves alcalines relativement pauvres en titane et phosphore. La zone intérieure est riche en titane et phosphore ; elle comprend une unité à dominante lavique, une autre plutôt hypovolcanique. Au SE du complexe apparaissent des syénites riches en cérium. La partie interne du complexe est composée d’une entité circulaire d’environ 10 km de diamètre, comprenant des microgranites et des syénites quartzifères particulièrement pauvres en titane et phosphore. Au-delà de la structure d’ensemble, le Complexe de N’goutou montre une grande variabilité lithologique de détail (Wéber, 1969 ; Beaujour, 1971 ; Moussavou et Edou-Minko, 2006 ; Bouton et al., 2009a, Thiéblemont et al., 2009h), mais un caractère toujours nettement alcalin. A l’extérieur du complexe, les roches les plus basiques se définissent comme des basanites, souvent très mafiques (MgO = 8,7 – 18,8%) (Moussavou et Edou-Minko, 2006). A l’intérieur, les termes laviques sont essentiellement des trachytes hyperpotassiques (Na2O = 2,4 – 3,2% ; K2O = 79, - 9,9%), tandis que les roches microgrenues évoluent de syénites soussaturées (néphéline), à des syénites quartzifères et des microgranites. La présence d’aegyrine et sodalite traduit le caractère peralcalin d’une partie des roches microgrenues. Ces roches sont souvent porphyriques et un faciès de syénite pegmatoïde apparaît localement en filons isolés (« necks »).

Relation entre sédimentation et volcanisme, mise en place du Complexe de N’goutou La nouvelle cartographie confirme que les manifestations volcaniques et hypovolcaniques de N’goutou sont contemporaines de la sédimentation du Francevillien B (Donnot et Wéber, 1968 ; 1969). A l’approche du complexe, au sein de l‘anticlinal d’Ambinda (Fig. 25), on constate une fréquence accrue des intercalations laviques et pyroclastiques dans les dépôts sédimentaires, ainsi qu’un remaniement croissant de produits volcaniques et volcanoclastiques. Le dispositif structural et stratigraphique d’ensemble permet d’envisager la chronologie suivante :

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• les épanchements sous-marins de laves basaltiques et les premières manifestations pyroclastiques interviennent dès la base du Francevillien B, comme on l’observe dans la partie nord du complexe (feuille Batoula ; Thiéblemont et al., 2009h). Elles se poursuivront durant le dépôt du Francevillien B, les laves de la bordure du complexe passant latéralement aux termes volcaniques et volcano-sédimentaires interstratifiés avec les pélites et grès du Francevillien B (Fig. 26) ;

• le complexe annulaire se met progressivement en place avec l’unité périphérique dans laquelle les faciès à caractère hypovolcanique deviennent dominants (syénites, microsyénites et microgranites). Son édification se poursuit avec l’insertion des termes centraux du dispositif, riches en cérium, d’abord syénitiques, puis microgranitiques. Elle se termine par les necks pegmatitiques de syénite néphélinique qui « poinçonnent » l’ensemble. Les tufs rhyolitiques de la partie sommitale du Francevillien B de la rivière Akou (feuille Okondja) témoigneraient d’une activité pyroclastique contemporaine. Une forte activité hydrothermale accompagne ces intrusions, affectant les sédiments francevilliens et les laves de la périphérie du complexe. L’activité du Complexe de N’goutou ne semble pas se poursuivre au Francevillien C : les jaspes qui affleurent à proximité du complexe présentent le même faciès de platiers à stromatolithes qu’ailleurs et la part de produits volcanoclastiques y est tout aussi discrète (possibles dépôts cendreux).

Groupe du Francevillien C Jaspes, jaspes à stromatolithes Caractères généraux Les jaspes du Francevillien C constituent une unité lithostratigraphique très particulière. En effet, cette formation est définie par un faciès diagénétique et non par la nature des dépôts dont elle est issue. Donnot et Wéber (1969) en donnent la définition suivante : « la formation des jaspes est caractérisée par la présence, sur une puissance de 10 à 50 m, d’un ou plusieurs niveaux de jaspes massifs au sein d’une formation essentiellement ampélitique ». Cette description relativement simple s’avère souvent suffisante pour le cartographe. Elle permet d’identifier le Francevillien C dans l’ensemble des secteurs d’affleurement du Francevillien (Fig. 26). Cette unité se présente sous la forme d’une assise peu épaisse où figurent un ou plusieurs bancs de jaspe (roche siliceuse généralement sombre, à grain très fin constituée de quartz microcristallin et de calcédoine). En dépit de ces caractéristiques ubiquistes, l’examen détaillé des jaspes indique une grande variété de constituants primaires, puisqu’ils proviendraient de la silicification précoce de sédiments – ampélites, dolomies – et pro parte de tufs pyroclastiques acides (Wéber, 1969). Les nouveaux levés des feuilles Franceville – Boumango et Okondja apportent aux jaspes du Francevillien C l’élément d’homogénéité sédimentologique et paléo-environnemental qui leur manquait. En effet, ils y révèlent la présence presque systématique de stromatolithes (Fig. 29). Auparavant cette présence, envisagée par Wéber (1969), n’avait été décrite que sur quelques sites (Bertrand-Sarfati et Potin, 1994 ; Pambo (2004). En dehors des bassins de Franceville et d’Okondja, les constructions stromatolithiques sont également communes dans la région de Lastoursville (Doumé, Bembicani). La carte Lastoursville (Ebang Obiang et al., 2009) en signale sur la bordure SE du Bassin des Abeilles et nous en avons nous-même observé entre Booué et Lopé. Le Francevillien C comprend des faciès silicifiés (jaspes), des dolomies et des ampélites. Les faciès silicifiés peuvent être à l’origine :

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• des formations carbonatées à stromatolithes (dolomies de sebkha), à stromatolithes et oncoïdes, ou à oolithes ;

• des ampélites ; • des tufs vitroclastiques. Cependant, dans bien des cas, la silicification ne permet pas d’identifier le faciès initial. Cet effacement est accru par l’altération supergène qui entraîne des recristallisations de silice et une bréchification.

Fig. 29. Répartition des faciès à stromatolithes et à oncoïdes dans les jaspes Pfbj et Pfc.

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Les dolomies affleurent principalement dans la région de Lastoursville, où elles forment des falaises percées de grottes karstiques. Dans le Bassin de Franceville, on les connaît dans quelques sondages et surtout sur un affleurement remarquable (rocher Djibalonga ; Wéber, 1969 ; Pambo, 2004), qui borde un karst ennoyé à dolines et ouvalas. L’assise dolomitique de Djibalonga comprend deux ensembles (Bouton et al., 2009a). La partie inférieure (22 m) provient de la dolomitisation d’une ancienne série évaporitique à tepees et structures entérolithiques, probablement formée dans un environnement supratidal de type sebkha. La partie supérieure (~ 19 m), à stratification plus régulière, à litages obliques et biohermes stromatolithiques, traduit plutôt un environnement intertidal. La silicification qui apparaît de manière localisée dans le terme inférieur, envahit progressivement, sur 5 à 6 m, la dolomie à la base de l’unité supérieure, puis se généralise sous la forme de jaspes massifs en bancs plurimétriques dominant la falaise. L’analyse pétrographique des dolomies de la partie inférieure montre que l’évolution diagénétique majeure est celle d’une dolomicrosparitisation progressive d’une boue carbonatée (probablement initialement dolomitique), suite à un remplacement de la boue par des minéraux évaporitiques identifiés en reliques (anhydrite et gypse). Les dolomies de Lastoursville présentent des caractéristiques macro- et microscopiques assez semblables à celles de Djibalonga : les faciès fins dolomicritiques ou dolomicrosparitiques laminaires y sont mieux préservés, les reliques d’anhydrite sont toujours présentes et la dernière phase dolomitique, encore plus grenue, pourrait correspondre à une dolomite de type « saddle », éventuellement associée à une remobilisation tardive de sulfates. L’ultime phase reste comme à Djibalonga la silice. La structure laminaire originelle, donnant parfois de minces niveaux de péloïdes, pourrait être liée au développement de mattes microbiennes. Les jaspes à stromatolithes montrent des formes en colonnes, en choux fleurs, en mamelons, en dômes ou de simples ondulations centimétriques régulières à concavité peu marquée. Entre les édifices stromatolithiques les plus importants, se mettent en place des rudstones à oncoïdes et débris de stromatolithes (Fig. 30). L’importance des tufs vitroclastiques dans la formation est plus délicate à apprécier, car ces roches sont difficilement discernables des jaspes issus de roches sédimentaires. En lame mince, leur identification, également peu aisée, se fonde sur la présence de vitroclastes et de petits feldspaths. Les faciès à fiammes pluri-millimétriques sont les plus faciles à diagnostiquer sur le terrain. D’une manière générale, les faciès vitroclastiques semblent minoritaires par rapport aux faciès sédimentaires. Les plus évidents semblent plutôt situés au toit de la formation, dans la zone de transition avec le Francevillien D.

Sédimentologie et paléogéographie du Francevillien C Les jaspes du Francevillien C constituent une assise relativement peu épaisse (de 10 à 30 ou 50 m), mais de grande extension géographique. La discordance angulaire constatée localement avec les assises antérieures montre que le dépôt du Pfc scelle l’activité tectonosédimentaire du Francevillien B. Sur les feuilles Franceville et Okondja, les horsts d’Amiéni et Okoumbi soulignent un axe NW-SE (seuil d’Andjogo de Wéber, 1969 ; Fig. 25) dont l’exhumation s’effectue antérieurement au dépôt du Francevillien C. Même si l’effacement des textures ne permet pas toujours de préciser les environnements sédimentaires, l’abondance des stromatolithes (Fig. 29) suggère la prédominance de milieux peu profonds, intertidaux à supratidaux. Les faciès de faible énergie sont les mieux représentés, mais les biohermes d’Okondja, entourés de rudstones à oncoïdes, indiquent des milieux périodiquement agités (Fig. 30). Latéralement, la formation passe à des sebkhas à évaporites (Djibalonga) et à des lagunes anoxiques où se déposent des ampélites riches

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en matière organique et renfermant parfois du gypse (feuille Lastoursville). Cette immense plate-forme semble soumise à des apports aériens de poussières volcaniques et à des dépôts de tufs acides (cf. infra). Les compositions isotopiques de l’oxygène des dolomies des régions de Franceville et de Lastoursville (Fig. 31) confirment qu’il s’agit de dolomies d’évaporation ou de reflux (Préat et al., 2010). Les valeurs très souvent élevées du δ13C (de 1‰ à près de 10‰) des dolomies de Lastoursville et de Djibalonga suggèrent également un enrichissement régional lié à l’activité des mattes microbiennes et des stromatolithes et/ou à l’évaporation de bassins restreints de type lacustre. Ces valeurs montrent que la série carbonatée s’est déposée au cours de l’excursion positive reconnue mondialement par Bekker et al. (2001) dans l’intervalle 2,2 2,1 Ga. Cette excursion positive s’accorde avec le dépôt de ces carbonates en bordure d’un bassin sédimentaire fortement subsident – celui du Francevillien B de Franceville et Okondja - empêchant le recyclage du 12C. Une analyse plus approfondie des compositions isotopiques du carbone montre que la série carbonatée a également enregistré de manière plus limitée des compositions isotopiques différentes, proches de celle d’une eau de mer normale. Ces valeurs pourraient témoigner de variations de la subsidence qui, dans ce cas, auraient permis temporairement le recyclage du 12C (Préat et al., 2010).

Fig. 30. Faciès à stromatolithes de la région d’Okondja. Les faciès à oncoïdes (photo coin gauche - haut) sont situés à la périphérie de grands édifices stromatolithiques en forme de colonne (C). Ils présentent une succession de rudstones à oncoïdes et débris stromatolithiques encroûtés (R) et de floatstones (F). Ces deux faciès sont séparés par un mince voile bactérien (V) sur lequel s’ancrent de petits édifices stromatolithiques (S). Le bombement des lamines sur la face supérieure des clastes horizontaux (à droite de R) indique que le phénomène d’encroûtement se poursuit au fur et mesure du dépôt des clastes.

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Fig. 31. Diagramme des valeurs δ13C - δ18O (Préat et al., 2010). Francevillien C dolomitique (Pfcd) de Lastoursville, Djibalonga, de la Sébé ; jaspe Pfc d’Andjogo (stromatolithe) ; dolomies intercalées dans les ampélites du Francevillien B de Moanda (coupe de la gare) et de Franceville ; blocs de dolomie des brèches du Francevillien B. La ligne horizontale en tiretés sépare les valeurs élevées du δ13C (excursion positive des valeurs normales (eau de mer ?) inférieures à 0,5‰ (suivant Kahru et Holland, 1996). Le rectangle en haut à gauche donne pour le δ18O la fourchette de composition isotopique de l’eau de mer à 2 Ga (tiré de Kasting et al., 2006 dont l’étude pour l’ensemble du Paléoprotérozoïque est basée sur une compilation de 9957 valeurs isotopiques).

Les relations entre Francevillien B et C : l’exemple du Bassin de Franceville La nouvelle cartographie de la feuille Franceville met en évidence une entité de jaspes à stromatolithes antérieure aux dépôts terrigènes du Francevillien B (Bouton et al., 2009a). Cette formation a été reconnue sur le bord SW du bassin francevillien où elle repose directement sur l’Archéen ou, plus communément, sur les grès du Francevillien A (Fig. 26). Cartographiquement, elle s’insère entre les grès du Francevillien A et les pélites du Francevillien B. On la connaît également en sondage à la base du Francevillien B (sondage OG8, in Bertrand-Sarfati et Potin, 1994) et sous forme remaniée dans les brèches et conglomérats du Francevillien B (Wéber, 1969 ; Bouton et al., 2009a). Comme le Francevillien B du Bassin de Franceville est lui même surmonté du Francevillien C à dolomies et jaspes à stromatolithes, nous en déduisons que la sédimentation du Francevillien B des bassins de Franceville et Okondja est pro parte contemporaine de celle des jaspes à stromatolithes des domaines non subsidents (haut-fond de Lastoursville et Bassin des Abeilles) (Tableau 19). Cette hypothèse a déjà été envisagée par Wéber (1969) qui ne la rejetait pas totalement. Elle s’accorde avec les données relatives aux isotopes du carbone présentées plus haut. D’ailleurs les dolomies remaniées dans les brèches du Francevillien B ont la même signature isotopique positive que celles de Lastoursville et Djibalonga (Fig. 31).

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Bassin de Franceville SW Bassin de Bassin des Abeilles Franceville (Mounana, Djibalonga) Francevillien D : ampélites plus ou moins silicifiées et tufs acides Ampélites Jaspes à Jaspes de silicifiées stromatolithes (12 Mvengué à (30 m ?) m) passées tufacées Jaspes à Jaspes à Dolomies à reliques (rares stromatolithes, évaporitiques (28 stromatolithes jaspes à oolithes et stromatolithes signalés) (40 m) oncoïdes (50 à 100 (10-20 m ?) m) m), intercalations Francevillien B Francevillien B Dolomies à mattes ampélitiques ampélitique (50 à ampélitique puis microbiennes et reliques gréseux (100 à 1000 m), évaporitiques (60 m) intercalations de 300 m ?) brèches à blocs de « Francevillien B » : Jaspes à Ampélites partiellement jaspes à ampélites (10 à 50 stromatolithes (20 silicifiées (0 à 40 m ?) stromatolithes m) m) Francevillien A Haut-fond de Lastoursville

Tableau 19. Synthèse des relations entre Francevillien B et Francevillien C.

Roches volcano-sédimentaires à volcaniques Tufs acides, laves basiques et roches ultramafiques alcalines, ampélites Sur la présente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000, l’ensemble des formations volcano-sédimentaires à volcaniques francevilliennes a été figuré par un caisson unique qui maximise l’emprise du volcanisme dans la sédimentation francevillienne. Ce volcanisme s’exprime essentiellement au sein des zones de graben : bassins de Francevillle et d’Okondja. Localement, et particulièrement au sud du Complexe de N’goutou, les roches volcaniques forment des successions cohérentes incluant des faciès variés, mais, le plus généralement, le volcanisme apparaît indirectement au travers de roches volcanosédimentaires (grès tufacés, cinérites etc.) intercalées dans les ampélites ou pélites. Du point de vue stratigraphique, le volcanisme s’observe dans les Francevillien B, C et D, sans qu’il soit possible d’établir une distinction entre ces différentes périodes. Plus vraisemblablement, le volcanisme francevillien traduirait la permanence d’un régime distensif durant la période de formation des grabens, comme on l’observe dans des rifts récents (rift Rhin – Rhone par exemple). Les faciès volcanodétritiques prennent un développement important dans le Francevillien B de l’anticlinal d’Ambinda, où ils témoignent d’une généralisation des apports de produits volcaniques ou volcanoclastiques en relation avec le Complexe de N’goutou. Les dépôts sédimentaires, plus ou moins riches en produits volcaniques, alternent avec des tufs grossiers ou fins, acides ou basiques, des cinérites, des ignimbrites rhyolitiques et des laves basiques en coussins (basaltes à olivine) à texture hyaloclastique (Photos 14 – 15). Dans cet ensemble figurent également des filons syénitiques et des roches (sills ?) mafiques à ultramafiques (péridotite de la rivière Akou).

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Photo 14. Lapilli microlitique au sein d’une lave tufacée à texture hyaloclastique (Francevillien B du Bassin d’Okondja, échantillon OKO0535).

Photo 15. Lapilli vitreux vacuolaire au sein d’une lave tufacée à texture hyaloclastique (Francevillien B du Bassin d’Okondja, échantillon OKO0535). Même grossissement que dans la photo précédente. En s’éloignant du Complexe de N’goutou, l’empreinte volcanique devient plus discrète. Elle reste perceptible dans certaines arénites et grauwackes du Bassin de Franceville, qui renferment des débris de tufs cinéritiques, de laves microlitiques, de spilites, de verre altéré type lapilli. Les faciès fins peuvent également contenir une part notable de quartz esquilleux, de quartz à cachet rhyolitique, de feldspaths peu usés et de biotite. Pour les faciès les plus fins où ces critères pétrographiques ne peuvent être utilisés, les ampélites en particulier, l’influence du volcanisme francevillien reste perceptible au travers des signatures géochimiques (cf. infra). Un cas particulier est fourni par la série de Massima, située nettement à l’écart des bassins francevilliens, au front de l’orogène éburnéen, et dont le volcanisme pourrait avoir une signification différente. A l’échelle du 1/1 000 000, l’aire de ce volcanisme est toutefois

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réduite. Il représente une variation locale au sein du francevillien métamorphique de l’Okanda (Fig. 25), intercalée au sein de formations gréso-pélitiques rapportées au Francevillien B, et dont l’épaisseur serait de quelques centaines de mètres (Prian et al., 1991). De la base vers le sommet, cet ensemble métavolcanique montre la succession de métaandésites, méta-ultrabasites, incluant des roches à faciès spinifex (laves ultramafiques de type komatiite), puis d’un horizon assez puissant de métavolcanites intermédiaires (métaandésites) à acides (métadacites). Une corrélation avec les volcanites du Francevillien B de la région d’Okondja est évoquée par Prian et al. (1991), mais ne trouve aucune confirmation dans les données pétrologiques. Des roches ultramafiques et intermédiaires s’observent dans les deux régions, mais elles sont nettement alcalines vers Okondja (cf. infra) et subalcalines à Massima (komatiite pauvre en TiO2, andésite, dacite). Il est possible que cette différence traduise des contextes de mise en place différents : plus ouvert pour le secteur de Massima (laves subalcalines) que pour les bassins francevilliens orientaux. Mais la vérification de cette hypothèse nécessiterait des investigations plus poussées. Finalement, le principal problème posé par la série de Massima provient de l’âge à 2940 ± 6 Ma obtenu sur une métadacite épimétamorphique (Guerrot et al., 1994). L’âge à 2940 ± 6 Ma est mentionné par Chevallier et al. (2002), qui ne le retiennent pas. Conformément à l’interprétation cartographique de Prian et al. (1991), ces auteurs situent le « Supergroupe de Massima » dans le Paléoprotérozoïque. Cette interprétation se base sur l’environnement lithologique et structural de la série : son caractère épimétamorphique, la présence de quartzites et de schistes noirs, etc la situent clairement dans le Francevillien. Alternativement, l’hypothèse d’un âge de mise en place mésoarchéen (Guerrot et al., 1994) soulève d’énormes difficultés. Cet âge se situe dans la gamme des granites mésoarchéens, c’est à dire dans la période d’accrétion majeure du socle archéen dont seuls témoignent aujourd’hui les granitoïdes. Un âge de mise en place archéen impliquerait que la série de Massima ait échappé à l’ensemble de l’histoire métamorphique archéenne, restant au voisinage de la surface pendant près de 1 000 Ma (2940 Ma à ~ 2000 Ma). Cette série serait donc totalement « exotique », ne pouvant être rattachée ni au Domaine de l’Ogooué, ni au socle du Chaillu. Ceci conduirait à envisager l’existence, entre ces deux domaines, d’un segment de croûte archéenne épizonale aujourd’hui presque entièrement disparu. Une autre hypothèse, qui nous semble plus probable, est que les zircons datés soient des cristaux hérités. De tels âges mésoarchéens (2965 ± 4 Ma, Tableau 4.2) ont ainsi été obtenus sur des zircons extraits d’une ultrabasite francevillienne de la région d’Okondja (ultrabasite de la rivière Akou). Ils traduisent très vraisemblablement une contamination du magma mafique par son encaissant granitoïde lors de la mise en place. Dans l’environnement spécifique de la série de Massima, il est envisageable que les laves acides soient, pour partie, issues de la remobilisation du socle par les magmas ultramafiques. Dans ce cas, les âges obtenus sur les rares zircons extraits de la métadacite (Guerrot et al., 1994) seraient des âges d’héritage et non de mise en place. Des études complémentaires seront nécessaires pour trancher entre ces différentes hypothèses.

Groupe du Francevillien D Pélites verdâtres à intercalations gréseuses et tufacées Le Francevillien D se caractérise par une grande homogénéité lithologique et sans doute sédimentologique. Il comprend deux termes successifs, l’un peu épais (< 100 m), à dominante ampélitique, l’autre gréso-pélitique, qui pourrait atteindre 400 m de puissance.

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Le terme basal, quoique localement absent, est représenté sur l’ensemble des bassins francevilliens. Il est formé d’ampélites plus moins silicifiées alternant avec de minces bancs de grès silteux sombres. Le passage avec les jaspes sous-jacents est assez graduel. Lorsqu’elles ne sont pas silicifiées, ces ampélites se distinguent difficilement de celles du Francevillien B ou de celles qui sont interstratifiées avec les jaspes. Elles sont suffisamment riches en matière organique pour être parfois désignées comme des shales charbonneux. Du gypse y est signalé (feuille Lastoursville, Ebang Obiang et al., 2009). Les passées volcanoclastiques comprises dans la formation ne sont pas aisées à distinguer macroscopiquement des faciès sédimentaires. Ce sont des roches dures et cohérentes à grain fin, généralement sombres. En lame mince, on reconnaît des tufs acides et des ignimbrites, composées de phénocristaux de quartz et de plagioclases, d’échardes de verre recristallisées dans un fond à texture vitroclastique. Ces roches connues dans la région de Franceville et, localement, dans le Bassin des Abeilles, se situent souvent au toit des jaspes avec lesquels elles sont souvent regroupées cartographiquement (feuille Booué, Prian et al., 1990). Aux ampélites et tufs subordonnés succèdent des alternances pélitico-gréseuses, dans lesquelles s’insèrent des corps gréseux lenticulaires de granulométrie et de puissance très variables : grauwackes fines à moyennes, parfois dolomitiques, arénites sombres souvent tufacées. Les corps gréseux les plus développés ont une soixantaine de mètres de puissance pour une extension géographique d’une cinquantaine de kilomètres (synclinal du Mont Ngouadi, feuille Okondja). Ils débutent par des arénites légèrement argileuses, faiblement arkosiques et micacées, assez bien classées, de grain fin à moyen. Les micas s’y disposent de manière quelconque, laissant supposer un dépôt par coulée de grains. Ces grès s’altèrent par desquamation en donnant des boules. La partie sommitale des corps gréseux est constituée de quartzarénites mieux vannées, à laminations parallèles horizontales ou obliques. Les grès ont une composition variée, avec, en proportions variables, des clastes d’origine sédimentaire (cherts, siltites, quartzites) et volcanique (quartz à golfes de corrosion, amphiboles, biotites, débris de verre volcanique). Le cortège détritique s’enrichit parfois de granites et de gneiss issus de l’Archéen (grès de Matoro, sur la feuille Okondja). L’empreinte volcanique demeure constante dans la partie supérieure du Francevillien D. Elle s’exprime sous forme remaniée dans les grès, plus rarement sous forme d’ignimbrites, de tuffites et de cinérites. Ces faciès volcanoclastiques n’acquièrent un développement cartographique notable que sur la feuille Okondja.

Sédimentologie et paléogéographie du Francevillien D Les ampélites plus ou moins gréseuses à intercalations de pyroclastites de la base du Francevillien D pourraient s’être déposées dans un environnement réducteur peu profond, soumis à des apports volcaniques : un paysage de lagune succèderait aux platiers à stromatolithes du Francevillien C. Ensuite, la sédimentation présente un aspect séquencé qui a parfois été qualifié de flyschoïde (Prian et al., 1990). La mise en place des grès sombres s’effectue selon des processus de type coulée de grains qui donnent des bancs massifs, peu ou pas triés, dépourvus de litage, à figures d’échappement d’eau. Dans l’angle SW de la feuille Okondja, des stratifications en mamelons (HCS) montrent que le milieu sédimentaire est soumis à des courants de tempêtes. L’épaisseur relativement modérée de la formation suggère un environnement de plate-forme, soumise temporairement ou localement à l’action des vagues de tempêtes et à des courants de forte énergie (surfaces de bancs à rides lingoïdes).

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Groupe du Francevillien E Grès fins à moyens feldspathiques, parfois conglomératiques, argilites subordonnées Les terrains rapportés au Francevillien E sur la présente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 comprennent deux ensembles :

• l’un assimilable aux termes pélitico-gréseux du Francevillien D décrits plus haut (secteur du Bassin des Abeilles) ;

• l’autre très proche des grès du Francevillien A (secteur du Mont Ngouadi, feuille Okondja, Fig. 25). De fait, seuls les grès du Mont Ngouadi constituent un ensemble lithologique « singulier » dans la succession francevillienne. Cet état de fait conduirait à resteindre l’usage du terme Francevillien E à ces grès. Néanmoins, nous avons préféré rester conformes à l’usage ancien en maintenant la partie supérieure du Francevillien du Bassin des Abeilles dans le Francevillien E. Cette conception a le mérite de permettre l’expression cartographique du passage entre des faciès fins (argilites, siltites ; Prian et al., 1991) et des faciès plus grossiers (grès fins à moyens, localement à débris lithiques ; Prian et al., 1991). Une solution consisterait à distinguer un terme basal fin et un terme sommital grossier dans le Francevillien D, mais une telle cartographie semble difficilement réalisable au sein des grabens orientaux (région de Franceville – Okondja). Dans le secteur du Mont Ngouadi, le Francevillien E a une épaisseur d’environ 400 m. Il se compose d’au moins deux mégaséquences gréseuses séparées par des grès argileux. Les grès sont des arénites arkosiques rose saumon, qui se disposent en bancs de 1 à 2 m d’épaisseur, à stratifications obliques communes. Les quartz sont peu usés. Les feldspaths, assez abondants, sont frais et peu usés, ce qui témoigne d’un transport limité. Les grès argileux, parfois micacés, de grain moyen à fin prennent par altération une teinte lie-de-vin à rouille et un aspect caverneux. Ces caractéristiques lithologiques contrastent avec celles des formations détritiques antérieures. Elles évoquent davantage le Francevillien A avec lequel il a été confondu (Pascal, 1963 ;1965). Le milieu de dépôt de cette formation reste à établir. Le caractère peu usé des quartz et des feldspaths, combiné à la faible diversité du contenu clastique, laisse entrevoir un contexte paléographique comparable à celui prévalant au début du cycle francevillien, à savoir un domaine tectoniquement stable, où les séries francevilliennes et archéennes sont soumises à l’érosion. Cette interprétation est appuyée par la grande variété d’âge des zircons détritiques collectés dans un grès du Mont Ngouadi : âges archéens (~ 2900 et 2600 Ma), limite Archéen – Paléoprotérozoïque (~ 2500 Ma) et paléoprotérozoïques (2200 - 2020 Ma) (Bouton et al., 2009b).

Synthèse géochimique sur le Francevillien des bassins de Franceville et Okondja Problématique et méthodologie 90 analyses nouvelles, incluant, pour la plupart, le dosage conjoint des éléments majeurs (laboratoire OMAC) et des éléments traces (laboratoire P. Sue du CEN Saclay), ont été réalisées dans le cadre du projet Sysmin (Tableaux 20 à 28). L’objectif était double :

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• établir une typologie précise du magmatisme francevillien (Complexe de N’goutou et laves du Francevillien B, C et D) ;

• évaluer les contributions respectives du socle mésoarchéen et du volcanisme à la sédimentation francevillienne. Cette contribution est manifeste dans certains faciès terrigènes dont l’étude pétrographique a révélé le caractère volcano-sédimentaire (cinérites, grès tufacés, etc.). Elle peut être envisagée pour les faciès fins, argilito-silteux (pélitiques) ou ampélitiques, susceptibles d’être au moins partiellement alimentés par des particules cendreuses émises lors des éruptions pyroclastiques. L’existence de telles éruptions a par ailleurs été mise en évidence par Wéber (1969), qui décrit des tufs pyroclastiques dans un état de conservation remarquable dont il fournit quelques photographies. De tels dépôts ont été cartographiés dans les formations du Francevillien B, C et D lors des levés du projet Sysmin (Bouton et al., 2009a-b). Une large gamme de faciès a été observée dont les descriptions pétrographiques sont compilées dans la base de données de la DGMG. L’identification de ces roches est souvent difficile du fait d’altérations omniprésentes qui provoquent des phénomènes de silicification et/ou de lessivage des éléments liés à la fraction feldspathique (Al, Na, K) (cf. infra). Dans un tel contexte, la prise en compte des éléments traces peu mobiles (Ta, Nb, Hf, Zr, etc.) s’avère indispensable pour reconstituer les processus pétrogénétiques et le rôle des différents « réservoirs géochimiques » (substratum mésoarchéen, magmatisme paléoprotérozoïque) dans la genèse des roches. Dans ce but, des analyses isotopiques Sm – Nd ont également été effectuées. Tous les faciès ont été analysés et organisés en un ensemble de familles désignées comme suit :

• les laves ultrabasiques et basiques (Tableau 20) ; • les roches subvolcaniques du Complexe de N’goutou (Tableau 21), sur lesquelles deux analyses nouvelles ont été réalisées ; des moyennes des quatre principaux faciès étant tirées de Moussavou et Edou-Minko (2006) ;

• les trachytes et tufs de même nature (Tableau 22) ; • les laves et pyroclastites acides (Tableau 23) ; • les roches volcano-sédimentaires et grès tufacés (Tableaux 24 et 25) ; • les quartzarénites (dont quelques roches échantillonnées dans les filons clastiques recoupant l’unité Fb) (Tableaux 25 et 26) ;

• les argilites/siltites et les ampélites (Tableau 27) ; • les jaspes (Tableau 28). Concernant l’aspect strictement magmatique, le caractère alcalin sous-saturé à sursaturé du Complexe de N’goutou a été bien démontré par Moussavou et Edou-Minko (2006) et on peut conclure, avec ces auteurs, à une mise en place en contexte « anorogénique » (ou encore « intraplaque »). Cet environnement reste d’ailleurs tout à fait « lisible » dans la géologie actuelle. Les séries paléoprotérozoïques se sont déposées dans un bassin dont on peut dessiner les limites. Après le dépôt des grès du Francevillien A, l’extension a abouti à la création d’un ensemble de grabens aux fonds très irréguliers, d’une puissance de série sédimentaire maximum de l’ordre de 2500 m et dont chaque segment ne dépasse pas une largeur de l’ordre de 50 km.

163

Carbonatite ? ECH N° SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Nb Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

Ultrabasites

OKO_ 18B3001

OKO 0823

22,71 0,11 3,36 2,65 0,074 13,43 26,18 0,21 0,75 0,05 32,47 101,99

41,57 1,93 8,01 12,39 0,156 18,90 9,82 0,25 1,31 0,42 5,56 100,31

5,56 0,85 28,5 505,00 34,9 1111,00 100 556,00 1,81 0,92 5,14 12,53 3,82 7,11

Basaltes

Ech.27 41,2 2,09 7,8 16,2 0,19 18,9 9,2 0,28 2,2 0,32 98,38

1061 487

OKO 0538

OKO 1748B

OKO 1231

BAT 1038A

OKO 2463

OKO 2465A

46,79 2,69 12,41 13,27 0,181 6,64 10,05 1,93 1,86 0,47 4,97 101,27

50,05 2,43 15,00 10,87 0,193 4,45 5,19 5,00 2,31 0,28 1,49 97,26

50,21 2,25 15,57 15,68 0,400 6,75 0,65 2,07 0,57 0,26 6,63 101,03

45,65 3,25 13,81 14,71 0,103 4,71 6,41 3,65 0,20 0,44 8,24 101,16

47,50 2,03 12,02 12,82 0,227 6,69 9,60 3,48 1,24 0,28 5,51 101,39

47,60 2,22 13,07 14,74 0,261 6,67 6,37 3,24 1,92 0,28 4,98 101,34

2,45 60,70 820,00 526,00 0,91 4,78 3,89

4,93 151 746 405 3,01 5,36 4,2

1,71 30,2 236 62 1,32 7,47 3,84

1,14 2,3 91 440 1,17 5,56 4,16

7,01 526,00 25,30 56,60 427,00 204,00 53,00 111,00 48,00 9,22 2,68 0,97 1,95 0,38 0,69 2,93 0,02 1,57 127,00 39,00 1,64

4,9 209 35,2 77,4 484 367 50,05 108 42,3 8,7 2,63 0,927 2,39 0,15 0,65 7,2 0,14 3,1 197 51 nd

5,09 210 26,8 61,4 381 279 52,7 111 47,4 9,25 2,42 0,994 2,33 1,58 0,58 1,43 0,27 1,37 163 114 2,6

8,13 320 25,7 61,3 225 155 56,4 124 51,8 11,41 3,14 1,016 2,03 0,14

34 10,16 4,53 359 183,00 26,10 0,49 1,92 85,50 5 1161,00 4,6 768,00 74,4 50,75 151,2 100,70 50 44,00 6,80 9,72 2,09 0,6 1,094 0,62 3,85 1,16 5,9 0,15 0,52 3,2 1,70 0,21 0,03 0,86 0,38 84 94,00 64 nd nd 0,80

165

1304 55,8 107 46 8 2,4 0,7 1,1

79

0,99 0,056 0,62 135 90 1,1

Tableau 20. Analyses chimiques des laves ultrabasiques et basiques. La composition d’une roche carbonatée d’affinité alcaline (carbonatite ?) est également reportée.

164

Moyennes (Moussavou et Edou Minko, 2006)

N’goutou

BAT 1017

OKO 1731

QGranite syén.

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

51,33 1,14 20,30 7,16 0,142 0,73 1,47 5,82 9,92 0,07 2,19 100,27

53,23 0,18 16,96 8,53 0,331 1,14 0,49 3,74 5,96 0,06 6,11 96,72

62,22 1,08 13,84 9,26 0,30 0,10 1,40 4,44 4,61 0,26 97,50

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Nb Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

4,85 582 1395 985 7,92 93,7 28,58

ECH N°

15,38 973 2,7 8,3 36 5 377 1280 540 95,6 30,6 10,48 23,3 nd 14,7 1,73 0,056 nd 84 nd 4,1

µgran.

Syén. Porph.

73,83 0,42 11,63 4,50 0,09 0,00 0,33 2,45 5,10 0,05

71,40 0,27 13,84 1,94 0,01 0,00 1,22 2,81 5,26 0,03

55,78 0,68 19,70 5,62 0,15 0,00 1,70 3,93 10,34 0,09

98,41

96,79

97,99

2,24 326 238 1500,73 195,67 41 81,36 39,67 4,23 26,37 17,89 324,09 327,33 16,9 752 1120,55 1471,67 0,98 2,2 9 0,00 0,00 0,15 173 125,15 319,43 318 276,53 601,83 87 107,32 188,33 17,35 22,08 37,90 2,2 4,96 2,80 1,702 2,89 4,37 5,07 7,39 13,43 nd 0,93 1,85 0,051 1,8 120 210,09 211,67 nd nd

226,40 1705,40 31,80 838,40

147,00

204,20

733,20

379,40

0,00

0,00

85,12 166,38 57,94 10,34 0,68 1,74 6,44

170,98 309,70 100,62 15,36 4,66 1,78 2,80

50,00

99,80

Tableau 21. Analyses chimiques des roches du Complexe de N’goutou. Les moyennes des différents faciès sont issues de Moussavou et Edou Minko (2006).

165

Trachytes, tufs intermédiaires

ECH N°

OKO 0567

OKO 0103

OKO 1724

OKO 0514

OKO 0100E

OKO 1732

FRA 0290

OKO 2465B

OKO 0566

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

52,70 0,24 14,97 13,29 0,683 2,23 0,26 1,52 5,03 0,05 8,18 99,14

56,29 0,81 26,53 7,57 0,002 0,18 0,17 1,24 2,97 0,03 6,71 102,50

57,6 0,37 18,4 5,97 0,21 1,2 1,7 4,3 3,28 0,11 6,1 99,24

57,61 0,57 14,74 10,92 0,438 0,50 0,31 0,06 4,69 0,04 8,44 98,31

57,97 0,29 11,95 15,99 0,151 4,00 0,10 0,04 0,10 5,13 95,74

60,97 0,45 15,06 8,43 0,305 0,92 0,53 3,06 3,96 0,10 5,83 99,61

61,79 0,62 19,45 5,70 0,110 2,08 0,57 1,73 5,48 0,07 3,82 101,42

61,94 1,29 11,25 8,57 0,154 4,75 3,68 2,89 1,59 0,17 3,81 100,08

62,16 0,43 13,58 6,11 0,039 1,15 0,06 1,52 3,48 0,10 7,18 95,82

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

6,21 155,00 829,00 56,00 4,97 19,56 1,00 3,79 131,00 10,70 26,80 77,00 32,00 52,80 115,40 32,50 6,40 1,54 0,76 3,08 27,04 0,43 5,80 5,06 2,09 33,00 347,00 10,60

6,16 127 746 271 2,74 18,38 1,262 1,8 64 13,1 0,57 76 4,3 51,48 107,4 40,9 5,93 1,34 0,577 1,44 10,05 0,67 5,83 0,74 2,19 10 nd 1,24

2,85 177,00 168,00 8,00 3,89 19,81 13,82 16,25 702,00 3,40 3,30 6,00 3,80 154,60 313,00 106,00 19,70 1,88 2,01 6,36 1,21 0,30 3,16 0,32 9,48 181,00 nd 1,20

0,23 5,6 50 40 1,12 3,96 0,312 3,48 130 4,4 10,5 8 89 13,41 27,5 9,8 2,01 0,63 0,223 0,62 2,7 0,4 0,64 0,15 nd 112 nd 0,73

1,71 211 285 61 3,39 19,06 11,56 14,5 615 4,38 1,78 8 0,21 131,7 254 73,8 15,8 2,78 1,36 4,31 0,35 nd 0,81 0,14 3,9 112 49 nd

11,45 212 973 91 6,85 28,3 1,594 5,51 204 13,6 23,9 79 49,8 73,5 147 48,1 8,73 2,32 0,924 3,04 2,03 nd 0,72 0,27 1,61 89 nd 2,1

Tableau 22. Analyses chimiques des trachytes (laves) et tufs de même nature.

166

3,1 134 512 85 3,18 26,46 19,08 11,17 580 0,79 8,4 15 20,3 250,7 395 115,7 19,97 5,07 1,732 5,62 2,56 nd 0,36 0,37 2,21 234 92 1,7

Pyroclastites et laves acides

ECH N°

FRA 0285

OKO 0535

OKO 0500

FRA 0220

FRA 0284

FRA 0008

FRA 0056

OKO 0534

OKO 0517

OKO 0539

OKO 0516

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

64,67 0,46 16,18 4,55 0,117 1,70 0,24 1,14 4,56 0,08 3,98 97,68

64,94 0,21 17,34 6,79 0,024 1,33 0,09 1,24 4,53 0,09 6,26 102,83

65,97 0,09 17,66 3,55 0,003 0,29 0,06 0,07 4,98 0,09 3,44 96,18

67,21 0,59 15,87 5,86 0,112 1,56 1,32 2,62 2,91 0,07 3,58 101,70

70,74 0,37 10,67 5,16 0,256 1,06 0,07 3,64 0,43 0,10 4,58 97,08

72,05 0,36 16,15 1,06 0,004 1,10 0,04 0,02 3,16 0,02 4,89 98,85

79,89 0,25 8,63 1,58 0,005 0,23 0,03 1,96 1,12 0,05 5,00 98,74

94,62 0,03 0,74 2,86 0,047 0,12 0,28 0,03 0,14 0,11 1,41 100,40

98,67 0,02 0,48 0,33 0,005 0,04 0,08 0,02 0,12 nd 0,18 99,93

71,28 0,66 10,74 4,71 0,033 1,66 0,63 3,55 0,52 0,09 3,50 97,38

74,68 0,51 15,67 2,53 0,005 0,35 0,16 0,09 4,96 0,06 3,23 102,25

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

6,32 176 723 51 4,87 18,34 1,405 8,38 316 8,9 10,3 11 14,3 83,4 172,1 66,3 11,62 2,15 1,324 4,26 4,61 0,12 2 0,66 1,96 54 74 1,49

1,47 125,00 814,00 84,00 2,90 20,91 14,91 13,31 606,00 0,86 5,10 23,00 31,00 261,00 299,00 142,60 22,72 3,32 1,57 4,33 2,02 0,57 1,26 0,29 3,07 137,00 nd 1,00

0,68 171,00 54,90 62,00 5,46 37,50 23,29 14,78 792,00 0,27 0,30 1,20 0,20 191,70 245,00 51,00 8,41 1,55 1,30 5,55 1,94 0,49 12,56 0,23 2,24

4,28 117,4 542 102 4,23 17,71 1,185 5,15 193 9,9 18,3 78 46 48,28 97,3 33,8 6,2 1,17 0,638 2,13 4,24 0,18 0,51 0,32 3 120 nd 0,77

0,83 17,7 134 77 3,45 12,89 0,818 4,3 166 9,3 25 38 34 39,62 86 30,9 5,35 1,06 0,584 2,73 82 1,49 6,36 3,27 2,13 110 67 3,85

4,52 139 2546 21 5,11 24,64 1,34 8,17 289 7,9 0,29 14 12 16,97 39,2

1,49 49,3 489 33 9,19 28,8 2,76 7,95 216 5,8 0,52 42 10,6 17,11 40,2 14,8 4,13 0,46 1,001 5,79 13,5 4,58 5,08 0,62 2,49 26 40 10,2

0,15 3,90 141,00 63,00 0,64 0,53 0,20 0,30 17,00 1,16 8,20 18,00 10,00 16,95 36,20 12,50 1,96 0,45 0,18 0,37 4,87 0,50 1,05 0,88 0,17 15,00 206,00 1,83

0,02 1,10 66,60 2,00 0,30 0,89 0,16 0,19 7,00 0,19 0,33 5,00 0,75 2,57 3,90 1,80 0,16 0,01 0,02 0,11 0,19 0,08 0,37 3,45 0,12 5,00 8,00 nd

nd 0,64

4,58 1,14 0,752 3,16 5,15 0,48 2,13 0,66 0,93 11 80 1,76

Tableau 23. Analyses chimiques des pyroclastites et laves acides.

167

ECH N°

OKO 2462C

OKO 0512

OKO 2437

OKO 2461A

OKO 2461B

OKO 2444

OKO 2454

OKO 2449

OKO 2438

OKO 2443

OKO 2456B

OKO 2453

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

75,59 0,65 8,21 4,65 0,034 1,76 0,21 1,65 0,74 0,07 2,98 96,53

76,39 0,48 11,77 1,19 0,005 0,07 0,04 0,08 3,28 0,02 2,11 95,45

77,40 0,42 9,27 3,98 0,005 2,07 0,15 2,22 2,51 0,06 1,60 99,69

77,69 0,40 8,63 3,11 0,030 1,53 0,43 2,88 1,21 0,11 1,71 97,74

79,42 0,67 8,21 2,82 0,019 0,96 0,04 1,39 0,68 0,05 4,07 98,33

81,30 0,31 5,28 3,05 0,008 1,21 0,14 1,04 1,44 0,08 1,38 95,26

82,57 0,33 5,56 3,88 0,004 0,82 0,08 0,11 0,81 0,04 2,16 96,36

83,12 0,29 7,10 2,24 0,006 0,81 0,04 0,97 1,46 0,04 2,04 98,11

87,08 0,22 4,22 0,72 0,001 0,05 0,06 0,45 1,49 nd 1,44 95,74

88,17 0,25 4,04 2,13 0,060 0,43 0,11 0,96 1,69 0,05 1,21 99,11

91,80 0,18 3,81 1,56 0,003 0,08 0,05 0,02 0,25 0,04 1,87 99,67

92,26 0,19 3,92 0,20 0,002 0,06 0,06 0,03 0,20 nd 1,52 98,43

Tableau 23 (suite).

168

Roches volcano-sédimentaires

ECH N°

OKO 0388A

OKO 0388B

FRA 0238B

OKO 1095

OKO 0570

FRA 0063

OKO 0100C

OKO 0100F

OKO 0571

FRA 0283

FRA 0211

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

61,36 0,70 21,74 1,62 0,002 0,56 0,01 0,23 3,22 0,05 13,28 102,77

64,59 0,79 20,36 0,85 0,002 0,55 0,01 0,23 3,10 0,04 9,72 100,24

66,20 0,37 12,81 3,33 0,066 1,90 1,05 0,22 3,47 0,05 5,12 94,60

69,47 0,42 13,00 4,92 0,126 1,12 0,42 4,20 1,23 0,10 2,43 97,43

70,61 0,60 11,73 2,03 0,009 0,56 0,07 1,93 3,08 0,06 6,23 96,91

74,49 0,43 10,76 4,21 0,065 1,04 1,57 3,06 1,28 0,06 2,41 99,37

75,21 0,16 7,72 9,41 0,099 2,71 0,15 0,11 0,12 0,01 3,92 99,62

75,21 0,18 7,69 9,86 0,112 2,54 0,88 0,09 0,21 0,02 4,08 100,87

76,24 0,40 10,52 3,53 0,059 1,01 0,27 2,21 2,69 0,10 2,23 99,26

76,32 0,34 11,50 2,23 0,041 0,32 0,16 5,09 0,81 0,07 2,61 99,48

76,79 0,28 12,34 1,68 0,042 0,38 0,05 3,69 0,73 0,03 4,50 100,51

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

10,7 154 1008 53 3,05 8,5 0,813 3,23 116 8,6 1,5 87 26,9 32,12 65,8 23,6 3,44 1,24 0,167 0,5 4,2 2,18 1,05 0,57

9,87 155 947 54 3,91 8,65 0,934 3,91 140 8,5 0,39 84 13,5 32,58 65,3 23,7 3,53 1,61 0,209 0,62 3,03 4,55 1,94 0,91 0,89 148 560 8,7

3,54 126 1276 49 1,27 5,83 0,444 1,46 53 6,3 14,1 54 72 24,32 43,4 18,8 2,63 0,59 0,237 0,94 6,63 0,74 2,12 1,47 0,36 150 632 26

2,8 60,5 378 121 3,02 14,32 0,815 4,5 184 7,6 12,5 61 37 52,9 107,5 36,5 8,52 1,99 1,014 2,44 0,84 0,59 0,51 0,26 1,21 101 nd 0,95

5,44 127,00 769,00 80,00 3,05 14,93 1,02 3,85 126,00 14,30 3,50 105,00 16,00 49,28 170,80 61,70 8,76 2,66 1,41 3,85 7,26 0,18 8,12 3,55 1,66 10,00 427,00 9,00

1,44 57,6 329 150 3,16 19,47 0,889 9,91 379 7,4 15,2 64 31 48,19 94,8 30,4 6,19 1,29 0,716 2,53 0,89 0,45 0,37 0,27 1,39 123 60 0,6

0,16 3,5 47 116 0,7 3,22 0,216 2,61 88 4 2,2 15 31 11,08 22,1 8,3 1,57 1,22 0,183 0,33 3,86 1,11 0,86 0,19 nd 81 nd 1,15

0,43 12,5 81,2 33 0,62 3,26 0,203 0,63 22 5,9 20,2 27 51 9,2 18 8 1,75 0,52 0,22 0,53 16,9 1,1 0,61 0,62 nd 187 nd 2,1

2,24 93,00 679,00 68,00 2,95 13,18 0,70 5,51 204,00 7,70 10,90 66,00 31,00 32,57 63,40 21,70 4,50 1,15 0,58 1,88 11,30 0,66 1,14 0,70 1,97 42,00 65,00 2,50

1,06 29,1 511 141 3,87 15,45 0,91 5,63 209 0,63 8 30 8,3 45,46 98,7 34,2 6,4 1,42 0,654 2,6 6,81 0,27 1,7 0,43 0,6 20 74 1,72

1,31 33,4 265 76 6,81 25,36 1,57 5,98 195 5,9 3,31 33 21,7 80,59 143,8 56,7 10,38 1,1 1,088 4,26 3,48 1,44 1,06 0,26 1,51 26 124 29,8

216 245 4,8

Tableau 24. Analyses chimiques des roches volcano-sédimentaires.

169

Quartzarénite plus ou Grès carbonaté moins arkosique

Roches volcano-sédimentaires

ECH N°

OKO 0100D

OKO 0311

FRA 0339

OKO 0367C

FRA 1237

FRA 0518D

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

77,11 0,30 7,35 7,47 0,110 2,69 0,15 0,02 0,04 0,10 4,51 99,85

80,77 0,16 11,06 0,83 0,011 0,75 0,05 0,04 3,33 0,01 3,28 100,28

81,99 0,30 9,49 0,46 0,003 0,39 0,02 0,05 1,56 0,05 3,52 97,84

84,32 0,45 9,87 0,51 0,013 0,43 0,04 0,04 1,19 0,41 3,86 101,14

28,27 nd 1,38 0,86 0,252 14,15 21,78 0,46 0,21 0,06 34,78 102,21

82,97 0,05 9,76 0,52 0,002 0,26 0,04 0,07 3,04

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Nb Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

0,064 1,7 51,6 24 0,84 5,14 0,316

3,61 74,4 1389 36 2,1 12,67 0,696

3,43 57 2517 440 2,75 8,37 0,6

0,014 0,4 16,2 122 0,087 0,204 0,0048

0,87 93,3 580

2,01 79 5,5 6,7 17 27 40,7 68,1 17,8 3,05 0,67 0,274 0,68 6,86 0,57 0,45 0,35 0,41 83 nd 0,77

2,69 92 5,9 0,72 34 2,9 74,2 127,3 35,4 5,89 1,03 0,377 1,14 1,02 0,65 0,76 0,4 1,94 7 36 nd

1,93 78 12,4 0,68 68 15,4 51,8 121,1 38,6 9,59 2,86 1,26 3,28 1,46 0,42 0,47 0,93 2,62 60 56 1,02

0,25 9 0,16 0,84 13 5,3 1,01 2,1 1,4 0,185 0,012 0,022 0,057 0,22 2,9 0,27 0,014 nd 7 10 nd

Grès feldspathique fin

FRA 0198B

FRA 0079

FRA 0071

FRA 0239

FRA 0154

83,00 0,10 7,19 2,02 0,027 0,37 0,49 0,60 0,94 0,02 1,95 96,71

85,20 0,06 5,07 1,99 0,710 0,86 0,04 0,32 0,49 0,06 1,95 96,74

85,48 0,05 3,97 0,87 1,404 0,68 1,17 1,20 0,32 0,03 2,83 98,00

86,44 0,03 2,12 1,82 0,247 1,57 1,66 0,05 0,29 0,02 3,45 97,70

88,52 0,07 5,85 1,04 0,004 0,32 0,01 0,50 0,54 0,09 2,02 98,98

0,53 5,81 0,614

1,48 56,1 607 118 1,6 7,33 0,27

0,84 29,6 347 33 0,37 2,43 0,081

0,5 18,9 449 63 0,38 2,14 0,083

0,21 8,7 228 25 0,51 0,78 0,037

0,6 26,7 237 28 1,14 4,69 0,191

3,74 135 2,88 0,94 9 3,5 4,33 8,8 3 0,68 0,2 0,082 0,31 0,19 0,63 0,33 0,035 nd 15 20 0,4

5,06 186 2,6 7,4 18 18 10,01 21,9 nd 2,07 0,65 0,239 0,86 0,21 0,77 0,46 0,019 0,26 48 nd nd

3,41 132 1,81 9,2 10 45 7,97 16,3 9,1 1,69 0,58 0,186 0,47 2,21 2,96 0,41 0,16 1 75 20 1

2,93 108 1,36 12,1 15 35 6,89 12,6 nd 0,89 0,33 0,114 0,41 2 2,4 0,65 0,2 1,42 54 nd 1,64

1,05 43 1,28 9,9 6 19 3,16 5,8 2,6 0,66 0,21 0,083 0,32 2,44 2,24 0,47 0,21 nd 173 150 7,3

11,21 418 3,1 4,3 25 22 6,72 14,2 6,9 0,94 0,23 0,098 0,62 1,19 1,31 0,69 0,039 0,18 46 70 0,49

1,49 98,21

Tableau 25. Analyses chimiques des roches volcano-sédimentaires et des grès.

170

Quartzarénite arkosique

Grès

ECH N°

FRA 0202

FRA 0122

OKO 2447

OKO 2446

FRA 0223

FRA 0121

FRA 0518B

FRA 0228A

FRA 0518C

FRA 0224

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

88,97 0,04 4,11 0,29 0,001 0,09 nd 0,36 0,41 nd 1,26 95,53

89,32 0,02 4,90 0,52 0,048 0,07 0,11 1,49 0,44 0,08 0,97 97,98

91,25 0,26 2,41 0,17 nd nd 0,03 0,01 0,10 nd 1,36 95,59

91,82 0,13 2,76 0,03 nd 0,01 0,07 0,02 nd 0,01 1,73 96,58

92,24 0,02 1,60 0,52 0,003 0,06 0,05 0,03 0,28 nd 0,38 95,19

94,02 0,04 1,99 0,11 0,006 0,02 0,06 0,03 0,28 0,04 0,73 97,34

95,17 0,04 2,38 0,33 0,007 0,20 0,24 0,09 0,52 0,02 0,42 99,40

95,61 0,02 1,34 0,07 0,002 0,02 nd 0,02 0,15 0,02 0,75 98,00

96,60 0,04 2,44 0,16 0,002 0,03 0,03 0,04 0,61 nd 0,66 100,62

97,70 0,01 1,28 0,37 0,001 0,03 nd 0,02 0,27 0,02 0,44 100,14

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

0,55 23,4 286 21 0,9 8,03 0,193 4,46 162 1,44 3,17 12 19 6,15 13

0,31 17,9 182 50 0,66 4,83 0,077 3,58 133 0,72 4,4 7 6 7,54 10,6 6,9 1,21 0,38 0,143 0,39 0,85 0,93 0,39 0,044 0,29 17 nd 0,42

0,21 6,4 67 8 0,16 0,61 0,025 0,95 37 0,35 0,91 11 5 7,27 13 4,1 0,55 0,15 0,039 0,16 1,09 2,1 0,33 0,11 nd 6 40 3,4

0,26 9,3 193 57 0,86 1,91 0,116 4,17 148 0,81 0,74 8 7 7,87 13,2 6,2 1,04 0,39 0,159 0,37 0,22 1,02 0,33 0,11 nd 7 nd 0,59

0,18 15,5 102 4 0,22 1,87 0,067 1,03 35 0,3 0,2 4 0,82 3,37 7 3,2 0,4 0,14 0,033 0,1 0,06 1 0,04 0,0099 nd 2 nd nd

0,13 2,5 38,7 4 0,21 1,06 0,029 1,65 61 0,25 0,2 8 2,5 1,92 4,1 nd 0,31 0,1 0,029 0,12 0,14 2,64 0,14 0,034 0,18 2,6 nd 0,48

0,21 17,3 119 6 0,36 5,43 0,1 1,74 56 0,55 0,27 5 1,2 8,06 16 5,7 0,83 0,2 0,063 0,18 0,2 1,68 0,22 0,018 0,25 2 nd nd

0,19 7,1 86 8 0,29 0,4 0,016 0,56 18 1,36 0,44 8 2,8 8,78 19 6,7 1,17 0,3 0,076 0,12 1,17 2,33 0,19 0,1 nd 4 70 3,24

0,78 0,27 0,069 0,26 0,17 0,9 0,19 0,031 0,28 44 nd 0,5

Tableau 26. Analyses chimiques des grès (Francevillien A et B, filons gréseux dans l’unité Pfba du Francevillien B).

171

Argilites/siltites

Ampélites

ECH N°

FRA 0174

FRA 0010

FRA 0060

FRA 0251B

FRA 0131

FRA 0144

FRA 0182

FRA 0988

OKO 0371

OKO 0564

OKO 2550

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

42,87 0,69 36,01 0,60 0,002 0,23 0,01 0,11 10,86 0,03 5,36 96,76

44,63 1,04 27,01 5,31 0,007 1,25 0,02 0,09 7,85 0,12 7,12 94,44

47,34 0,33 29,42 1,68 0,005 2,01 0,01 0,04 8,51 8,24 97,59

53,39 0,58 24,13 4,07 0,026 1,21 0,14 1,44 3,65 0,05 6,32 95,01

54,51 0,32 14,11 18,48 0,110 5,67 0,31 0,01 0,02 0,10 5,58 99,23

61,66 0,50 21,89 4,98 0,017 1,97 0,02 1,28 2,91 0,08 5,15 100,47

63,65 0,24 10,86 15,72 0,120 3,27 0,01 0,01 0,04 0,03 3,91 97,87

64,03 0,43 8,93 1,36 0,010 0,85 0,02 0,03 2,16 0,05 21,20 99,07

68,70 0,81 14,78 0,69 0,003 0,75 0,02 0,07 3,04 0,05 8,05 96,95

70,56 0,70 12,88 0,95 0,015 0,83 0,08 0,11 2,61 0,06 9,97 98,77

73,16 0,51 10,92 3,22 0,014 0,82 0,09 0,06 2,60 0,05 3,72 95,17

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

1,58 231 1089 62 1,52 14,17 1,25 3,03 99 14 1,2 69 15 57,2 95,1 24,2 3,33 0,83 0,452 1,36 1,2 0,43 0,41 0,042 0,66 9 20 0,54

13,8 342 1411 59 11,88 34,3 2,04 4,52 178 29,2 2,6 211 14 45,43 116,2

17,3 375 1309 7 18,05 71,44 5,64 15,2 443 13,8 1,1 3 11 33,13 112 19,4 6,4 1 1,69 11,7 1,93 0,72 2,96 0,24 2,36 2 nd 2,85

6,61 149 1012 183 2,12 16,6 0,899 2,32 89 10,5 14,8 64 37,4 74,1 148,7 51,3 7,38 1,53 0,414 0,86 1,86 0,24 0,42 0,29 0,78 83 41 1,46

0,022 0,5 149 55 2,67 7,56 0,422 1,22 43 6,1 22,9 12 29 37,44 75,5 25,5 5,17 1,28 0,593 1,15 1,93 0,27 0,49 0,13 nd 241 nd 1

5,53 123,4 827 197 1,38 11,25 0,71 3,36 112 11 9,5 67 51 38,56 76,9 33 5,08 1,15 0,44 0,97 0,16 0,13 0,35 0,1 0,79 69 20 1,37

0,11 4,8 42,2 27 1,95 7,02 0,356 1,33 45 5,8 24,9 20 5,8 32,36 61,9 20 3,42 0,81 0,609 1,3 0,88 0,16 0,56 0,28 0,36 194 50 40,4

5,23 91,5 506 13 6,73 8,45 0,681 2,51 106 10,8 0,76 224 50,1 34,68 67,3 32,9 6,68 1,95 0,902 3,7 16,04 10,2 26,8 5,27 3,45 11 583 12

8,01 8,01 676 54 6,94 21,37 1,393 3,91 145 17,6 0,67 163 7,7 53,19 110,6 50 12,63 3,21 1,363 3,98 3,4 9,25 7,54 2,66 4,72 5 1118 19,6

7,46 110,00 478,00 39,00 5,63 16,08 1,25 3,49 121,00 16,40 1,02 114,00 17,00 50,54 103,20 36,70 7,91 1,76 1,03 3,66 9,17 6,12 15,02 4,71 3,91 10,00 437,00 10,70

3,72 1 0,578 2,93 2,57 1,16 1,36 0,49 3,11 23 nd 3,36

Tableau 27. Analyses des argilites/siltites et des ampélites.

172

Jaspes

ECH N°

FRA 1701B

FRA 0105

FRA 0113A

FRA 0058C

FRA 2756B

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

96,9 0,09 1 1,02 0,02 nd nd nd 0,18 0,07 0,6 99,88

92,33 0,01 0,47 2,57 0,671 0,23 0,10 0,02 0,05 nd 1,65 98,09

94,25 0,05 1,27 0,32 0,007 0,06 0,01 0,03 0,20 nd 0,68 96,87

95,16 0,02 0,61 2,17 0,021 0,01 0,02 0,02 0,08 nd 0,46 98,57

96,77 0,02 0,68 0,51 0,017 0,18 0,75 0,09 0,06 0,24 2,49 101,81

0,063 0,7 95 5 0,2 0,163 0,0087 0,076 5 0,62 37,3 21 22 8,71 18,8 7,3 1,6 0,46 0,216 0,39 1,39 0,21 1,9 0,79 1,99 132 nd 0,95

0,32 7,2 622 7 1,14 1,08 0,367 0,65 64 1,2 7,8 22 8 10,16 17,1 5,6 1,05 0,3 0,157 0,67 3,18 0,26 0,6 0,14 0,2 11 330 1,4

0,11 1,1 69 3 0,47 0,78 0,038 0,55 37 0,84 3,3 19 1,4 12,86 23,8 12 1,94 0,47 0,2 0,5 2,87 0,71 1,18 0,99 nd 10 30 0,76

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Ag (ppb) Au

Tableau 28. Analyses chimiques des jaspes.

Schéma géochimique général Un schéma géochimique général pour l’évolution du Francevillien requiert la prise en compte des différents paramètres susceptibles d’influer sur la distribution des éléments chimiques. Le premier paramètre est la distinction entre deux « réservoirs » d’âge et de composition chimique différents :

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• le substratum continental, d’âge mésoarchéen (Massif du Chaillu), soumis à l’érosion ; • le volcanisme contemporain du fonctionnement du bassin. Chacun de ces réservoirs présente sa propre hétérogénéité. Lors de l’érosion et du remaniement sédimentaire, des processus de fractionnement sont susceptibles d’intervenir qui induiront une dérive plus ou moins marquée entre le produit final (sédiment plus ou moins distal) et la source initiale. Afin de s’abstraire de ces phénomènes, il convient de disposer d’indicateurs géochimiques inertes à l’érosion, au transport sédimentaire et éventuellement à l’altération. Ces indicateurs définissent la « signature » spécifique du réservoir dont la contribution dans un sédiment donné est proportionnelle à l’importance dudit réservoir dans le flux sédimentaire local. Comme le processus sédimentaire tend à « lisser » les hétérogénéités, on peut attribuer au substratum continental soumis à l’érosion une signature « moyenne » représentative des types lithogéochimiques les plus abondants. La signature du substratum continental a été déterminée en moyennant la composition d’une vingtaine d’analyses de granitoïdes et gneiss mésoarchéens représentatifs du Massif du Chaillu. Les roches basiques, très minoritaires, n’ont pas été prises en compte dans le calcul.

Altération/érosion Le diagramme SiO2 vs. Al2O3 (Fig. 32) illustre les dérives induites par les processus d’altération/érosion. Les réservoirs initiaux, socle et roches magmatiques francevilliennes, sont représentés par une ellipse qui s’étend de ~ 45 à 75% de SiO2 et ~ 10 à 20% de Al2O3. Il s’agit là de la variation globale des matériaux, d’origine essentiellement magmatique, susceptibles d’alimenter la sédimentation du bassin. À droite de cette ellipse, une lignée évolutive associant les jaspes, les grès, pro-parte les roches volcaniques acides et les roches volcano-sédimentaires amène vers des compositions toujours plus siliceuses et corrélativement de moins en moins alumineuses. Cette lignée illustre un fractionnement entre Si et Al avec lessivage d’Al et enrichissement en Si. Selon les types de roche, ce fractionnement n’a pas la même origine. Dans le cas des grès, il peut résulter du contraste de comportement de la phase feldspathique et du quartz lors de l’altération et de l’amplification du phénomène lors du transport sédimentaire. La phase feldspathique produit des argiles qui alimenteront des sédiments distaux, tandis que le quartz sera prépondérant dans les sédiments proximaux. Les grès analysés sont toujours très siliceux, très « propres », la sédimentation ayant opéré un tri quasi-parfait entre la phase argileuse et la phase siliceuse (quartzarénites). Pour les jaspes, l’origine de la spéciation alumine/silice est plus complexe et probablement pluriphasée. Néanmoins, le caractère stratiforme du principal horizon de jaspe (Francevillien C : Pfc) et base du Francevillien D (Pfda) suggère que la silicification est subcontemporaine de la sédimentation (diagenèse précoce). Une première concentration a pu intervenir qui a permis l’apport ultérieur de grands volumes de silice dans le bassin et la silicification des sédiments situés sur son plancher. En l’occurrence, les nombreux stromatolithes qui y étaient installés ont été totalement silicifiés. Dans le cas des roches volcaniques acides, la dérive vers des termes hypersiliceux résulte d’une altération avec lessivage de l’alumine et apport de silice. Cette altération hydrothermale a été décelée en lame mince. Certains de ces produits volcaniques silicifiés se trouvent au sein des unités Pfc et Pfda dont l’altération pourrait avoir eu la même cause que celle affectant les stromatolithes (apport de silice dans le bassin ?). Pour les roches volcano-sédimentaires, la dérive vers des termes siliceux peut soit résulter d’un mélange entre un terme volcanique peu altéré et un terme siliceux sédimentaire (quartzarénites par exemple), soit résulter d’une silicification secondaire.

174

A l’opposé de la lignée d’enrichissement en silice et de lessivage de Al, le diagramme SiO2 vs. Al2O3 (Fig. 32) montre, en « haut à gauche », une lignée d’enrichissement en Al et d’appauvrissement en Si caractéristique des roches sédimentaires alumineuses (argilites). Cette évolution traduit un fractionnement de Si et Al lors de l’altération de la phase feldspathique avec concentration des produits d’altération (argilisation).

Fig. 32. Diagramme SiO2 vs. Al2O3 pour les roches francevilliennes avec distinction de l’ensemble des faciès pétrographiques : roches volcaniques, volcano-sédimentaires et sédimentaires. Finalement, on peut noter que les ampélites se localisent dans l’emprise de l’ellipse représentative des réservoirs initiaux. Cette localisation montre que la genèse de ces roches ne s’est pas accompagnée d’un fractionnement entre Si et Al, ce qui suggère une altération et un transport sédimentaire modérés. Il faut toutefois noter que les roches échantillonnées comme ampélites sont généralement exemptes d’altération supergène (la préservation de la matière organique en atteste), ce qui n’est pas toujours le cas des autres faciès. Les éléments alcalins (Na, K), particulièrement mobiles, sont très sensibles au phénomène d’altération. Le diagramme SiO2 vs. Na2O (Fig. 33) met en évidence un lessivage de Na très fréquent dans les termes volcaniques et volcano-sédimentaires. Ce départ de Na résulte de la dissolution des plagioclases lors de l’épisode d’altération hydrothermale. En général, cette dissolution s’est accompagnée d’un départ de Al (Fig. 32), mais, dans certains échantillons, un remplacement de Na par K et/ou une argilisation, ont pu intervenir qui ont permis le maintien de la teneur initiale en Al (Fig. 33). De très faibles teneurs en Na sont systématiques dans tous les faciès sédimentaires. Dans les grès, ils reflètent la quasi-disparition du plagioclase. Dans les roches alumineuses (argilites, ampélites), ils traduisent l’absence de Na dans la phase argileuse.

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Fig. 33. SiO2 vs. Na2O pour les roches francevilliennes avec distinction de l’ensemble des faciès pétrographiques : roches volcaniques, volcano-sédimentaires et sédimentaires. Mêmes figurés que dans la Fig. 32.

Variabilité des roches magmatiques Les roches magmatiques francevilliennes montrent deux types de variation (Moussavou et Edou-Minko, 2006) :

• l’une qui mène des roches basiques vers les roches acides ; • l’autre qui résulte de la coexistence de deux lignées magmatiques ; l’une sous-saturée (basanites, syénites, Ne-trachytes) et l’autre sursaturée (granites, rhyolites, Qtztrachytes). Dans le diagramme SiO2 vs. Na2O + K2O (Le Maitre et al., 1989) (Fig. 34), cette variabilité engendre une forte dispersion :

• selon l’axe SiO2, depuis un pôle ultramafique (picro-basalte) pauvre en silice, vers un pôle rhyolitique riche en silice ;

• selon l’axe Na2O + K2O, depuis des roches subalcalines (rapport SiO2/Na2O + K2O élevé) vers des roches alcalines (rapport SiO2/ Na2O + K2O faible). Dans le haut du diagramme, une partie des analyses se localise dans le champ des laves différenciées très alcalines et très sous-saturées (phonolites et phonolites téphritiques). Il s’agit en particulier des syénites à néphéline du Complexe de N’goutou (Moussavou et Edou-Minko, 2006). Dans la partie intermédiaire du diagramme, l’évolution vers des compositions de trachyte peu alcalin prélude vraisemblablement à l’apparition de roches nettement sursaturées de composition rhyolitique. Il s’agit en particulier des granites et microgranites du Complexe de N’goutou (Moussavou et Edou-Minko, 2006). Finalement, le

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processus d’altération hydrothermale produit une autre lignée, d’origine secondaire, et qui mène vers des roches très siliceuses et pauvres en alcalins (lessivage de Na et K), dont les compositions se placent hors du champ des roches magmatiques terrestres (cf. Fig. 32). Le « système magmatique » de N’goutou est donc complexe, faisant coexister :

• un pôle mafique alcalin d’origine mantellique ; • un pôle leucocrate sous-saturé ; • un pôle acide sursaturé ; • une dérive hydrothermale.

Fig. 34. Diagramme SiO2 vs. Na2O+K2O (Le Maitre et al., 1989) de nomenclature des roches volcaniques. L’ensemble des roches magmatiques francevilliennes a été reporté sans distinction des types pétrographiques. Le report des roches sub-volcaniques du Complexe de N’goutou met en évidence des compositions rhyolitiques (granites, microgranites), à trachytiques (syénites quartzifères) et phonolitiques (syénites à néphéline). Une lignée bien définie se dessine qui mène, à teneur en silice croissante, vers des roches toujours moins fractionnées en terres rares lourdes. Le fractionnement est maximal dans les roches mafiques, dont le rapport (Tb/Yb)N varie de 2,5 à 3. Le terme le plus primitif trouvé au sein des volcanites francevilliennes est une roche mafique à ultramafique microgrenue (échantillon OKO0823), prélevée le long de la rivière Akou (Tableau 20). Cette texture microgrenue exclut une origine cumulative. Plus vraisemblablement, cette roche serait le témoin d’un magma très mafique injecté vers la surface et mis en place sous forme de filon (sill). La composition est très magnésienne (MgO = 18,9%), mais néanmoins riche en titane (TiO2 = 1,93%) et en éléments incompatibles (ex. Th = 5,14 ppm ; Ta = 3,82 ppm). Cette signature géochimique est typiquement celle d’une roche alcaline, ce que confirme le fractionnement marqué entre terres rares lourdes (Fig. 35).

177

La production d’un tel magma requiert la fusion d’un manteau très chaud et très « enrichi » à haute pression. Le taux de fusion partielle, inversement corrélatif de la teneur en éléments incompatibles, peut être supposé faible (fortes teneurs en éléments incompatibles). Ceci suggère que le « rifting francevillien » s’est accompagné de la fusion d’un manteau enrichi profond. On peut envisager que la fracturation affectait l’ensemble du manteau lithosphérique sous-continental permettant la fusion de l’asthénosphère située à sa base. De tels magmas alcalins très mafiques s’observent, en particulier, dans des rifts intracontinentaux liés à des décrochements (rift du Jourdain par exemple). La production des roches leucocrates sous-saturées ou sursaturées peut être supposée résulter de la différenciation de ce magma très mafique par cristallisation fractionnée. L’évolution vers un pôle sous-saturé peut témoigner de conditions de basse pression et basse pression d’eau (PH2O). Dans un tel « climat », seuls des minéraux mafiques anhydres (olivine, clinopyroxène) cristallisent. Ceux-ci sont faiblement sous-saturés à saturés en silice et maintiennent les magmas dans un champ plus ou moins sous-saturé. A l’inverse, sous une forte PH2O, une paragenèse hydratée fortement sous-saturée (amphibole, oxydes de fer et titane) peut cristalliser, qui est susceptible de permettre une évolution des magmas vers des compositions sursaturées (trachyte quartzifère puis rhyolite).

Fig. 35. Diagramme SiO2 vs. (Tb/Yb)N (normalisation d’après Anders et Grevesse, 1989) pour les roches magmatiques francevilliennes avec distinction des différents types pétrographiques. Alternativement, l’évolution vers des magmas acides sursaturés peut découler d’un processus de contamination crustale. Dans ce cas, l’injection des magmas mafiques (apport de chaleur) est supposée provoquer la fusion de l’encaissant crustal (en l’occurrence le socle mésoarchéen) et la production d’un magma granitique sursaturé, susceptible de contaminer à divers degrés les magmas alcalins plus ou moins mafiques. Dans le cas d’une évolution par cristallisation fractionnée, une persistance des « signatures géochimiques » doit être observée entre roches basiques et acides. Dans le cas contraire,

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au moins deux pôles géochimiques doivent être envisagés, entre lesquels des mélanges peuvent intervenir. La disposition des analyses dans le diagramme SiO2 vs. [Tb/Yb]N (Fig. 35) est a priori plutôt compatible avec l’existence de deux pôles ; l’un mafique et présentant un fractionnement marqué entre terres rares lourdes et l’autre acide et quasiment non fractionné ([Tb/Yb]N ~ 1). La dispersion observée traduirait le mélange, à des degrés divers, entre ces deux pôles aboutissant à une continuité du rapport [Tb/Yb]N, entre ~ 3 et ~ 1. Le diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) (Fig. 36) fournit une autre illustration de la diversité probable des sources des magmas francevilliens. Ce diagramme prend en compte deux rapports d’éléments incompatibles que l’on peut supposer très proches dans les magmas et la source dont ils sont issus. Les roches mafiques et les roches différenciées sous-saturées se localisent en bas et à gauche, dans le champ des laves alcalines des domaines intraplaques (champ « WPAB »), ce qui est cohérent avec les résultats exposés plus haut. Les roches sursaturées se placent très à l’écart des précédentes, dans le champ des laves calco-alcalines de type « orogénique », où elles occupent la partie inférieure gauche du nuage représentatif des granites mésoarchéens du Chaillu. Cette position n’a pas de valeur géotectonique, dans la mesure où ce diagramme n’est pas adapté à la discrimination des roches basiques (Thiéblemont et al., 1994). En revanche, l’affinité orogénique d’une partie des roches francevilliennes apparaît cohérente avec une origine au moins pro parte crustale, puisque dans ce cas, ce caractère pourrait être hérité du matériau source (croûte continentale profonde ?). La moyenne de la croûte continentale estimée par Rudnick (1995) a été reportée pour comparaison ; elle se place à gauche des laves sursaturées (rapport Th/Ta plus faible mais rapport Tb/Ta comparable).

Fig. 36. Report des analyses des laves francevilliennes dans le diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) avec distinction entre deux familles, l’une correspondant aux roches sous-saturées et l’autre aux roches sursaturées. Les analyses représentatives de granitoïdes mésoarchéens et la moyenne de la croûte continentale (Rudnick, 1995) ont été reportées pour comparaison.

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Les champs discriminants délimités dans ce diagramme correspondent aux types géochimiques suivants : N-MORB – champ des basaltes de ride médio-océanique de type appauvri (N-type MORB) ; E-MORB – champ des basaltes de ride médio-océanique de type enrichi (E-type MORB) ; WPAB – champ des basaltes alcalins intraplaques ; CFB – champ des tholéiites continentales ; BAB - champ des tholéiites de bassin arrière-arc ; IAT - champ des tholéiites d’arc ; CAB – champ des basaltes calco-alcalins de marge active. Pour résumer, les observations précédentes montrent l’origine composite du magmatisme francevillien. Une signature alcaline représente la principale (ou unique) contribution mantellique (dite aussi « juvénile ») au système. Le caractère alcalin est cohérent avec un contexte de mise en place de type intraplaque. Les caractères des roches les plus primitives impliquent la fusion à haute pression d’un manteau asthénosphérique. Il semble probable que les roches sous-saturées soient issues de la différenciation de ce magma « parent ». En revanche, la genèse des roches acides sursaturées requiert la participation d’une source d’affinité orogénique probablement crustale.

Signatures géochimiques des roches sédimentaires Potentiellement, la sédimentation francevillienne pouvait être alimentée par deux réservoirs :

• le socle mésoarchéen ; • les volcanites francevilliennes. Néanmoins, la participation probable de la croûte continentale (contamination) à la genèse des magmas francevilliens complique le problème, puisqu’elle tend à faire converger la composition des roches magmatiques vers celle de leur encaissant crustal. En revanche, les signatures de la série alcaline de type sous-saturée apparaissent tout à fait spécifiques et leur identification au sein du « stock sédimentaire » ne peut s’expliquer que par une contribution juvénile à la sédimentation. Une discrimination totale entre granitoïdes et roches magmatiques alcalines (Complexe de N’goutou et laves) est obtenue dans le diagramme Ta vs. (Hf/Ta)N (Fig. 37). Cette discrimination porte à la fois sur les teneurs (celles en Ta sont en moyenne cinquante fois plus élevées dans les roches alcalines) et les signatures ([Hf/Ta]N < 1 dans les roches alcalines et > 1 dans les granitoïdes). La dilution de l’un des pôles lors du processus sédimentaire (mélange entre des produits issus de ce pôle et fraction quartzeuse dépourvue d’éléments traces par exemple) produira une baisse des teneurs sans variation du rapport. A l’inverse, le mélange entre les deux pôles (association de matériaux issus des deux sources) produira des compositions intermédiaires. Le diagramme Ta vs. (Hf/Ta)N (Fig. 37) montre une très forte variabilité des roches sédimentaires et volcano-sédimentaires et une position « intermédiaire » d’une partie de ces dernières compatible avec un processus de mélange. Dans le haut du diagramme, les roches gréseuses (incluant des roches rapportées au Francevillien A et B, ainsi que des filons quartzarénitiques recoupant le Francevillien B) montrent des rapports (Hf/Ta)N comparables à la valeur moyenne des granitoïdes archéens, mais des teneurs en Ta plus faibles. Cette position peut s’expliquer par une dilution de la signature du socle par concentration de quartz. La position des argilites et ampélites est tout à fait différente et comparable à celle des termes volcano-sédimentaires. Pour ces roches, la participation du pôle juvénile semble très probable, la seule alternative étant l’existence d’un réservoir aux caractéristiques identiques, mais dont les produits auraient échappé à l’observation. Néanmoins, un mélange lors du processus sédimentaire n’est pas la seule possibilité. Il est ainsi envisageable que la signature des argilites et ampélites traduise un remaniement de roches magmatiques initialement contaminées. Une telle hypothèse ne serait en rien

180

contradictoire d’une participation du réservoir magmatique au flux sédimentaire ; elle tendrait plutôt à en augmenter le rôle.

Fig. 37. Diagramme Ta vs. (Hf/Ta)N pour les roches francevilliennes. Afin de s’abstraire d’éventuels effet de dilution, un diagramme (Th/Ta)N vs. (Hf/Ta)N (Fig. 38) a été établi. Dans un tel diagramme, un processus de mélange se traduit par une simple droite liant les deux pôles de mélange.

Fig. 38. Diagramme (Th/Ta)N vs. (Hf/Ta)N pour les roches francevilliennes.

181

Le diagramme (Th/Ta)N vs. (Hf/Ta)N (Fig. 38) permet une discrimination quasi-totale entre trois familles :

• les roches magmatiques sous-saturées (pôle juvénile) ; • les roches magmatiques sursaturées (pôle contaminé) ; • les granitoïdes mésoarchéens du socle du Chaillu (pôle crustal ancien). La position des roches sédimentaires relativement à ces réservoirs est conforme au modèle suggéré par le diagramme précédent :

• les grès sont circonscrits au domaine des granitoïdes mésoarchéens et s’étalent de part et d’autre de la valeur moyenne ;

• les roches volcano-sédimentaires se placent à cheval entre le domaine des granitoïdes et celui des roches sursaturées ;

• les argilites et ampélites se superposent aux roches sursaturées. Les jaspes constituent un cas particulier. Sur les trois échantillons analysés, un se place dans le domaine du magmatisme sous-saturé et les deux autres dans le champ des granitoïdes mésoarchéens et des grès. Ces roches présentent des teneurs en SiO2 comprises entre ~ 92 et 94% (Tableau 28). Elles ne sont donc pas strictement siliceuses et incluent, pour l’une (échantillon FRA0113A de signature alcaline), une fraction alumineuse (Al2O3 = 1,27%) non exprimée pétrographiquement, et pour les deux autres (échantillons FRA0105 et FRA0058C), une fraction ferrugineuse sulfurée (Fe2O3t ~ 2 – 2,5%) représentée par la pyrite. Une nature initialement ignimbritique est envisagée pour FRA0113A, mais ne peut être affirmée du fait de l’intense silicification. Les données géochimiques rendent cette hypothèse très probable. Pour les autres échantillons, il est envisageable que la silicification ait affecté des grès francevilliens, mais d’autres hypothèses restent envisageables. Finalement, ces résultats confirment que la silicification a opéré sur des dépôts très différents. Les plus évidents sont les constructions stromatolithiques, mais des dépôts pyroclastiques, voire de sables, auraient été affectés.

Signatures isotopiques Sm - Nd Des analyses isotopiques ont été réalisées sur une vingtaine d’échantillons de roches volcaniques ou sédimentaires (Tableau 29), ainsi que sur des amas de sulfures inclus dans des grès du Francevillien B (Pfbg faciès « Grès de Poubara). L’objectif était de déterminer la signature isotopique Nd (rapport 143Nd/144Nd) à l’âge de mise en place (fixée à 2100 Ma), afin de mettre en évidence d’éventuels contrastes entre réservoirs. Si de tels contrastes sont bien marqués, ils rendent possible une quantification du rôle de chacun dans le flux sédimentaire, dans la mesure où les processus sédimentaires (altération, transport, diagenèse, etc.) sont supposés ne pas induire de fractionnement des isotopes de Nd. Malheureusement, les faibles teneurs en Sm et Nd d’une partie des échantillons entachent les analyses d’une forte incertitude (rapport 147Sm/144Nd) et rendent très incertaine la valeur du rapport isotopique 143Nd/144Nd à l’âge de mise en place. Dans l’attente de dosages Sm et Nd plus précis, nous avons préféré ne pas tenir compte des roches pauvres en Sm et Nd. Une douzaine d’analyses restait exploitable. Une étude isotopique essentiellement destinée à obtenir des éléments de datation des roches francevilliennes a été réalisée par Bros (1993) et Bros et al. (1992). Cet auteur fournit une vingtaine d’analyses sur des matériaux divers : ampélites, fractions argileuses (traitées ou non traitées) de granulométrie variable extraites d’ampélites et bitume.

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N° Ech.

Pétrographie

FRA0988

Ampélite Volcanosédimentaire Volcanosédimentaire Volcanosédimentaire Volcanosédimentaire Ignimbrite Trachyte Tuf acide Basalte Ultrabasite Granite rose Tonalite

OKO0100F FRA0063 FRA0283 OKO0388A OKO0500 OKO0514 OKO0535 OKO0538 OKO0823 BOU5011 FRA0083B FRA0058C

Jaspe

Sm (ppm)

Nd (ppm)

147Sm/ 144Nd

6,68

32,9

0,12275566

1,75

8

6,19

143

144

2s(m)

eNd(T) T=2.1Ga

TDM

0,511546009

0,000004

-1,4

2,67

0,132254063

0,511174019

0,000006

-11,3

3,67

30,4

0,123105661

0,511081021

0,000006

-10,6

3,45

6,4

34,2

0,113139649

0,511313015

0,000003

-3,4

2,77

3,44

23,6

0,088126678

0,510853028

0,000005

8,41 19,7 22,72 9,22 6,8

51 106 142,6 48 44 38,9 36,7 12

0,099698076 0,112362481 0,096327383 0,116131663 0,093436636 0,094030064 0,105432589 0,09774205

0,510911026 0,511326015 0,51112902 0,511400013 0,511266016 0,510544039 0,510888028 0,511374013

0,000007 0,000005 0,000006 0,000005 0,000004 0,000004 0,000007 0,000004

-5,6 -7,6 -2,9 -2,4 -2,5 1,1 -13,3 -9,6

2,77 2,97 2,73 2,61 2,72 2,38 3,29 3,16 2,32

6,05 6,4 1,94

Nd/

Nd

2,0

Tableau 29. Analyses isotopiques Sm-Nd de roches volcaniques ou sédimentaires francevilliennes. Deux isochrones sont obtenues à partir des différentes fractions argileuses que les auteurs considèrent comme représentatives de deux épisodes de diagenèse précoce (illitisation). Deux âges très imprécis sont calculés : 2099 ± 115 Ma et 2036 ± 79 Ma. Les rapports isotopiques 143Nd/144Nd recalculés à l’âge de mise en place (estimée à 2085 Ma), en valeur normée par rapport aux chondrites, varient de ~ -19 à -6. Bros (1993) note qu’une telle variation requiert la participation d’au moins deux réservoirs. L’un est le socle archéen, dont l’âge ancien et le caractère très fractionné (faible rapport Sm/Nd) a produit un pôle isotopique évolué (faible rapport 143Nd/144Nd). L’autre n’est pas identifié, mais nécessairement plus « juvénile » (rapport 143Nd/144Nd élevé). Les dosages isotopiques sur roche totale effectués par Bros (1993) montrent de fortes disparités par rapport aux nôtres (valeurs des rapports 143Nd/144Nd en roches totales deux fois plus bas, Tableau 29), mais les deux lots de données établissent la forte hétérogénéité isotopique du « système » francevillien. Les analyses nouvelles ont été reportées dans un diagramme (Th/Ta)N vs. εNd2100 Ma (Fig. 39) qui permet de visualiser les variations isotopiques en fonction d’un paramètre élémentaire fortement discriminant. Ce diagramme oppose clairement les roches magmatiques (basiques et acides) francevilliennes et les granitoïdes mésoarchéens. Deux domaines bien distincts sont tracés. Les faibles valeurs de εNd2100 Ma (~ -3 - +1) dans quatre des cinq laves francevilliennes, témoignent du caractère juvénile et quasi-chondritique du manteau source. En revanche, un échantillon montre une valeur faible (εNd2100 Ma ~ -8) qui indique une contamination par un constituant « évolué ». Cette contamination, qui n’affecte pas le rapport Th/Ta ([Th/Ta]N ~ 0,5), pourrait être « intramantellique ». Les granitoïdes mésoarchéens montrent des εNd2100 Ma (~ -13 - -10) faibles et des rapports Th/Ta élevés (([Th/Ta]N ~ 7-13).

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Fig. 39. Diagramme (Th/Ta)N vs. εNd2100 Ma pour quelques roches magmatiques et sédimentaires francevilliennes. Comparaison avec deux granitoïdes du socle du Chaillu. Les cinq roches sédimentaires, dont quatre de type volcano-sédimentaire et une ampélite, se localisent entre les deux domaines, très proches de celui des granites, pour deux roches volcano-sédimentaires, et à distances à peu près égales des deux domaines pour les trois restantes. Ces informations sont purement qualitatives et la variabilité de chacun des réservoirs ne permet pas l’établissement d’un modèle quantitatif de mélange. Néanmoins, il apparaît clairement que la signature isotopique des trois échantillons intermédiaires ne peut s’expliquer par le seul remaniement sédimentaire du socle archéen et requiert la participation d’un réservoir juvénile dont le plus évident est le volcanisme francevillien. Finalement, on notera qu’un échantillon d’ampélite constituant le protore de la minéralisation de manganèse de Moanda a fourni un rapport isotopique 143Nd/144Nd dans la gamme des roches du socle du Chaillu (εNd2100 Ma = -8,5) qui suggère une origine purement détritique pour cet échantillon, ce qui va à l’encontre de l’opinion de Wéber (1969).

Éléments de datation du Francevillien Ces éléments, exposés dans la première partie de cette notice seront brièvement rappelés ici. Les âges les plus fiables (bien que parfois entachés d’une forte imprécision) encadrent la mise en place des terrains francevilliens entre ~ 2050 Ma et 1950 Ma (Tableau 4.2). Les essais de datation sur zircon effectués dans le cadre du projet SYSMIN sur le territoire des feuilles Franceville – Boumango et Okondja se sont souvent avérés décevants. Tout d’abord, il apparaît que les volcanites et volcanoclastites du Francevillien renferment trop peu de zircons pour fournir des âges fiables. En revanche, les grès tufacés en contiennent parfois une population importante, mais qui est alors essentiellement héritée du socle archéen. Un grès tufacé du Francevillien D donne un âge assez fiable à 2072 ± 29 Ma (FRA0063 ; laser-ICPMS-MC, Bouton et al., 2009a), tandis que l’âge le plus récent obtenu sur les zircons détritiques du Francevillien E du Mont Ngouadi est de 2021 ± 18 Ma (OKO1628, méthode par évaporation). Ces nouveaux âges, qui constituent des âges maximaux, se placent dans la gamme déduite des travaux antérieurs.

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Quelle orogenèse au Paléoprotérozoïque ? Les données nouvelles nous ont conduits à réviser sensiblement l’interprétation des terrains paléoprotérozoïques. Ni le modèle para-autochtone (Prian et al., 1998), ni le modèle hyperallochtone (Feybesse et al., 1998) (cf. supra) ne permet de rendre compte des faits observés. En particulier, faute de données géochronologiques adéquates, les deux modèles situent le Groupe de N’Djolé à un niveau stratigraphique erroné. Les faits suivants nous semblent importants pour l’établissement d’un nouveau modèle : 1. le cisaillement de l’Ikoy – Ikobé constitue un accident majeur, séparant deux blocs lithosphériques distincts, aussi est-il assez logique d’en faire le site principal des éventuels raccourcissements liés à la convergence éburnéenne ; 2. le Domaine de l’Ogooué constitue un élément exotique dont l’appartenance initiale au Bloc Ouest-Gabonais est déduite de deux faits ; (a) la présence de noyaux de socle prééburnéen (Complexe de l’Abamié) ; (b) le remaniement de zircons d’âge pré-éburnéen dans la série sédimentaire ; 3. ce segment de croûte a été enfoui à une profondeur de 20 à 30 km sous l’effet de la tectonique éburnéenne ; 4. l’accolement tectonique entre le Complexe de l’Ogooué et le Groupe de N’Djolé est intervenu à un stade tardif de l’histoire éburnéenne, postérieurement au métamorphisme haute pression évoqué précédemment. Cet événement tardif s’est accompagné d’une exhumation tectonique considérable, amenant les roches métamorphiques sur une série sédimentaire anchi- à épimétamorphique ; 5. ceci conduit à interpréter le Complexe de l’Ogooué comme une nappe de charriage à matériel essentiellement métasédimentaire d’une très grande ampleur ; supérieure aux nappes de flyschs alpins par exemple ; 6. la granitisation éburnéenne est intervenue dans le cours de la phase d’enfouissement tectonique initiale ; 7. cette granitisation a été particulièrement intense entre ~ 2080 et 2040 Ma dans le Bloc Ouest-Gabonais, suggérant le déroulement d’une subduction sous ce segment de croûte ; 8. la mise en place de la nappe de l’Ogooué et la déformation du Groupe de N’Djolé sont intervenus après l’intrusion des granites éburnéens et en liaison probable avec le cisaillement de l’Ikoy – Ikobé. Ces faits nous conduisent à considérer le cisaillement de l’Ikoy – Ikobé comme une zone de suture majeure le long de laquelle le Domaine de l’Ogooué aurait été subducté. Le modèle schématique exposé Fig. 40 situe le dépôt de la série sédimentaire au front du Bloc OuestGabonais, dans un environnement que nous supposons avoir été un prisme d’accrétion développé au-dessus d’une zone de subduction océanique, et nourri par l’érosion d’un socle pro parte pré-éburnéen. Dans ce modèle, la série initiale ne se serait pas déposée sur un socle sialique, mais directement sur un plancher océanique. Les noyaux pré-éburnéens (Complexe de l’Abamié) ne représenteraient pas le substratum de cette série, mais des panneaux du socle Ouest-Gabonais obductés avec les roches métasédimentaires lors de la mise en place de la nappe. Aucune contrainte radiochronologique autre qu’une limite maximale de ~ 2450 Ma (zircons pré-éburnéens remaniés) et une limite minimale de 2120 Ma (âge du métamorphisme de haute pression) ne peut être proposée pour le dépôt de la série sédimentaire initiale. Un âge tout à fait hypothétique vers 2,2 Ga est envisagé Fig. 40. En revanche, l’âge à ~ 2208 ± 38 Ma obtenu par la méthode U-Th-Pb sur des monazites des migmatites de l’Abamié n’est pas

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conservé dans le modèle. De même, les arguments en faveur d’un événement métamorphique de haute température (phase éburnéenne E1 de Feybesse et al., 1998) à cette époque nous semble très ténus. L’enfouissement responsable de l’épisode métamorphique éburnéen majeur (2120 Ma) est supposé résulter d’un processus de subduction (Fig. 40). Les conditions de culmination métamorphique, soit 550°C et 8 kb ( cf. supra), suggèrent une profondeur d’enfouissement de l’ordre de 25 km. La température atteinte témoigne d’un gradient thermique faible (~ 20°C/km), compatible avec un régime de subduction.

Fig. 40. Modèle schématique de l’évolution éburnéenne du centre du Gabon.

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Fig. 41. Coupe schématique de la partie nord du Domaine de l’Ogooué (modifiée d’après Feybesse et al., 1998). Postérieurement à 2120 Ma, la série sédimentaire ne semble pas avoir subi un échauffement supplémentaire, la trajectoire P – T – t calculée (Feybesse et al., 1998) montrant une évolution rétromorphique en sens « horaire » quasi-adiabatique (Fig. 21). Les premiers témoins de l’instauration de hautes températures, dans l’orogène paléoprotérozoïque, sont les granites éburnéens du Domaine de Lambaréné – Waka, dont la mise en place s’échelonne entre ~ 2080 et 2040 Ma. Cet événement thermique est supposé résulter de l’intrusion de magmas basiques dans le domaine avant-arc, conduisant à une fusion partielle de la croûte inférieure (Fig. 40). A terme, cette granitisation va gagner le Domaine de l’Ogooué. De façon concomitante de l’intrusion des granitoïdes dans l’Ouest-Gabon, le Bloc EstGabonais va subir une extension conduisant au dépôt des séries francevilliennes, en contexte de rift ou de plate-forme. Le dépôt du Groupe de N’Djolé peut être supposé contemporain de cette sédimentation et se serait produit « quelque part » entre la marge passive Est-gabonaise et la marge active Ouest-gabonaise. La présence de zircons d’âge pré-éburnéen dans les sédiments de N’Djolé et l’occurrence de roches basiques à signature océanique (cf. supra), nous conduisent à envisager une mise en place dans le domaine occidental, au sein d’un nouveau prisme d’accrétion. L’intervalle de dépôt est impossible à préciser. En revanche, une période de près de 80 Ma doit être envisagée entre le début de l’activité plutonique dans le Bloc Ouest-Gabonais et l’obduction de la nappe de l’Ogooué (~ 2000 Ma). Le dépôt des roches de Kolissen se place également dans cet intervalle, sans doute après 2017 Ma (cf. supra), au sein d’un bassin qui reçoit les produits de démantèlement du Bloc Ouest-Gabonais en cours de surrection. En revanche, aucun âge plus récent que 2120 Ma n’a été trouvé dans les métasédiments du Groupe de N’Djolé, ceci incluant l’absence de tout héritage attribuable aux granites éburnéens. Ceci peut s’expliquer de deux façons :

• soit le bassin de N’Djolé se plaçait à l’écart des apports sédimentaires issus de l’érosion du Bloc Ouest-Gabonais ;

• soit le dépôt des sédiments de N’Djolé est intervenu avant que les granites éburnéens ne soient soumis à l’érosion. La remontée de l’unité métasédimentaire de l’Ogooué est supposée résulter d’un mouvement transpressif induit par la collision entre les blocs Ouest- et Est-Gabonais et localisé au niveau de l’accident de l’Ikoy - Ikobé. Ce mouvement se serait produit vers 2 Ga, il aurait été très rapide, amenant l’obduction des roches métamorphiques encore chaudes au sein du prisme sédimentaire constitué dans l’espace compris entre les deux marges (Groupe de N’Djolé). Il aurait induit la fermeture du bassin de Kolissen, ouvert très peu de temps avant (après 2017 Ma), ainsi que la mise en compression du domaine francevillien (Fig. 40).

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Le métamorphisme associé à la phase transpressive est toujours très faible, au plus épizonal dans le Groupe de N’Djolé, et nul dans les bassins francevilliens. Il semble que cette phase n’ait pas induit un épaississement important, d’où une érosion subséquente très modérée voire inexistante. Significativement, aucun dépôt détritique attribuable à l’érosion postéburnéenne (post-2000 Ma) du Domaine de l’Ogooué n’est connu au Gabon. De même, aucun dépôt post-éburnéen n’est observé que l’on puisse relier à l’érosion du Bloc OuestGabonais. En revanche, ce bloc a subi, à l’évidence, une très forte exhumation postérieure à l’intrusion des granites éburnéens. Nous en concluons que la surrection puis l’érosion du Bloc Ouest-Gabonais se sont produites à l’issue de l’intrusion des granites et qu’elle était achevée lors de la collision avec le Bloc Est-Gabonais. Singulièrement les épisodes majeurs d’épaississement crustal seraient donc intervenus antérieurement à la collision entre blocs continentaux et au cours d’une phase probablement dominée par un régime de subduction océanique. Nos données nouvelles nous conduisent à modifier sur deux points l’interprétation proposée par Feybesse et al. (1998) pour la structure du Domaine de l’Ogooué (Fig. 41) :

• existence d’un contact majeur (charriage) entre le Groupe de N’Djolé et la nappe de l’Ogooué ;

• déracinement des intrusions granitiques éburnéennes que nous supposons avoir été charriées avec leur encaissant initial ; roches métasédimentaires de l’Ogooué et gneiss de l’Abamié. La position haute de ces derniers dans l’édifice structurale est reprise de Feybesse et al. (1998). Elle pourrait s’expliquer par un entraînement de panneaux de socle Ouest-Gabonais lors de l’obduction de la nappe de l’Ogooué.

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Néoprotérozoïque Le Néoprotérozoïque gabonais semble débuter vers 1000 Ma (Tableau 4.1), soit 1000 à 900 Ma après les derniers événements paléoprotérozoïques. L’absence d’enregistrement géologique, entre ~ 1900 et 1000 Ma, traduit une lacune totale de la moitié supérieure du Paléoprotérozoïque et de l’ensemble du Mésoprotérozoïque. Dans cet intervalle, quelques âges radiométriques sont néanmoins connus (cf. supra), qui correspondent essentiellement à des phénomènes de refroidissement (âges K/Ar), et à un probable héritage isolé enregistré dans une roche tufacée néoprotérozoïque du piémont oriental de la Chaîne du Mayombe (cf. infra). Une alimentation possible des bassins néoprotérozoïques par des éléments mésoprotérozoïques n’est donc pas totalement exclue. En revanche, un article récent (Séranne et al., 2008) confirme l’absence de zircons d’âge compris entre ~ 2000 et 900 Ma dans les alluvions actuelles de l’Ogooué. L’existence d’une sédimentation durant le Paléoprotérozoïque supérieur et le Mésoprotérozoïque dans le bloc Est-Gabonais est difficilement envisageable, dans la mesure où il faudrait alors imaginer que les bassins correspondants aient été totalement érodés, tandis que les bassins francevilliens, plus anciens, auraient été largement préservés.

Fig. 42. Localisation des domaines sédimentaires néoprotérozoïques du Gabon. Le Néoprotérozoïque correspond essentiellement à une période de sédimentation, avec création de deux « domaines » structuralement bien distincts : le Bassin de la Noya au NW et le Domaine Mayombe – Nyanga au SW (Fig. 42). Ces terrains sédimentaires sont variablement affectés par une déformation et un métamorphisme rapportés à l’orogenèse panafricaine. Ceux-ci ne sont documentés que dans le Domaine Nyanga – Mayombe, qui se place à la terminaison septentrionale de l’orogène Ouest-Congolien d’Afrique centrale (Tack et al., 2001)

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Un magmatisme assez abondant est également connu au Néoprotérozoïque, qui apparaît antérieur ou synchrone de l’ouverture des domaines sédimentaires. De type anorogénique (cf. infra), il déborde largement leurs limites. Sa principale manifestation est un champ filonien doléritique, recoupant la partie sud du Bloc Est-Gabonais (dolérites néoprotérozoïques), et nous lui attribuons un complexe isolé dans le Bloc Ouest-Gabonais (Complexe de Mabounié). Il est également bien représenté à la base de la série du Domaine Nyanga – Mayombe. En revanche, aucune manifestation volcanique ou plutonique ne semble associée à la surrection panafricaine, ce qui distingue nettement cette orogenèse des orogenèses antérieures. Bien que d’extension réduite, le Domaine Nyanga – Mayombe, apparaît comme un ensemble structural complexe, dont les éléments de relief reflètent étroitement la géologie (Fig. 43).

Fig. 43. Vue morphostructurale du SW-Gabon obtenue par traitement ombré de l’image radar SRTM. Les altitudes sont croissantes du bleu (~ 50 m) vers le brun (~ 1000 m). Globalement, il constitue une vaste « poche » de direction NW – SE, fermée, vers le Nord, par le socle Ouest-Gabonais, et ouverte, vers le Sud, sur l’orogène Ouest-Congolien. Sur le territoire gabonais, la largeur maximale de l’orogène est d’environ 125 km, distance comprise entre le Massif du Chaillu au NE, et le socle du Mayombe au SW. La disposition des terrains est très différente sur ces deux versants (Fig. 43) :

• au NE, les terrains néoprotérozoïques reposent en discordance majeure sur le socle archéen. Le contact se situe à une altitude comprise entre ~ 100 à 250 m ; il limite, vers l’Ouest, une zone plutôt plate qui couvre les séries sédimentaires

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néoprotérozoïques, tandis que vers l’Est, l’altitude s’élève par des pentes parfois assez abruptes, vers la « crête » sommitale du Chaillu (~ 900 m) ;

• au SW, les terrains néoprotérozoïques forment une crête étroite (altitude maximale de l’ordre de 950 m) plus ou ramifiée, bien marquée au Nord et au Sud, mais qui s’estompe dans sa partie centrale (Fig. 43). Cette crête définit la Chaîne du Mayombe ; elle est armée par des unités quartzitiques fortement déformées qui dominent, vers le NE, le socle Ouest-Gabonais. Sa direction est une direction structurale majeure, parallèle à l’axe du domaine néoprotérozoïque et à la limite socle – couverture (Fig. 43). Dans la partie centrale, cette direction s’infléchit du NNW – SSE au NW – SE dans une zone dite de « virgation » (cf. infra) (Béchennec et al., 1981) ;

• entre les deux flancs précédents, le domaine néoprotérozoïque montre deux éléments morphologiques très caractéristiques ; (a) un vaste plateau central (Monts Ikoundou) armé par les formations détritiques de la partie supérieure de la série néoprotérozoïque (Groupe Schisto-gréseux ; cf. infra) ; (b) ; une large dépression (plaines de Ndendé à l’Est et Tchibanga à l’Ouest) qui « tourne » autour de l’entablement des Monts Ikoundou, issue de la déflation karstique de terrains carbonatés (Groupe Schistocalcaire ; cf. infra) sous-jacents aux précédents. Dans la plaine karstique, l’approche de la Chaîne du Mayombe se traduit par l’apparition de crêtes aigües, de direction NW – SE, parallèles à la crête principale (Fig. 43). A l’Est comme à l’Ouest, les terrains néoprotérozoïques se situent donc topographiquement au-dessus du socle archéen à paléoprotérozoïque, néanmoins la forte dissymétrie stratigraphique et structurale du système amène à définir deux ensembles paléogéographiques (Fig. 43) :

• un Bassin externe (ou Bassin de la Nyanga), qui comprend l’ensemble des terrains affleurant entre le socle du Chaillu, au NE, et le piémont oriental de la Chaîne du Mayombe, au SW. Ces terrains sont non déformés dans la partie NE du domaine néoprotérozoïque, ;

• un Bassin interne, qui comprend l’ensemble des terrains néoprotérozoïques de la Chaîne du Mayombe. Ces terrains très déformés, calés entre le socle Ouest-Gabonais et les formations carbonatées de la dépression karstique, couvrent un intervalle stratigraphique quasiment non représenté dans le Bassin externe, où les formations carbonatées peuvent être au contact direct du socle paléoprotérozoïque (Fig. 43). Cet intervalle recouvre, en particulier, un épisode magmatique précoce ci-après désigné « Magmatisme mayombien »

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Orogène panafricain de l'Ouest-Congo Champ filonien Dolérites, gabbros (~ 980 Ma) Le champ doléritique néoprotérozoïque recouvre un ensemble de filons basiques quasiment circonscrit à la partie SE du Bloc Est-Gabonais (territoires des cartes Franceville – Boumango et Koulamoutou) et qui recoupe fréquemment les terrains francevilliens. Ces filons sont bien connus à l’affleurement et apparaissent dès la première édition de la carte géologique du Gabon à l’échelle 1/1 000 000 (Hudeley et Belmonte, 1970). Ils ressortent de façon particulièrement spectaculaire sur les cartes aérogéophysiques (Fig. 44), bien que leurs largeurs soient modérées (décamétrique à pluridécamétrique). Ils se distinguent des champs filoniens basiques à ultrabasiques d’âge néoarchéen probable du nord- et centreGabon (cf. supra, § « Champ filonien tardi-archéen ») par deux caractères :

• leur direction, E-W à ENE – WSW (Fig. 44), tandis que celle des filons tardi-archéens est plutôt N-S à SSW – NNE ;

• leur âge, nécessairement post-paléoprotérozoïque, puisque une large part de ces dolérites recoupe les sédiments des bassins francevilliens.

Fig. 44. Carte aéromagnétique (champ résiduel) mettant en évidence un train d’anomalies linéaires de direction moyenne N80° correspondant a u réseau de filons doléritiques de la partie SE du Gabon. Leur attribution au Néoprotérozoïque découle de datations vers 970 Ma obtenues par la méthode K/Ar (Bonhomme et al., 1978), néanmoins, ces dolérites sont totalement absentes

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du Domaine Nyanga – Mayombe, dont la direction majeure (SSE – NNW à SE - NW) leur est quasi-perpendiculaire (Fig. 44). Sur la présente feuille à l’échelle du 1/1 000 000, comme sur les cartes à l’échelle du 1/200 000 (Franceville – Boumango ; Bouton et al., 2009a ; Koulamoutou ; Thiéblemont et al., 2009f), les filons doléritiques sont principalement figurés en tant qu’éléments linéaires. Sur le terrain, ces roches sont assez constantes, de teinte vert foncé. Leur grain inframillimétrique à millimétrique révèle une texture microgrenue dans les roches les plus grossières. Elles s’altèrent en boules à desquamation en pelures d’oignon. En lame mince, les lattes de plagioclase (labrador) et de clinopyroxène, en grands cristaux, déterminent une texture microgrenue ophitique ou doléritique. Ces deux phases sont variablement rétromorphosées : le plagioclase est couramment saussuritisé, séricitisé et/ou prehnitisé, et le clinopyroxène, amphibolitisé et/ou chloritisé. Les oxydes de fer et de titane sont omniprésents et les sulfures communs. Des textures fréquemment squelettiques témoignent d’une cristallisation rapide. Certains faciès renferment de l’olivine, de l’amphibole brune primaire accessoire et de l’orthopyroxène. On rencontre également des termes plus siliceux à texture plutôt grenue (gabbro quartzifère et granodiorite micropegmatitique) à association interstitielle micrographique à quartz et feldspath potassique. Les analyses géochimiques de trois filons de la région de Franceville (Tableau 30) attestent de compositions basiques (SiO2 = 48 – 50,4%), faiblement différenciées (MgO ~ 7 – 7,5%) et modérément titanifères (TiO2 ~ 1,3 – 1,9%) et ferrifères (Fe2O3t ~ 14 – 15,6%). Les teneurs en sodium et potassium sont plutôt faibles, la somme Na2O + K2O (= 2,2 – 4,3%) situe les échantillons dans le champ des roches sub-alcalines (Le Maitre et al., 1989). La comparaison avec une dolérite tardi-archéenne (filon N-S) de la région de Lébamba (Tableau 30), située dans l’emprise du champ filonien néoprotérozoïque, mais d’âge probablement tardi-archéen (filon N-S), met en évidence un caractère significativement plus potassique de cette dernière, avec une teneur en K2O de 1,42% contre moins de 0,4% dans les dolérites de la région de Franceville. Les signatures géochimiques (éléments traces) des trois dolérites néoprotérozoïques sont typiquement celles de roches tholéiitiques, avec des teneurs toujours modérées en éléments incompatibles (ex. La ≤ 10 ppm ; Zr ≤ 100 pm) et des rapports Th/Ta proches de 1. Ces roches montrent les traits communs des tholéiites continentales (Thiéblemont et al., 1994), ce qui s’accorde avec une mise en place dans un contexte intraplaque (extension continentale). A l’inverse, la dolérite tardi-archéenne est riche en éléments incompatibles (ex. La = 28,5 ppm ; Zr = 257 pm) et présente des rapports Th/Ta (~ 5) et La/Ta (~ 25) élevés qui suggèrent une contamination du manteau par un constituant de type « orogénique ». Outre la direction des filons, les caractères pétrologiques peuvent donc constituer un élément de discrimination entre dolérites tardi-archéennes et néoprotérozoïques.

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ECH N°

FRA 0062

FRA 0070

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

48,36 1,30 14,32 14,02 0,209 7,03 11,83 2,01 0,22 0,08 0,54 99,92

48,02 1,33 13,84 14,93 0,225 7,54 11,11 1,99 0,25 0,08 1,04 100,36

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb Zn Ag (ppb) Au

0,99 6,9 53,7 145 0,12 0,42 0,31 2,22 84 35,7 54 63 82 4,83 12,6 18,6 3,2 1,2 0,642 2,36 0,24 0,41 0,57 0,027 106 nd 6,8

1,55 6,5 155 169 0,21 0,575 0,394 2,84 94 32,5 56,5 105 94 5,99 16,2 12,5 3,84 1,4 0,712 2,84 0,4 0,85 0,95 0,031 101 40 6,2

FRA 0216

NDE 0206B

49,85 50,4 1,89 2,36 13,58 13,8 15,64 15,6 0,233 0,22 6,97 5 11,15 8,5 2,24 2,9 0,38 1,42 0,17 0,39 0,72 nd 102,83 100,59 1,75 101,7 100 171 0,33 1 0,789 3,14 107 39,7 53,4 87 77 10,24 23,5 12,9 4,47 1,54 0,79 3,13 0,7 0,67 1,16 0,035 102 70 7,6

1,96 64,3 405 179 1,24 5,1 1,026 6,65 257 36,3 49,3 108 76 28,47 66,9 37,4 8,55 2,37 1,304 5,15 2,5 0,44 1,84 0,11 139 nd 1,5

Tableau 30. Analyses chimiques de dolérites néprotérozoïques de la région de Franceville (échantillons FRA) et comparaison avec un filon tardi-archéen de la région de Lébamba (échantillon NDE). Les éléments majeurs ont été analysés par ICP (laboratoire OMAC) et les éléments traces par activation neutronique (laboratoire P. Sue, CEN Saclay).

Complexe intrusif alcalin Complexe de Mabounié (~ 970 Ma) : carbonatites, phosphocorites, fénites Le Complexe de Mabounié affleure à une cinquantaine de kilomètres à l’est de la ville de Lambaréné et sa figuration sur la présente carte apparaît un peu masquée sous les

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symboles représentatifs des gisements de Nb – Ta et Phosphates, puisque ce complexe représente une cible majeure pour ce type de ressource (cf. infra). Un âge néoprotérozoïque récent (ou panafricain tardif) (660 ± 13 Ma) est généralement retenu pour la mise en place, issu d’une datation Rb/Sr sur un couple phlogopite – roche totale (Laval et al., 1988). Néanmoins, un âge géologiquement cohérent et significativement plus ancien (~ 970 Ma) a également été obtenu (âge-modèle Sm/Nd), que nous avons préféré conserver. Nous considérons effectivement le Complexe de Mabounié comme un produit de la phase extensive anté-orogénique à l’origine des filons doléritiques et du Complexe de Mayumba (cf. infra). Nous convenons que ces arguments ne sont pas décisifs, mais l’âge Rb/Sr est tout aussi discutable au vu du caractère extrêmement mobile de ces deux éléments. Notons finalement que le complexe est affecté par la tectonique panafricaine (Prian et al., 2009a-b). Le Complexe de Mabounié comprend un certain nombre de faciès incluant : une carbonatite d’origine strictement magmatique et des phosphates d’altération (dissolution des carbonates) sus-jacents. Ces faciès, non distingués à l’échelle du 1/200 000 (Prian et al., 2009a-b), délimitent des anomalies très nettes sur les cartes aéromagnétiques et aérospectrométriques (U et Th). La carbonatite constitue le cœur de l’intrusion ; ses dimensions maximales sont d’environ 5 x 2,3 km². Une cartographie détéaillée en est fournie dans le Chapître dédié au ressources minérales du Néoprotérozoïque [Fig. 69]). Vers l’Ouest, elle est en contact par faille avec les sédiments crétacés de l’unité de N’Dombo (cf. infra) et vers l’Est, elle recoupe le socle du Domaine de Lambaréné – Waka (cf. supra). Elle n’affleure pratiquement pas en surface, mais a fait l’objet de nombreux sondages qui ont mis en évidence la coexistence de plusieurs faciès plus ou moins riches en phosphore (Prian et al., 2009a-b) :

• des sövites, à calcite dominante, pauvres en phosphore (P2O5 ~ 3%) ; • des béforsites, à dolomite dominante, également pauvres en phosphore (P2O5 ~ 4%) ; • des ferrocarbonatites, à carbonate de fer dominant, riches en magnétite, olivine serpentinisée, phlogopite, pyrochlore ;

• des phosphocorites, riches en apatite (hypogène et hypergène) et magnétite massive, qui constituent des « pipes » sub-affleurants, particulièrement riches en phosphore (P2O5 ~ 23% en moyenne). Des silico-carbonatites (SiO2 > 30%) mélanocrates rubanées occupent le pourtour de l’intrusion. Elles contiennent souvent des xénolites mafiques fénitisés représentant des enclaves non digérées lors de l’intrusion de la carbonatite. Les phosphates d’altération surmontent la carbonatite sur une épaisseur variant de 15 à 50 m. Ils constituent le porteur principal de la minéralisation phosphatée. Une auréole métasomatique de largeur sub-kilométrique est développée dans l’encaissant gneissique et granitique, qui se trouve ainsi transformé en fénite. Cette altération métasomatique se caractérise généralement par une albitisation intense, et la recristallisation tardive des pyroxènes et des amphiboles alcalines. Des dykes de trachyte de directions N-S à NE-SW sont également présents. Ces roches représentent la dernière manifestation de la mise en place du complexe alcalin. Des lamprophyres de même direction existent ponctuellement à l’Est (Prian et al., 2009b).

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Une occurrence extrêmement discrète (puissance < 1 m) de kimberlite altérée décrite dans la région de Kolissen (Thomas et al., 2001) pourrait être un autre témoin de l’activité magmatique alcaline d’âge néoprotérozoïque (Chevallier et al., 2002).

Magmatisme mayombien (Complexe de Mayumba) Gabbros, amphibolites (904 ± 6 Ma) Le magmatisme mayombien (Complexe de Mayumba) représente le témoin quasi-unique d’une activité magmatique au sein du domaine interne (Bassin interne) de la chaîne panafricaine au Gabon. Il est principalement représenté par un massif de gabbro sur lequel est établie la ville de Mayumba (gabbro de Mayumba), mais nous lui avons rapporté toutes les occurrences de roches basiques observées vers la base de la série néoprotérozoïque, et dont certaines semblent correspondre à d’anciennes laves ou dolérites plus ou moins métamorphisées (schistes verts épizonaux, amphibolites). Celles-ci sont particulièrement abondantes à l’extrémité SE de la Chaîne du Mayombe (secteur de Ndindi), où elles s’individualisent en un ensemble d’échelle cartographique. Outre les gabbros et amphibolites, des roches ultrabasiques ont été fréquemment observées vers la base de la série néoprotérozoïque (Thiéblemont et al., 2009a-b), mais leur extension réduite ne permet pas de les représenter à l’échelle du 1/1 000 000. Elles ont été attribuées au Groupe de la Loukoula sur les cartes géologiques à l’échelle 1/200 000 (Thiéblemont et al., 2009a-b), mais l’hypothèse d’une attribution au Complexe de Mayumba peut également être envisagée. Ces roches ultrabasiques alternent, en bandes pluridécimétriques à métriques, avec des roches leucocrates d’aspect granitoïde, dont la texture initiale est totalement effacée par une intense déformation (mylonitisation). Un âge précis à 904 ± 6 Ma (U/Pb sur zircon) a été obtenu, lors du projet SYSMIN, sur un gabbro échantillonné dans le secteur de Mayumba (Tableau 4.1) (Thiéblemont et al., 2009b). Cet âge est comparable à celui déterminé sur un ensemble rhyolitique (920 – 912 Ma) d’épaisseur considérable (3000 – 4000 m), situé vers la base de la série néoprotérozoïque du Bas-Congo (Tack et al., 2001). Ce magmatisme acide constitue la partie supérieure d’un ensemble (Groupe Mayombien) défini par Tack et al. (2001) comme bimodal, et qui débute par la mise en place de 1600 à 2400 m de laves basaltiques d’affinité tholéiitique. Du point de vue géochronologique, le Complexe de Mayumba apparaît comme plus ou moins comparable au Groupe Mayombien du Bas-Congo, mais son développement est beaucoup plus modeste, puisque le magmatisme acide s’y trouve réduit aux quelques pointements granitiques décrits plus bas. Le gabbro de Mayumba constitue un massif de dimension pluri-décakilométrique qui associe des faciès variés. Les roches sont massives, sombres et généralement indemnes de toute recristallisation ou métamorphisme. Leur extrême fraîcheur (présence d’olivine peu ou pas altérée) a amené Chevallier et al. (2002) à envisager une mise en place en liaison avec l’ouverture de l’Atlantique. Cette hypothèse est clairement inadaptée et résulte d’une vue partielle du massif. En effet, le gabbro se présente très localement sous un faciès nettement orienté et hydraté (paragenèse schiste vert). Ces passées déformées se trouvent au sein même du massif et semblent correspondre à la trace d’accidents décrochants mylonitiques de direction WSW – ENE affectant la chaîne dans sa partie médiane (virgation) (cf. infra). Sous le microscope, le gabbro de Mayumba montre un faciès cumulatif à texture planaire quasiment indemne de toute recristallisation. L’olivine constitue une phase cumulus plus ou moins abondante, associée à du plagioclase, du clinopyroxène et quelques cristaux d’orthopyroxène. Les accessoires sont la magnétite, les sulfures et le zircon. Ce faciès passe à des roches altérées, profondément recristallisées sous l’effet d’un hydrothermalisme, mais non déformées. Les plagioclases sont totalement saussuritisés et les ferro-magnésiens

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recristallisés en minéraux de basse température. Les paragenèses secondaires communes sont à épidote, amphibole (hornblende à actinote), chlorite, prehnite, pumpellyite et parfois calcite. Cette rétromorphose s’accompagne de l’apparition de sulfures, parfois abondants. Gabbro de Mayumba (~ 900 Ma) ECH N° Pétro.

Granite alcalin (870 Ma)

MAY MAY MAY MAY 0024 0025 0031 0033C Cumulat Cumulat Cumulat Cumulat à Ol. à Ol. Gabbro Gabbro Gabbro Gabbro altéré altéré

MAY 0980 Gabbro mafique

MAY MAY MAY 0033A 0035 0420 GabbroGranite Gabbro diorite rose à amphi. altéré Bt 904 ± 6 48,9 74,54 0,98 0,25 18,8 11,58 7,5 3,29 0,13 0,073 4,5 0,24 13 0,87 2,8 3,79 0,34 3,70 0,31 0,04 1,81 0,62 99,07 98,99

MAY MAY 0421 _1006 Granite Orthorose à gneiss à Bt Gt 867 ± 4 73,97 64,34 0,31 0,74 11,44 13,15 3,50 7,27 0,118 0,145 0,18 0,73 0,96 3,14 3,85 4,43 3,74 2,13 0,02 0,18 0,28 0,50 98,37 96,75

Age (Ma) SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

50,1 0,7 14,4 9,2 0,17 9,2 14,8 1,8 0,09 nd 0,22 100,68

45,8 0,96 12,9 16,2 0,23 13,1 10,5 1,6 0,08 nd nd 101,37

43,9 2,98 10,2 19,2 0,26 9 12 1,2 0,12 nd 1,34 100,20

45,2 4,5 13,9 14,4 0,22 6,4 11,8 2,5 0,09 0,1 1,19 100,30

47,67 0,47 17,59 7,66 0,131 7,70 12,62 2,37 0,13 0,02 0,48 96,85

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Br Mo Sb Zn Ag (ppb) Au

0,029 0,44 51,4 211 nd 0,041 0,0186 0,62 17 46,3 46,9 191 143 1,65 3,9 4,9 1,62 0,79 0,347 1,2 13,1 0,17 0,019 60 nd 3

0,021 2,2 44,1 196 0,015 0,027 0,032 0,37 7 30,5 96,1 541 299 1,18 2,84 3 1 0,53 0,213 0,8 1,27 nd 0,01 96 85 4,5

0,049 1,5 89 173 nd 0,083 0,186 0,99 16 56,2 72,5 76 127 2,89 5,4 7,6 2,39 1,07 0,503 1,79 0,97 nd 0,26 118 nd 1,56

nd 1 34 159 0,1 0,4 0,4 1,5 38 nd 31 20 nd 5 12 8,4 2,6 1,3 0,6 1,7 nd nd nd 65 nd nd

0,0094 1,3 52 265 0,03 0,101 0,069 0,53 13 30,6 42,3 253 120 1,4 4 3,5 1,04 0,66 0,212 0,77 0,24 0,16 0,007 58 nd 5,2

0,052 3,8 282 366 0,12 0,502 0,189 1,3 50 29,6 17,8 12 5,2 13,55 21,6 23,5 7 3,27 1,156 3,25 1,59 0,38 0,077 41 nd 1,1

0,065 1,7 47,2 293 0,091 0,28 0,488 1,38 45 49,5 36,9 5 3,5 4,48 10,8 8,5 2,72 1,33 0,499 1,7 1,63 0,48 0,098 75 nd 0,92

0,37 90 1166 69 2,63 11,65 5,684 17,53 621 5 0,6 11 2,7 148 243 135 35,18 7,47 5,44 18,27 nd 4,28 0,043 95 nd 9,2

0,32 78,9 1057 70 2,83 11,9 5,493 18,33 639 4,86 0,59 7 0,5 78 179 83,6 22,75 4,36 3,604 15,24 0,35 4,58 0,064 78 nd 3,8

0,91 52 977 174 2,25 8,41 4,33 28,63 1164 14,3 3 4 1,2 56,79 126,4 69,6 17,24 6,36 2,74 10,44 nd 1,84 0,033 216 nd 1,5

0,95 6,97

0,36 2,49

0,19 1,01

0,43 0,56

0,63 1,15

1,15 2,28

0,25 0,38

0,89 0,36

0,94 0,24

0,84 0,24

(Th/Ta)N (Tb/Ta)N

Bas Congo 2336 Rhyolite ~ 915 71,47 0,57 12,20 3,60 0,170 0,28 1,04 2,75 5,45 0,10 1,42 99,05

188 254 13 3,75 28 2,28 17,2 780 4 1 35 nd 125 241 97 15,3 2,89 1,8 6,05

5,32 0,04

Tableau 31. Analyses chimiques de gabbros et granites. Les éléments majeurs ont été analysés par Fluorescence X (BRGM) ou ICP (laboratoire OMAC), et les éléments traces par activation neutronique (laboratoire P. Sue, CEN Saclay) ou ICP-MS (it.) (BRGM).

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Dans la partie orientale de la chaîne du Mayombe, les faciès métadoléritiques du secteur de Ndindi montrent une déformation très variable. Certains se définissent comme des amphibolites épi- à mésozonales. Ces roches sont nettement orientées, avec recristallisation de la paragenèse initiale en amphibole (actinote à hornblende actinolitique), albite, épidote et chlorite. Les accessoires sont des ilménites étirées dans le plan de schistosité, parfois recristallisées en sphène. De la biotite apparaît localement, qui traduirait une évolution vers des conditions mésozonales. Ce métamorphisme régional se superpose à un hydrothermalisme à calcite et sulfures. D’autres échantillons sont très peu déformés, leur texture doléritique peut être parfaitement préservée, mais elles sont recristallisées dans le faciès schiste vert. Les roches ultrabasiques associées aux métasédiments de la base de la série néoprotérozoïque sont principalement constituées de clinopyroxène en blastes souvent jointifs ou ses produits d’altération (trémolite à trémolite – actinote, actinote à hornblende actinolitique). Certaines renferment du talc. Les autres minéraux secondaires sont l’épidote, le mica blanc (dont séricite) et la chlorite. Leur déformation peut être intense (zones mylonitiques), et cohérente avec celle des métasédiments adjacents. Dans les zones associant étroitement roches ultrabasiques et roches leucocrates, un mélange s’observe entre les deux faciès conduisant à des faciès hybrides superposant de grands porphyroblastes d’amphibole magnésienne à une matrice leucocrate quarzto-feldspathique et sériciteuse (Photo 16).

Photo 16. Vue microscopique de détail montrant deux cristaux automorphes d’amphibole magnésienne dans un gneiss mylonitique leucocrate de la base du Groupe de la Loukoula. Le diamètre du cercle noir est d’environ 2 mm. Les analyses chimiques des gabbros de Mayumba (Tableau 31) témoignent de leur caractère strictement basique (SiO2 = 43,9 – 50,1%) et plus ou moins mafique (MgO = 4,5 – 13,1%). Une nature cumulative est évidente pour l’échantillon le plus magnésien (MAY0025), en revanche, les autres roches sont comparables à des basaltes sub-alcalins (Na2O + K2O ≤ 3,2%).

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Roches ultrabasiques

Roches basiques

MAY 0484

MAY _9060

MAY 0723

Cumulat

Mélagabbro

Cumulat Cpx

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT

46,22 0,58 7,92 11,04 0,198 15,68 11,49 1,32 1,06 0,10 1,52 97,12

46,87 0,59 12,32 11,21 0,182 14,28 8,42 0,76 1,39 0,07 3,82 99,90

48,26 0,63 7,05 9,64 0,193 13,81 14,06 1,36 0,49 0,22 1,64 97,38

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Br Mo Sb Zn Ag (ppb) Au

0,34 25,4 279 158 0,53 1,58 0,182 1,55 42 39,3 53,7 1273 130 12,12 25,1 9,5 3,22 0,97 0,406 1,3 1,42 0,43 0,017 116 117 5,8

0,66 47,6 592 64 0,26 1,2 0,163 1,24 47 29,9 69,3 1101 493 8,68 23,9 11,2 2,51 0,87 0,427 2,06 0,16 0,37 0,055 92 nd 3

0,05 8,2 91 173 4,42 2,79 1,452 1,68 77 45,7 61,3 1384 106 24,18 36 25,7 5,55 1,19 0,706 2,13 1,3 1,07 0,017 160 244 4

0,46 42 1080 162 1,2 2,76 0,328 1,6 57 38 46,1 181 76 20,18 27,1 17,2 3,98 1,13 0,463 1,39 0,19 1,07 0,03 121 nd 5,3

(Th/Ta)N (Tb/Ta)N

3,76 0,83

3,19 0,98

0,83 0,18

3,65 0,53

ECH N° Pétro.

MAY MAY 0805 0715 UB Cumulat contaCpx minée 52,17 46,41 0,64 0,09 9,40 4,18 9,67 13,01 0,164 0,596 11,55 10,43 9,57 19,80 1,20 0,97 2,15 0,38 0,06 0,12 1,90 0,88 98,47 96,85

MAY _9057 Métagabbro

MAY _9101

MAY _5007

Métagabbro

-

NDI 4016

Interm. MAY _2008

µgabbro

µdiorite

48,19 1,80 14,98 15,14 0,189 6,56 7,68 2,18 0,43 0,23 3,40 100,77

48,89 1,59 13,77 15,65 0,194 5,46 8,70 2,75 0,70 0,15 1,31 99,17

47,71 2,80 12,42 17,28 0,247 5,45 9,65 2,43 0,71 0,25 0,56 99,51

47,16 1,51 13,52 17,12 0,200 5,44 8,63 3,02 0,73 0,16 0,65 98,12

56,26 0,57 19,08 6,47 0,088 1,88 6,52 5,65 1,95 0,52 1,41 100,40

0,09 11,6 62 97 2,66 7,95 0,105 6,1 277 12,9 47,9 55 55 35,74 55,6 37,5 9,05 1,57 1,169 5,62 3,57 0,14 0,036 157 nd 6,3

0,38 12,6 119 318 0,21 1,37 0,555 3,73 135 35,8 59,9 79 88 14,46 33,3 20,9 4,98 1,94 0,862 3,25 0,33 1,08 0,14 148 82 nd

1,19 23,1 316 374 0,36 1,61 0,323 2,74 97 31,8 63,4 14 49,9 10,43 23,9 10,6 3,86 1,46 0,61 2,05 1,07 0,96 0,029 130 nd nd

0,39 16,8 209 218 0,41 1,72 1,124 5,31 184 42,7 50,2 62 48 16,1 38,1 25,5 6,66 2,22 1,124 4,29 2,1 1,18 0,1 154 131 3

1,08 24,1 274 373 0,36 1,61 0,329 2,88 97 31,3 60,7 7 50 10,74 23,7 13,3 4,11 1,33 0,636 2,07 3,58 1,11 0,053 141 63 1,15

3,99 94,9 158 603 4,3 2,76 0,637 2,67 111 9,1 22,9 4 6,7 14,73 34,5 16,1 3,98 1,47 0,608 1,93 nd 0,76 0,074 49 31 0,7

32,81 4,16

1,07 0,58

2,16 0,71

0,66 0,37

2,12 0,72

1,88 0,36

Tableau 32. Analyses chimiques de roches ultrabasiques et basiques de la base de la série néoprotérozoïque du Mayombe. Les éléments majeurs ont été analysés par ICP (laboratoire OMAC) et les éléments traces par activation neutronique (laboratoire P. Sue, CEN Saclay). Les quatre roches les plus magnésiennes (MgO = 13,1 – 7,7%), qui sont également les moins alcalines (Na2O + K2O ≤ 2%), sont très pauvres en éléments incompatibles (ex. Th ≤ 0,1 ppm ; Zr < 20 ppm ; La < 3 ppm). Leurs rapports Tb/Ta, supérieurs à 1 (en valeurs normées au manteau primordial soit [Tb/Ta]N > 1), et leurs faibles rapports Th/Ta ([Th/Ta]N < 1), les apparentent aux basaltes océaniques récents de type « appauvri » (Thiéblemont et al., 1994). Ces roches sont issues d’un manteau très réfractaire.

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Les deux autres roches (MAY0033C, MAY0035), dont l’une est particulièrement titanifère (TiO2 = 4,5%), sont un peu plus riches en éléments incompatibles (ex. Zr = 38 – 45 ppm). Néanmoins, les teneurs en ces éléments se placent dans des gammes basses, communes aux basaltes sub-alcalins. Relativement aux autres échantillons, ces deux roches se distinguent par des teneurs plus fortes en Ta (≥ 0,4 ppm), dont découlent de faibles rapports Tb/Ta ([Tb/Ta]N < 1). Cette caractéristique est singulière puisqu’elle situerait les deux gabbros dans le champ des roches alcalines (Thiéblemont et al., 1994). Des analyses isotopiques seraient nécessaires pour donner une vue plus complète des signatures géochimiques des gabbros de Mayumba mais, dans l’état actuel des connaissances, il ressort clairement que ces roches sont issues d’un manteau de type réfractaire, dans un environnement que l’on peut supposer anorogénique ([Th/Ta]N < 1) (Thiéblemont et al., 1994). Ceci suppose un processus d’extension poussé et conduit à envisager une position initiale du Bassin interne en marge d’un possible océan néoprotérozoïque. Les roches ultrabasiques affleurant à la base de la série néoprotérozoïque, en association avec des roches détritiques (Groupe de la Loukoula, cf. infra) ont également été analysées (Tableau 32). Ces roches ultrabasiques sont toujours assez magnésiennnes (MgO = 10,4 – 15,7%) et généralement pauvres en Al2O3 (= 4,2 – 12,3%), ce qui s’accorde avec une prédominance de phases mafiques (clinopyroxène en particulier). L’importance du clinopyroxène (ou trémolite - actinote) est attestée par des teneurs souvent élevées en CaO (19,8% dans une clinopyroxénite). Ces roches présentent des teneurs non négligeables en K2O (= 0,4 – 2,2%), qui reflètent l’abondance locale de mica blanc. De même, elles sont plutôt riches en Th (= 1,2 – 8 ppm) et terres rares légères (La ~ 9 – 36 ppm). Le mélange localement observé avec les roches acides adjacentes rend les interprétations pétrologiques délicates. Néanmoins, certaines roches, riches en clinopyroxène, montrent des textures de cumulat indubitablement magmatiques. L’un des ces échantillons (MAY0723 ; Tableau 32) présente une composition très mafique (MgO = 13,8%) de tendance picritique, mais une signature alcaline ([Th/Ta]N = 0,83 ; [Tb/Ta]N = 0,18). Ceci peut suggérer l’occurrence d’un magmatisme alcalin très mafique, distinct du gabbro tholéiitique de Mayumba, dans l’histoire précoce du Bassin interne. Les autres roches basiques rapportées au magmatisme mayombien (Tableau 32) présentent des teneurs en SiO2 de l’ordre de 47-48%. Elles sont assez mafiques (MgO = 5,5 – 6,5%) et plus ou moins titanifères (TiO2 = 1,5 – 2,8%). Globalement, ces caractères les situent dans la gamme de basaltes communs. Leurs signatures géochimiques sont assez homogènes et de type non appauvri, ce qui les distingue des gabbros de Mayumba. Ces signatures (rapports [Th/Ta]N ~ 0,7 – 2,2 ; [Tb/Ta]N < 1) se situent dans la gamme des tholéiites continentales (Thiéblemont et al., 1994) et suggèrent une mise en place en contexte anorogénique. On notera qu’une affinité tholéiitique continentale est attribuée par Tack et al. (2001) aux basaltes de la base de la série néoprotérozoïque du Bas Congo, probablement corrélatifs du magmatisme mayombien du Gabon.

Complexe de Mayumba : granites à biotite d'affinité alcaline (867 ± 4 Ma) Ces roches ont été observées très localement sur la bordure orientale du massif de Mayumba lors du levé de cette carte par le projet SYSMIN (Thiéblemont et al., 2009a). Il s’agit de granites assez banals, leucocrates, de teinte rose et de grain moyen, dont le seul ferro-magnésien visible à l’œil nu est la biotite. Un équivalent déformé possible en a été trouvé, que sa description pétrographique définit comme un orthogneiss, et qui renferme du grenat.

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L’aspect des granites et leur proximité du Complexe de Mayumba a motivé la réalisation d’une analyse géochronologique (U/Pb sur zircon), et celle-ci a révélé un âge néoprotérozoïque, soit 867 ± 4 Ma. Trois analyses chimiques ont été effectuées (Tableau 31), dont une sur l’orthogneiss à grenat. Les deux granites sont très leucocrates (SiO2 ~ 74%), assez potassiques (K2O ~ 3,7%) et pauvres en alumine (Al2O3 ~ 1,5%). Leur indice d’aluminosité (A/CNK = 0,94 – 0,98) témoigne d’un caractère métalumineux. Ces roches sont pauvres en Sr (< 100 ppm), suggérant un fractionnement marqué de plagioclase. Une tendance alcaline est révélée par des teneurs élevées en Ta (~ 5,5 ppm), Zr (~ 620 ppm) ou terres rares lourdes (ex. Yb ~ 1518 ppm), et un rapport Th/Ta faible ([Th/Ta]N ~ 1). Ces roches correspondent à un type géochimique parfois désigné comme « Low-Al – High-Yb » (Arth, 1979 ; Barker, 1979), caractéristique des environnements d’extension continentale (Pearce et al., 1984). La comparaison avec une rhyolite du Groupe Mayombien du Bas Congo (~ 920 – 910 Ma) (Tack et al., 2001) (Tableau 31) montre de bonnes analogies (ex. teneurs en Zr, Hf, La) et une appartenance commune au type « Low-Al – High-Yb ». Un environnement anorogénique et extensif (rifting) (Tack et al., 2001) est invoqué pour les rhyolites du Bas Congo, identique à celui que nous envisageons pour les granites du Complexe de Mayumba. Considérant la différence d’âge entre ces deux magmatismes (~ 915 Ma au Congo et ~ 870 Ma au Gabon), il peut être envisagé que la tectonique extensive a perduré pendant plus de 40 Ma dans le Bassin interne Ouest-Congolien. Alternativement, un diachronisme peut être invoqué ; l’extension serait intervenue plus tardivement dans le Mayombe gabonais, en relation avec une situation de cette région à l’extrémité septentrionale du domaine rifté. On notera finalement que nous n’avons pas retrouvé, au Gabon, les rhyolites et granites hyperalcalins d’âge néoprotérozoïque inférieur (~ 1000 Ma) connus au Bas Congo et rapportés à la période « zadinienne » (Tack et al., 2001 ; Vicat et Pouclet, 2000). L’analyse de l’orthogneiss à grenat met en évidence un caractère moins acide (SiO2 = 64,34%) et plus calcique (CaO = 3,14%) que les deux granites. Néanmoins, les signatures géochimiques sont clairement les mêmes (voir par exemple la similitude des rapports [Th/Ta]N et [Tb/Ta]N (Tableau 31). Il est donc probable que cet orthogneiss représente un témoin déformé et métamorphisé du magmatisme acide néoprotérozoïque.

Bassin interne (Mayombe) Schéma lithostratigraphique La succession stratigraphique néoprotérozoïque est clairement exposée dans la partie NE du Domaine Nyanga – Mayombe, où les couches tabulaires reposent en discordance sur le socle du Chaillu. Cette succession définit le Bassin externe, dont les deux unités principales ressortent nettement sur l’image morphostructurale (Fig. 43) :

• formations carbonatées de la dépression karstique, qui définissent le Groupe Schistocalcaire ;

• formations détritiques sus-jacentes de l’entablement des Monts Ikoundou, qui définissent le Groupe Schisto-gréseux. Ces deux formations principales comportent, à la base, une entité lenticulaire grossière d’origine glaciaire, connue sous l’appellation de « Tillite du Niari » (Dévigne, 1959). Dans la partie SW du Domaine Nyanga – Mayombe, l’appellation « Bassin interne » regroupe l’ensemble des terrains compris entre le socle Ouest-Gabonais, à l’Ouest, et l’horizon tillitique discontinu (Groupe du Niari) sous-jacent au Groupe Schisto-calcaire, à

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l’Est. Ces terrains comprennent un ensemble de formations détritiques plus ou moins grossières et plus ou moins métamorphiques, dont l’intense déformation, lors de l’orogenèse panafricaine, rend délicate l’interprétation lithostratigraphique. Néanmoins, les travaux antérieurs (Dévigne, 1959 ; Béchennec et al., 1981 ; Thiéblemont et al., 2009b) ont permis d’y reconnaître un certain nombre d’unités organisées selon un succession stratigraphique supposée normale (Tableau 33); les auteurs s’accordant pour considérer que, depuis la dépression du Schisto-calcaire vers les crêtes du Mayombe, les terrains sont d’autant plus anciens qu’ils sont proches du socle. Sur les cartes anciennes (Dévigne, 1959), les séries les plus occidentales sont figurées comme reposant en contact normal (stratigraphique) sur le socle mayombien et cette interprétation est reprise dans la 2ième édition de la carte géologique nationale du Gabon (Thomas et al., 2001). Nos levés, dans la région de Mayumba (Thiéblemont et al., 2009a-b), nous ont effectivement permis d’observer des « placages » de quartzites, sus-jacents aux granitoïdes du Mayombe. Notre conclusion est que le socle du Mayombe constitue le substratum sur lequel se sont déposées les formations du Bassin interne, en revanche, nous considérons ces dernières comme largement décollées (para-autochtones) sous l’effet de la tectonique panafricaine (cf. infra). Sous le Groupe du Niari, les formations du Bassin interne montrent un puissant ensemble de schistes pélitiques (séricitoschistes) à chloriteux (chloritoschistes), souvent quartzeux, parfois ampélitiques, regroupés dans la Formation de la Louila. Des faciès tilloïdiques s’observent vers la base de la formation, attribués par Dévigne (1959) à une entité spécifique : la Tillite inférieure. Dans le schéma de Béchennec et al. (1981) (Tableau 33), des niveaux tilloïdiques s’observent au sommet et à la base d’un ensemble schisteux supérieur qui englobe la tranche de terrains allant du Groupe du Niari (= niveaux tilloïdiques supérieurs) à la Tillite inférieure (= niveaux tilloïdiques inférieurs). Selon ce modèle, les roches tillitiques ne sont plus constituées en entités lithostratigraphiques, mais représentent des horizons faciologiques dans un ensemble principalement schisteux. Nous avons conservé l’hypothèse initiale d’une corrélation entre les niveaux tillitiques supérieurs et les formations glaciaires du flanc oriental (Tableau 33), en revanche, nos observations ne permettent pas de maintenir une entité tilloïdique inférieure. Sous ces faciès schisteux de la Louila, s’individualise une entité essentiellement quartzitique particulièrement résistante, qui arme la crête sommitale du Mayombe. Nous avons conservé l’appellation de M’Beia initialement utilisée pour cette entité (Dévigne, 1959) ; Béchennec et al. (1981) la désignent comme « l’ensemble quartzitique et quartzo-schisteux moyen » (Tableau 33). Sous les faciès quartzitiques, la série du Bassin interne montre une nouvelle succession associant, au sommet, des faciès schisteux à dominante chloriteuse, et à la base, des faciès détritiques plus grossiers : quartzitiques à conglomératiques. Béchennec et al. (1981) regroupent ces roches dans un ensemble schisto-quartzeux inférieur qui forme la base de la série néoprotérozoïque. Dans le schéma adopté sur la présente carte, cet ensemble conserve sa dénomination initiale de Groupe de la Loukoula (Dévigne, 1959), néanmoins, celui-ci est un peu étendu vers le haut puisqu’il englobe le Groupe de la Banza sus-jacent (Dévigne, 1959). Nous reconnaissons deux entités dans le Groupe de la Loukoula : 1/ une formation volcano-détritique, qui couvre les faciès essentiellement chloritoschisteux sommitaux ; 2/ une formation détritique basale, qui regroupe les faciès quartzitiques à conglomératiques sous-jacents. Ceux-ci sont fréquemment mylonitisés, en particulier dans la zone dite de « virgation » (cf. supra). Nous considérons cette entité comme la base de la série néoprotérozoïque et attribuons leur fréquente mylonitisation au décollement de cette dernière (cf. infra).

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Tableau 33. Lithostratigraphie des formations néoprotérozoïques du flanc occidental du Domaine Nyanga – Mayombe. Comparaison entre les schémas du projet SYSMIN (d’après Thiéblemont et al., 2009a-b) et de Béchennec et al. (1981).

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Une modification importante apportée par le projet SYSMIN (Tableau 33) est l’individualisation d’une entité particulière, distincte de la précédente, par son plus haut degré de métamorphisme. Le grenat en constitue la phase la plus caractéristique en suggérant un enfouissement tectonique significatif (cf. infra). Cette entité prend le nom de Formation mésométamorphique de la Loukoula, car nous l’interprétons comme un équivalent mésozonal du terme détritique basal. La roche la plus symptomatique est un paragneiss à biotite et grenat, que nous considérons comme issu des arkoses de l’ensemble non métamorphique. Ces faciès se trouvent essentiellement sur le flanc occidental du Mayombe, et les occurrences qui en avaient été décrites initialement, rapportées par Dévigne (1959) au Système du Pré-Mayombe, avaient été finalement attribuées au Paléoprotérozoïque (Béchennec et al., 1981 ; Thomas et al., 2001). Ces roches sont donc désormais replacées dans le Néoprotérozoïque. L’hypothèse de la présence de roches supracrustales d’âge paléoprotérozoïque dans le socle de la Chaîne du Mayombe peut être reconsidérée à la lumière des abondants résultats obtenus sur le territoire des feuilles Fougamou (Thiéblemont et al., 2009d-e) et Lambaréné (Prian et al., 2009a-b). Dans ces régions, une série supra-crustale (paragneiss, quartzites ferrifères, amphibolites) est bien connue, mais son âge est archéen à pré-éburnéen, et son métamorphisme méso- à catazonal (granulites, migmatites du Complexe de Lambaréné – Waka). Les granites éburnéens recoupent ces terrains. Les formations paléoprotérozoïques antérieures à la granitisation éburnéenne sont circonscrites au Domaine de l’Ogooué, et la seule entité supracrustale connue dans le Bloc Ouest-Gabonais est le Complexe de Kolissen, dont le dépôt (≤ 2027 Ma) s’est produit après l’intrusion des granites éburnéens (~ 2080 – 2050 Ma) (cf. supra). Les roches métamorphiques que nous attribuons au Groupe de la Loukoula ne peuvent être comparées aux gneiss migmatitiques archéens à pré-éburnéens. Alternativement, il pourrait s’agir d’équivalents du Complexe de Kolissen, affleurant désormais en lambeaux à la base de la série néoprotérozoïque, mais dans cette hypothèse, que nous ne retenons pas, leur déformation et leur métamorphisme seraient de toute façon à attribuer au Panafricain (cf. infra). Outre les roches paradérivées précédentes, le rattachement de certaines métabasites (amphibolites à grenat) au Complexe de Mayumba (Thiéblemont et al., 2009a-b) conduit à attribuer leur métamorphisme au Panafricain. Ces occurrences sont toutefois très réduites et cette hypothèse nécessiterait des investigations plus poussées.

Groupe métamorphique de la Loukoula (quartzites micacés à ± grenat, paragneiss à ± grenat, souvent mylonitiques) Ces roches métamorphiques ont été individualisées cartographiquement en plusieurs secteurs, toujours dans les parties internes de l’orogène, vers la base structurale de la Chaîne du Mayombe. Néanmoins, les occurrences observées restent encore assez dispersées et l’intérêt principal de ces faciès est surtout de révéler l’existence d’un métamorphisme de degré franchement mésozonal dans des roches paradérivées apparentées à la série néoprotérozoïque. Selon l’abondance des minéraux phylliteux, les roches se définissent comme des quartzites micacés, des paragneiss ou des micaschistes, d’aspect beaucoup plus massif que leurs équivalents épimétamorphiques. Localement, la nature sédimentaire reste bien identifiable, avec alternance de niveaux d’aspect gréseux et de niveaux schisteux plus ou moins riches en biotite. Dans ce cas, l’indice le plus évident d’un métamorphisme mésozonal est la présence de grenat, parfois pluricentimétrique. Ces faciès évoluent vers des termes gneissiques, d’aspect lité.

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Ces roches montrent une déformation très marquée et leur schistosité est fréquemment reprise dans des microplis aigus très serrés, caractéristiques de la phase 2 de déformation régionale (cf. infra). En lame mince, on observe fréquemment la superposition de deux schistosités, avec plissement d’une S1 précoce par une S2 rétromorphique. Les quartzites sont majoritairement constitués de quartz, plus accessoirement de feldspath (albite), muscovite, chlorite, épidote, amphibole. Quand il est présent, le grenat se présente en porphyroblastes automorphes fossilisant la S1, mais antérieurs à la S2. Les accessoires sont l’apatite, la tourmaline et les sulfures. Les paragneiss sont plus riches en feldspath (albite) et ferro-magnésiens, incluant de la biotite, de la chlorite et de l’épidote. Le grenat se présente en cristaux subautomorphes synchrones de la S1 ou postérieurs à celle-ci (Photo 17). Les accessoires sont le rutile, la magnétite, l’allanite, la tourmaline, l’apatite et le zircon.

Photo 17. Paragneiss à biotite et grenat. Ce dernier montre de grands cristaux (diamètre ~ millimétrique) zonés synchrones de la schistosité majeure ou postérieurs à celle-ci.

Groupe de la Loukoula (schistes chloriteux, schistes pélitiques, quartzites, conglomérats) Les faciès faiblement métamorphiques du Groupe de la Loukoula ont été représentés en une entité unique qui regroupe des faciès détritiques variés, de grain fin (schistes) ou grossier (quartzites, conglomérats). Trois entités sont distinguées à l’échelle du 1/200 000 (Thiéblemont et al., 2009a) (Tableau 33) :

• des formations grossières, quartzitiques à conglomératiques, qui se placent au contact du socle, et incluent localement ;

• des passées ultrabasiques (décrites plus haut) ; • des faciès schisteux essentiellement chloriteux. Les faciès conglomératiques sont les plus caractéristiques. Différents types de conglomérat ont été observés, dont certains montrent un aspect chaotique et une nature polygénique,

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associant des roches variées principalement issues du socle (granite, amphibolite) (Photo 18). Une confusion avec les faciès de Stone line consolidée (cf. infra) est possible, mais la confection de lames minces dans certains échantillons (ex. l’affleurement présenté sur la Photo 18 ci-dessous) met en évidence une recristallisation en faciès schiste vert (épidote, chlorite) témoignant de l’appartenance des conglomérats (ou métaconglomérats) à la série néoprotérozoïque. Par ailleurs, certaines roches présentent une déformation mylonitique intense et très locale, caractéristique de la partie basale du Groupe de la Loukoula (cf. infra). Outre les faciès polygéniques, les conglomérats se présentent parfois sous un faciès schisteux à petits éléments ovoïdes comparables aux schistes tilloïdiques du Groupe du Niari (cf. infra) (Béchennec et al., 1981).

Photo 18. Métaconglomérat polygénique à éléments de socle du bassin de la rivière Douigni. Les quartzites forment des bancs massifs très blancs, qui alternent localement avec des bandes irrégulières de schistes ultramafiques (décrits plus haut). A l’œil nu, ces roches peuvent être prises pour des granitoïdes, mais l’observation microscopique révèle une texture très hétérogène, largement réorganisée par la déformation, qui associe des bandes de quartz et un ciment quartzo-feldspathique et sériciteux engloblant des phénoclastes de feldspath et des grains de minéraux secondaires (épidote), ou accessoires (oxydes). Selon l’abondance de feldspath, les roches peuvent être désignées comme des quartzites ou des méta-arkoses. Elles peuvent se mélanger avec les ultrabasites adjacentes, produisant des termes hybrides associant une matrice leucocrate et des porphyroblastes d’amphibole magnésienne (Photo 16). Dans la partie la plus occidentale du Mayombe, dans le secteur de Mayumba, des quartzites forment localement des buttes « perçant » les formations quaternaires (Thiéblemont et al., 2009a). Certains apparaissent quasiment indemnes de toute déformation, suggérant un contact localement normal entre le socle et la couverture néoprotérozoïque. De tels affleurements pourraient représenter des occurrences sédimentaires autochtones préservées de la déformation par leur situation en avant du front de la chaîne. Dans la zone de virgation de la Chaîne du Mayombe, les roches détritiques du Groupe de la Loukoula sont affectées par une intense mylonitisation, selon des plans pouvant varier rapidement de l’horizontale à la verticale. Les plans verticaux montrent une direction SW-NE et des linéations proches de l’horizontale, compatibles avec un mouvement décrochant. L’origine des faciès mylonitiques est parfois difficile à identifier, et la composition globalement granitique conduit parfois à parler « d’orthogneiss ». Néanmoins, l’étude au

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microscope (Béchennec et al., 1981) révèle une trop grande abondance de quartz (50 à 60%), qui suggère une origine para-, plutôt qu’orthodérivée. Nous considérons de tels faciès comme des arkoses issues de la dégradation in situ des granites sous-jacents. Dans cette interprétation, l’intense déformation qui les affecte témoignerait du décollement de la couverture néoprotérozoïque sur son socle. Les schistes sus-jacents à l’ensemble détritique de base se présentent sous des faciès monotones, principalement chloriteux, mais évoluant vers des schistes pélitiques (séricitochistes) ou des schistes quartzeux. La déformation la plus évidente est un reploiement de la schistosité de flux selon des plis serrés d’échelle microscopique à macroscopique, avec développement d’une schistosité rétromorphique de type strain-slip (S2). La schistosité précoce est soulignée par l’allongement des chlorites et séricites et apparaît généralement parallèle à un litage compositionnel considéré comme une stratification.

Formation de la M'Beia (quartzites, grès ± arkosiques, conglomérats tilloïdiques) Cette formation est essentiellement constituée de quartzites blancs, souvent qualifiés de saccharoïdes, dont le caractère très massif et la résistance à l’altération déterminent la disposition selon une barre armant la crête sommitale du Mayombe. Ces roches s’organisent en bancs de 10 à 50 cm de puissance, et Béchennec et al. (1981) y décrivent localement des granoclassements et des stratifications entrecroisées. En lame mince, les grains de quartz, relativement anguleux, sont cimentés par silicification ; ils peuvent être accessoirement accompagnés de séricite, de chlorite, de tourmaline, de zircon, de magnétite et de pyrite. Au sommet de la série, les quartzites peuvent évoluer vers des grès légèrement feldspathiques. De même, des bancs décimétriques de schistes sombres à chlorite et séricite, et parfois à joints graphiteux, peuvent s’intercaler dans les quartzites. Des passées de conglomérats tilloïdiques s’observent vers l’extrémité SE de la formation, rapportés par Dévigne (1959) à la Tillite inférieure.

Formation de la Louila (~ 713 ± 49 Ma) (schistes pélitiques, schistes chloriteux, tufs rhyolitiques) La Formation de la Louila occupe le versant NE de la Chaîne du Mayombe, mais apparaît également plus au NE, au cœur des petites crêtes anticlinales qui ponctuent la dépression du Schisto-calcaire (Fig. 43). Elle est principalement constituée d’un ensemble assez monotone de schistes pélitiques (sériciteux) à chloriteux, qui tendent à devenir calciques vers le sommet de la formation. Vers la base, les faciès schisteux sont essentiellement des chloritoschistes et des schistes pélitiques plus ou moins quartzeux. Ces roches peuvent contenir de l’épidote et, localement de la biotite. Des niveaux discontinus de schistes noirs comportant parfois des éléments ovoïdes centimétriques de quartz laiteux, de feldspath ou de lithoclastes granitiques (Béchennec et al., 1981) s’y observent. Ces schistes tilloïdiques sont plus abondants vers le sommet de la formation, et sont alors rapportés au Groupe du Niari (Tableau 33). Vers le sommet, l’apparition de bancs carbonatés annonce le passage au Groupe Schisto-calcaire. Un faciès massif particulier, interprété comme un tuf rhyolitique à dacitique, a permis la réalisation d’une datation géochronologique sur zircons (SHRIMP). Cette roche a été prélevée vers le sommet apparent de la série, au voisinage de schistes tilloïdiques rapportés au Groupe du Niari (Goujou et al., 2009). Elle pourrait témoigner d’un événement volcanique

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discret, circonscrit à la partie sommitale de la Formation de la Louila. Sa nature originellement volcanique à volcano-sédimentaire est indiquée par la présence de nombreux phénocristaux de quartz rhyolitique (golfes de corrosion) et feldspath, associés à de la muscovite et des oxydes. Néanmoins, la mésostase est très schistosée et sa texture initiale largement effacée. Elle comporte de la séricite et de l’épidote. Les accessoires sont la tourmaline et un carbonate ferrifère. Des cristaux d’âges très variés ont été extraits, avec des héritages mésoarchéen (3083 ± 11 Ma), néoarchéen (2748 et 2525 Ma), paléoprotérozoïque (2190 – 1854 Ma), mésoprotérozoïque (1211 ± 19 Ma) et néoarchéen (973 ± 25 Ma). L’importance de l’héritage suggère une contribution significative du substratum au matériau tufacé. Les âges obtenus couvrent effectivement la gamme connue dans le Bloc Ouest-Gabonais (cf. supra), à l’exception du Mésoprotérozoïque, dont l’échantillon fournit le premier témoin. L’âge le plus récent est de 713 ± 49 Ma. Il est interprété comme un âge possible de mise en place de la roche volcanique initiale et constitue, de toute façon, un âge maximal de dépôt. Il est près de 200 Ma plus jeune que l’âge du gabbro de Mayumba, ce qui suggère un fonctionnement discontinu du Bassin interne.

Caractéristiques géochimiques des formations du Bassin interne Vingt deux échantillons ont été sélectionnés pour analyses géochimiques (Tableaux 34 et 35) incluant :

• des méta-arkoses (« quartzites ») et mylonites de base (Groupe de la Loukoula) ; • des métagrès, métasiltites et méta-argilites (schistes) de la Formation de la Louila ; • des faciès carbonatés du sommet de la série. Les méta-arkoses et gneiss mylonitiques montrent des compositions acides (SiO2 = 68 – 74,1%), assez alumineuses (Al2O3 = 14 – 15,4%), sodi-potassiques (Na2O ~ 4 – 5,5% ; K2O ~ 1,5 – 3%) et calciques (CaO = 1,4 – 2,6%). Leurs indices d’aluminosité sont modérés (A/CNK = 0,98 – 1,09) et illustrent le rôle mineur des phyllites. Ces roches ont des compositions quasiment identiques à celles de tonalites et trondhjémites ; nous les considérons comme les produits de la dégradation in situ des granitoïdes sous-jacents. Les métagrès sont plus acides (SiO2 = 72 – 87%), moins alumineux (Al2O3 = 4,8 – 11,5%), mais presque aussi riches en CaO (= 1 – 2,3%) et Na2O (= 1,7 – 4,5%), mais un peu plus pauvres en K2O (≤ 1,7%). Comme les méta-arkoses de base, ces roches ne sont jamais peralumineuses et généralement métalumineuses (A/CNK = 0,84 – 1,06). Ceci montre une quasi-absence de phyllites (initialement argiles) que confirme l’étude en lame mince. Un échantillon (TCH0453B) a une composition indifférenciable de celle d’une trondhjémite. Comme les méta-arkoses, ces roches semblent représenter les produits, quasiment non fractionnés, de granitoïdes modérément potassiques. Les métasiltites se distinguent essentiellement par un caractère moins acide (SiO2 ~ 65%) et un indice d’aluminosité assez élevé (A/CNK ~ 1,2 – 1,8), qui traduit l’abondance de minéraux phylliteux alumineux : séricite et chlorite. Ces roches correspondent aux schistes communs de la série du Bassin interne. L’abondance de chlorite induit des compositions assez mafiques (Fe2O3t ~ 7% ; MgO ~ 3%), mais moins plagioclasiques (Na2O ≤ 3%), que celles des méta-grès et méta-arkoses précédents. Le caractère plutôt mafique se traduit également par des teneurs assez élevées en Cr (~ 100 ppm) et Ni (~ 40 ppm). Ces roches ont des compositions assez comparables à celles de dacites et peuvent être interprétées comme issues du mélange entre une fraction gréseuse immature (composition granitique) et un constituant mafique et alumineux. Ce dernier est représenté par les faciès méta-argilitiques ci-dessous.

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Les méta-argilites diffèrent des métasiltites par une abondance plus grande de minéraux phylliteux (séricite et chlorite) et un moindre pourcentage de quartz. Il en résulte des compositions basiques (SiO2 = 42,4 – 51,8%) et plutôt mafiques (Fe2O3t ~ 8-17% ; MgO ~ 67%), assez proches de celles de basaltes, mais avec un caractère particulièrement potassique (K2O ~ 3-5% ; K2O/Na2O ~ 0,3), dû à l’abondance de séricite. Ces roches témoignent de la participation, dans la sédimentation, d’un constituant mafique que l’on peut supposer issu de l’érosion de roches gabbroïques et/ou basaltiques. En dépit de l’abondance des phyllites, les deux échantillons montrent des indices d’aluminosité modérés, l’une se définissant même comme métalumineuse (TCH0439D ; A/CNK = 0,83).

ECH N° Pétro. SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PF TOT Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb Zn Ag (ppb) Au A/CNK

Bassin interne Méta-arkoses/gneiss mylonitiques Métagrès MAY MAY MAY MAY TCH TCH MAY 0455 0806 0809 5047B 6013 0205 0453B MétaGneiss MétaMétaMylonite Mylonite Mylonite arkose myl. grès grès 67,86 68,56 68 74,1 87,2 72 70,25 0,25 0,21 0,30 0,54 0,14 0,24 0,48 14,56 15,37 14,59 14,9 14 4,8 11,4 2,08 2,49 2,03 2,62 1,15 1,72 2,79 0,030 0,035 0,027 0,08 nd 0,09 0,06 0,67 1,87 0,82 1,8 0,4 0,9 1,3 2,33 2,64 2,61 2,2 1,4 1,4 2,3 4,85 5,22 4,11 4,5 5,5 1,7 4,5 2,18 3,02 2,14 1,35 0,34 1,69 1,64 0,04 0,08 0,06 0,19 0,06 0,12 0,16 1,04 1,20 1,01 2 0,8 1,66 3,04 99,16 97,14 98,97 98,90 100,17 99,72 97,73 0,99 59,8 421 300 10,71 7,85 0,865 2,64 107 3,09 5 12 13,3 13,08 27,7 8 0,95 0,72 0,157 0,53 nd 0,44 0,92 0,024 49 nd 3,5

0,38 42,8 645 300 3,3 7,63 0,742 2,28 81 5,26 8,5 101 42,3 9,47 20,8 8,8 2,06 0,62 0,278 1,16 nd 0,41 0,68 0,024 30 22 6,3

0,85 57,8 1251 494 3,4 3,31 0,3 3,63 127 2,5 4,4 23 18,6 5,11 10,1 5,6 0,65 0,81 0,09 0,36 0,18 nd 1,22 0,033 33 nd 3,7

1,04

0,98

0,99

1,09

1,07

TCH 0453C Métagrès 78 0,35 10,9 1,52 0,03 0,9 1 4,2 1,43 0,13 1,01 99,47

TCH 0455 Métagrès 76,2 0,29 9,9 2,04 0,05 1,1 2,3 3,4 1,43 0,11 2,13 98,95 1,13 43,3 604 176 0,68 4,6 0,403 3,48 137 5,1 5,6 33 12 28,64 53 21,1 4,56 0,96 0,37 0,96 2,55 0,34 0,5 0,63 25 41 0,6 0,87

0,45 12,2 220 59 0,68 3,47 0,636 2,77 114 3 5,9 41 15,3 17,54 35,4 14,3 2,73 0,75 0,26 0,78 2,48 0,37 0,31 0,33 18 nd 0,9

nd nd 43 < LQ nd

0,7 35,8 697 111 0,81 5,32 0,457 4,11 168 5,2 6,55 43 10,9 23,31 45,9 17,9 3,56 0,83 0,294 0,9 4,7 0,09 0,32 0,9 21 19 0,7

0,84

0,85

1,06

60 681 190 0,6 4,1 0,3 2,6 131 12 75 12 29 53 20 3,3 0,7 0,4 0,8 nd

Tableau 34. Analyses chimiques de roches détritiques et mylonites du Bassin interne. Les analyses d’éléments majeurs ont été effectuées par Fluorescence X (BRGM) ou ICP – AES (OMAC) et celles d’éléments traces par activation neutronique (Laboratoire P. Sue, CEN Saclay) ou ICP – MS (it.) (BRGM).

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Tableau 35. Analyses chimiques de roches détritiques du Bassin interne. Pour informations sur les méthodes analytiques cf. Tableau 34.

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Les métagrès et schistes carbonatés se distinguent par de faibles teneurs en silice (SiO2 < 40%) et alumine (Al2O3 ~ 5-10%), que contrebalancent des teneurs en CaO (16-37%) et pertes au feu élevées (> 22%). Ces dernières traduisent le caractère volatile du CO2 et la décomposition des carbonates lors de la cuisson des échantillons à 1000°C. Les analyses géochimiques montrent que la sédimentation du Bassin interne était alimentée par trois « pôles » :

• un pôle acide, issu de la dégradation d’un substratum granitoïde ; ce pôle est représenté par les méta-arkoses et méta-grès ;

• un pôle mafique, probablement issu de la dégradation de roches basiques (gabbros et/ou basaltes) ; ce pôle est représenté par les méta-argilites ;

• un pôle carbonaté, caractéristique du sommet de la série et qui annonce la sédimentation du Groupe Schisto-calcaire. Les sédiments du Bassin interne présentent des compositions souvent très voisines de roches magmatiques, ceci incluant un excès d’alumine nul (roches métalumineuses) ou très modéré (roches peralumineuses). Ceci suppose :

• une faible présence d’un constituant argileux dans l’apport sédimentaire ; • un faible fractionnement minéral lors du transit vers le site de sédimentation. Nous considérons que ceci résulte :

• d’une altération principalement mécanique du subtratum ; • d’un caractère proximal du site de sédimentation. Ces hypothèses nous amènent à interpréter le Bassin interne comme un bassin intracratonique autochtone, nourri de l’érosion des granitoïdes du socle Ouest-Gabonais et des complexes basiques néoprotérozoïques (Magmatisme mayombien), sous un climat plutôt froid (dégradation mécanique). Ce climat plutôt froid permet également de rendre compte de l’existence de conglomérats à éléments lithiques non altérés à différents niveaux de la série. Dans ce schéma, les barres quartzitiques (Formation de la Mbeia) témoigneraient de la prédominance temporaire d’apports distaux dans le bassin sédimentaire.

Bassin externe (Nyanga) Schéma lithostratigraphique Le Bassin externe comprend l’ensemble des unités comprises entre le Groupe du Niari et le Schisto-gréseux, c'est-à-dire la presque totalité des terrains affleurant sur le flanc NE du Domaine Nyanga – Mayombe : groupes du Niari, Schisto-calcaire et Schisto-gréseux. Cette succession se retrouve sur le piémont de la Chaîne du Mayombe (flanc SW du domaine néoprotérozoïque), sans être strictement équivalente (cf. infra). Par ailleurs, elle y montre une déformation souvent très forte en liaison avec l’orogenèse panafricaine. Au NE, la discordance entre le socle et le Néoprotérozoïque ne se situe pas toujours au même niveau stratigraphique. Elle tend à rajeunir vers le Nord, où le Schisto-calcaire repose directement sur les granitoïdes paléprotérozoïques. En revanche, la discordance descend sous le Groupe du Niari dans la partie sud, où la Formation de la Bouenza s’intercale entre

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le conglomérat glaciaire et le socle. Cette unité détritique constitue en quelque sorte un équivalent oriental « condensé » des séries du Bassin interne. Le caractère tabulaire des formations du Bassin externe, sur le flanc NE du domaine néoprotérozoïque, et leur excellente conservation (absence de métamorphisme) permet une analyse détaillée des faciès et une estimation précise de leur épaisseur (Prian et al., 2009d) (Fig. 45). Celle-ci ne semble pas dépasser la centaine de mètres pour les différentes entités de la partie inférieure : Formation de la Bouenza, Groupe du Niari et unités successives (sous-groupes SC1 à SC3) du Groupe Schisto-calcaire. Elle atteindrait quelques centaines de mètres pour le Groupe Schisto-gréseux, qui représente la partie supérieure du Supergroupe de l’Ouest-Congo et constitue l’équivalent du Sous-groupe de Mpioka (Bas Congo) (Tack et al., 2001 ; Frimmel et al., 2006).

Fig. 45. Colonne lithostratigraphique des terrains du Bassin externe à l’est du domaine néoprotérozoïque (Prian et al., 2009d).

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La succession observée témoigne de variations importantes des modalités de la sédimentation, avec succession d’un épisode détritique distal (Bouenza), passant à un régime glaciaire (Niari), puis instauration d’une sédimentation strictement carbonatée (Schisto-calcaire) et clôture par un nouvel épisode détritique (Schisto-gréseux) devenant assez grossier au sommet. Parallèlement à ces variations d’ordre sédimentologique, le contact entre les groupes Schisto-calcaire et Schisto-gréseux est marqué, dans les carbonates, par le développement d’indices de talc, particulièrement abondants le long de la bordure occidentale du plateau des Monts Ikoundou. Bien que ces minéralisations se disposent en concordance apparente avec la succession lithostratigraphique, les observations en lame mince montrent que le talc s’est développé au cours de la déformation panafricaine (Prian et al., 2009d). Sa situation actuelle traduit vraisemblablement le contrôle exercé par la discontinuité entre roches carbonatées et roches détritiques, dans la redistribution chimique induite par la tectonique. Préat et al. (2009) proposent d’attribuer la tillite du Niari à la glaciation mondiale marinoenne datée vers 636 Ma. Cette hypothèse se base, en particulier, sur une corrélation avec les terrains néoprotérozoïques du Bas Congo, où un âge marinoen est envisagé pour l’unité glaciaire (Mixtite supérieure) sous-jacente au Sous-groupe Schisto-calcaire (Tack et al., 2001 ; Frimmel et al., 2006). Une attribution au Marinoen est cohérente avec l’âge à ~ 640 – 630 Ma estimé par Alvarez (1992 ; 1995) pour le Schisto-calcaire. En revanche, la datation à ~ 715 Ma réalisée sur le tuf rhyolitique de la Louila (cf. supra), sous-jacent au Groupe du Niari sur le flanc ouest du domaine néoprotérozoïque, se place très près des âges estimés (~ 750 - 720 Ma) pour la glaciation mondiale sturtienne. Un âge sturtien ne peut donc être totalement exclu pour le Groupe du Niari gabonais, ce qui en ferait l’équivalent de la Mixtite inférieure, formation glaciaire sturtienne du Bas Congo (Frimmel et al., 2006). Plus largement, les corrélations entre Gabon et Bas Congo ne sont pas toujours directes. Le magmatisme mayombien gabonais (cf. supra) semble à peu près contemporain de l’unité magmatique de base de la série du Bas Congo (Groupe Mayombien) (~ 920 – 912 Ma) (Tack et al., 2001). De même, la série détritique du Bassin interne (Groupe de la Loukoula) se corrèle aisément au Sous-groupe de Sansikwa (conglomérats, argilites, quartz-arénite, arkose) du Bas Congo (Tack et al., 2001). En revanche, entre le sommet de cette entité détritique grossière et la base du Schisto-calcaire, la série du Bas Congo montre un ensemble carbonaté (Sous-groupe du Haut Shiloango) sans équivalent au Gabon. Au sommet de la série néoprotérozoïque, le Groupe Schisto-gréseux gabonais se corrèle au Sous-groupe de Mpioka congolais (Tack et al., 2001), qui clôt la sédimentation néoprotérozoïque. Une limite minimale pour le dépôt de cette unité est fourni par un âge à 566 Ma considéré comme celui de la déformation qui l’affecte (Frimmel et al., 2006).

Formation de la Bouenza (grès, argilites, siltites) La Formation de la Bouenza est essentiellement constituée de grès saccharoïdes blancs très homogènes, dont des faciès, sans doute feldspathiques, donnent un faciès d’altération argileux jaune très constant. Un conglomérat peu épais (≤ 10 m) s’observe épisodiquement à la base, qui comprend des conglomérats ou des brèches, des grès rouges, grossiers, sub-horizontaux et des microconglomérats à galets de granite rose et de quartz dans une matrice gréseuse. Ce membre conglomératique passe à un membre décamétrique d’argilites silteuses, de couleur rouge brique à lie-de-vin, généralement défini à environ 10 m au-dessus du substratum archéen. Il témoignerait d’une période de sédimentation continentale à lacustre à la partie inférieure de la série de la Bouenza (Prian et al., 2009c-d).

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Un autre membre, de faible épaisseur, comprend des faciès d’origine sous-glaciaire. Les roches dominantes sont des grès très fins, durs, de couleur gris noir à marron foncé et des grès argileux lités. L’observation en lame mince montre la présence locale de clastes cristallins et lithiques (granites, quartz, feldspaths, chert) de taille inframillimétrique à millimétrique. Certaines roches renferment des grains de quartz empilés et de cristaux esquilleux probablement issus d’un éclatement provoqué par la glace. Des structures circulaires de type « rolling balls » sont également décrites, cohérentes avec une origine sous-glaciaire (Prian et al., 2009c-d). Le membre sommital forme un vaste plateau gréso-sableux qui constitue la masse principale de la formation. Son épaisseur peut être de 50 à 75 m. Les faciès les plus courants sont des grès saccharoïdes blanchâtres, arkosiques, souvent kaolinisés, à grain fin ou moyen, ou des grès quartzites durs de couleur blanc jaunâtre que l’on peut qualifier de quartzarénites. Certaines coupes permettent d’observer l’empilement de grandes dalles gréseuses de 10 à 20 cm d’épaisseur. Les grès arkosiques montrent des litages obliques et des rides chevauchantes caractéristiques d’un milieu de dépôt fluvio-deltaïque (Prian et al., 2009d). Une corrélation des grès quartzites de la Bouenza avec les quartzites et méta-arkoses de la Mbeia peut être envisagée. Dans ce cas, l’intervalle couvert par la partie inférieure du Bassin interne (Groupe de la Loukoula, magmatisme mayombien) correspondrait à la base de la Formation de la Bouenza, à faciès pro parte glaciaire. Parallèlement, les faciès schisteux de la partie supérieure du bassin interne (Formation de la Louila) seraient à intégrer au Groupe du Niari, tel que décrit ci-dessous.

Groupe du Niari (conglomérats tilloïdiques, schistes, argilites) Le Groupe du Niari est une entité de puissance réduite (Fig. 45), dont l’élément le plus caractéristique est un faciès conglomératique reconnu de longue date comme une formation glaciaire (tillite) (Dévigne, 1952). Une étude sédimentologique détaillée en a été réalisée à l’occasion du projet SYSMIN (Prian et al., 2009d), dans la partie est du domaine néoprotérozoïque (feuille Ndendé), qui confirme l’origine glaciaire. Une extension du groupe sur le piémont oriental du Mayombe est classiquement proposée (Dévigne, 1959 ; Thomas et al., 2001), qui découle de la présence, dans cette région, de niveaux schisto-conglomératiques, qualifiés de « tilloïdiques » (Béchennec et al., 1981), sous les formations carbonatées du Groupe Schisto-calcaire. Néanmoins, ces faciès sont assez différents de ceux de la région de Ndendé ; d’une part, ils sont généralement déformés (schistosité) et, d’autres part, ils ne sont que faiblement conglomératiques, les éléments lithiques se limitant souvent à des amandes centimétriques leucocrates dispersées dans une matrice schisteuse plus ou moins ampélitique (Béchennec et al., 1981). Par ailleurs, ces faciès se retrouvent à différents niveaux dans les schistes sous-jacents (Formation de la Louila) à l’horizon tilloïdique principal (cf. supra). Dans la région de Ndendé (Prian et al., 2009d), une coupe type de la formation tillitique montre une séquence gréso-silteuse, sub-horizontale, de couleur rose à lie-de-vin, avec des décharges conglomératiques fines à grossières (galets jusqu’à 80 cm). La structure d’ensemble est une suite de chenaux superposés, emboîtés, sur les flancs desquels les niveaux silto-gréseux se biseautent progressivement. La partie inférieure est occupée, sur environ 1,5 m, par des grès roses, fins, à passées gréso-graveleuses, emballant quelques gros galets de granite rose. Au-dessus se sédimentent des grès fins et siltites finement lités, de plusieurs mètres d’épaisseur, renfermant quelques galets de granitoïdes. Latéralement, la partie axiale de la structure en chenal est occupée par des grès et siltites arkosiques à matrice argileuse et ferrifère, et des argilites lithifiées, avec de gros galets de granite rose.

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L’examen, en lame mince, de la matrice gréso-silteuse rose, met en évidence de nombreuses figures sédimentaires caractéristiques d’une origine glaciaire (Prian et al., 2009d) : grains de quartz ronds, à stries et petites cannelures, cavités concaves, à structures en marche droite ou à bords cassés, grains fragmentés et éclatés, grains de quartz empilés, séparés par des structures d’échappement d’eau, grains étroitement imbriqués, esquilles de quartz, structures circulaires de grains de quartz en « rolling balls ». Localement, des lamines sont affectées par des slumps, probablement en liaison avec des phénomènes de liquéfaction in situ. Des datations sur zircons ont été effectuées (Prian et al., 2009d) qui ont mis en évidence un héritage mésoarchéen à paléoprotérozoïque cohérent avec l’environnement local (Bloc Ouest-Gabonais). Sur le piémont oriental du Mayombe, les faciès attribués au Groupe du Niari sont des schistes tilloïdiques plus ou moins calciques, qui forment des niveaux discontinus de puissance décamétrique. Ces schistes comportent des éléments centimétriques en amandes de couleur blanche, généralement constitué de quartz ou calcite, plus rarement de quartz et, exceptionnellement, de granitoïdes (Béchennec et al., 1981). Ces roches seraient d’origine glacio-lacustre (argilites à drop-stones ?) plutôt que strictement glaciaires. Elles sont souvent schistosées, avec replissement de la schistosité initiale en plis serrés de phase de 2 à schistosité de type strain-slip.

Groupe Schisto-calcaire, SC1 (dolomies et calcaires, marbres, marnes en plaquettes, schistes) A l’est du domaine néoprotérozoïque, l’entité SC1 constitue la base du Groupe Schistocalcaire, elle passe vers le haut à l’entité SC2, dont les caractères pétrographiques et sédimentologiques distincts permettent de déduire un environnement de dépôt différent. La situation est différente sur le piémont du Mayombe (Goujou et al., 2009 ; Thiéblemont et al., 2009a), où les faciès carbonatés apparaissent très homogènes et fréquemment marmorisés. La distinction entre unités SC1, SC2 et SC3, initialement étendue par Dévigne (1959) et Béchennec et al. (1981) à l’ensemble de la dépression du Schisto-calcaire, a donc été abandonnée sur son flanc SW, où ces terrains ont été réunis en une entité unique, rapportée au Sous-Groupe SC1, du fait de la présence de fréquentes intercalations détritiques (calcschistes, schistes, quartzites) au sein des carbonates (Tableau 33). De même, une unité détritique fine (SC4), initialement définie par Dévigne (1959) au sommet de l’entité carbonatée, a été regroupée avec la partie inférieure du Groupe Schisto-gréseux susjacent (Prian et al., 2009c). Outre leurs caractères pétrographiques, les roches carbonatées du piémont du Mayombe se distinguent par une déformation intense. Elles sont affectées de plis serrés de dimension microscopique à cartographique, droits ou à déversement est ou ouest (cf. infra). Cette déformation est attribuée à la phase 2, car elle reploie la schistosité initiale des faciès schisteux. A l’est du domaine néoprotérozoïque, l’entité SC1 repose en discordance sur la séquence tillitique (Groupe du Niari) et constitue un ensemble tabulaire d’épaisseur hectométrique (100 à 150 m). Sa principale caractéristique est d’associer des roches carbonatées (dolomies essentiellement), des roches argileuses et des faciès intermédiaires argilo-carbonatés de type marne. Dans la région de Ndendé, l’entité SC1 débute par une barre décamétrique massive de dolomie litée, beige à rosée (« Dolomie de Bongolo ») que sa position sur la tillite définit comme un « cap carbonate » (Prian et al., 2009c-d). Le contact, horizontal, est toujours

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franc, sans récurrence d’un faciès dans l’autre. L’assise dolomitique est parcourue par un réseau karstique. Elle est surmontée par un membre d’argiles silteuses, dolomitiques, roses (Fig. 45) et peut localement se biseauter. Un environnement de dépôt marin peu profond et abrité des apports détritiques continentaux grossiers est envisagé (Prian et al., 2009c-d). Il marque un changement radical de la sédimentation relativement à l’épisode glaciaire. Les faciès détritiques fins sus-jacents au « cap carbonate » associent des argilites silteuses dolomitiques et des siltites argileuses, de couleur rose brique. Ils marquent l’arrivée de matériel détritique fin dans l’aire de sédimentation dolomitique précédemment confinée. Un nouvel épisode essentiellement carbonaté fait suite aux argilites. Il comprend des roches carbonatées massives (micrites, dolomicrites), parfois feuilletées du fait de l’intercalation de lits argileux. Ces carbonates gris peuvent présenter des lamines obliques, des ripple-marks, et des rides progradantes de l’Ouest vers l’Est. Ils caractérisent un milieu de dépôt intertidal à supratidal, semi-évaporitique, avec apports éoliens (Prian et al., 2009d).

Groupe Schisto-calcaire, SC2 (dolomies, dolomies stromatolithiques et calcaires dolomitiques à silex) Cette entité essentiellement carbonatée n’affleure quasiment jamais car elle est presque systématiquement recouverte par des gravillons et blocs latéritiques rapportés au complexe quaternaire de la Stone line (cf. infra). Les rares affleurements témoignent d’une lithologie essentiellement dolomitique, parfois stromatolithique ou oolithique, avec des intercalations locales de roches siliceuses (cherts, silex) (Prian et al., 2009d). L’épaisseur estimée d’après les données topographiques est de 50 à 100 m (Fig. 45). Vers la terminaison septentrionale du bassin (feuille Fougamou ; Thiéblemont et al., 2009de) des carbonates oolithiques très blancs se trouvent directement au contact du socle qu’ils surmontent en discordance. Ceci suggère une progradation locale du Sous-groupe SC2 sur le Sous-groupe SC1 peut être liée à un affaissement local du socle. Un environnement de dépôt intertidal à supratidal temporairement évaporitique est envisagé par Prian et al. (2009d) pour la partie supérieure du Sous-groupe SC2.

Groupe Schisto-calcaire, SC3 (dolomies à stromatolithes et carbonates oolithiques) Cette entité a une épaisseur de 75 à 100 m (Fig. 45) et apparaît en petits escarpements décamétriques creusés dans des faciès stromatolithiques silicifiés. Néanmoins, de larges zones sont recouvertes par les produits latéritiques. Les stromatolithes forment de petites coupoles d’environ 10 cm d’amplitude dans des dolomies silicifiées et montrent des intercalations oolithiques. L’association de stromatolithes et de sables oolithiques reflète un milieu de dépôt marin très peu profond, intertidal à supratidal (Préat et al., 2009). D’abondants pseudomorphes de gypse et anhydrite témoignent de conditions temporairement évaporitiques, induisant un environnement hypersalin riche en sulfates (Préat et al., 2009). Dans son ensemble, la sédimentation du Groupe Schisto-calcaire s’est effectuée dans une mer peu profonde, à tendance lagunaire, soumise à une subsidence très lente. L’apparition des faciès stromatolithiques, puis évaporitiques, résulte d’un relèvement du fond qui

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s’accentuera jusqu’à l’arrivée des dépôts terrigènes du Groupe Schisto-gréseux (Béchennec et al., 1981).

Schisto-gréseux inférieur, SG1 (siltites, argilites) La partie inférieure du Groupe Schisto-gréseux (Sous-groupe SG1) est essentiellement constituée par une séquence argilo-silteuse qui affleure selon une bande continue ceinturant le plateau des Monts Ikoundou et surmontant les carbonates du Groupe Schisto-calcaire. Sur le versant oriental du plateau, la disposition semble globalement tabulaire, mais marquée par l’existence de plis amples d’axes sub-horizontaux (Prian et al., 2009c-d). Sur le versant occidental, une déformation beaucoup plus vigoureuse atteste de l’emprise de la Chaîne du Mayombe. Cette déformation se traduit à la fois par des plis déversés vers l’Ouest de direction mayombienne (SSE – NNW) (secteur sud) et des décrochements de même direction segmentant la terminaison nord-occidentale du plateau (Goujou et al., 2009). Ces structures conduisent à envisager un décollement partiel du Groupe Schisto-gréseux le long d’un accident décro-chevauchant senestre parallèle au contact avec les carbonates sousjacents et accomodant le biseautage de la Chaîne du Mayombe vers le NNW (où elle se « perd » dans les granitoïdes paléoprotérozoïques) (Goujou et al., 2009). Sur le versant oriental du plateau des Monts Ikoundou, le Sous-groupe SG1 comprend des siltites ± argileuses, des argilites ± silteuses et des siltites psammitiques à muscovite flottée, localement associées à des bancs gréseux. Sur le flanc occidental, il montre des argilites litées polychromes (vert, bleu, blanc, ocre) associées à des siltites argileuses parfois micacées. Un horizon conglomératique à bréchique est très localement observé à la base des faciès argilito-silteux (flanc oriental), qui comporte des éléments de grès, dolomie, calcaire et marbre, dont la taille peut atteindre 10 cm (Prian et al., 2009d). Dans certains cas, la descente vers la base du plateau d’Ikoundou permet de recouper des petits épandages de galets et blocs variés, parfois issus du socle (amphibolite, quartzite), qui pourraient témoigner de l’érosion du conglomérat précédent. En lame mince, les argilites sont finement recristallisées et présentent un litage fin, millimétrique, parfois entrecroisé. Elles se débitent en dalles ou en feuillets lorsqu’une schistosité est bien marquée. Le mica blanc métamorphique (muscovite) se développe parallèlement à la schistosité. Les siltites argileuses et phylliteuses présentent une schistosité plus fruste. En lame mince, les grains de quartz sont souvent recristallisés, granoblastiques. Les phyllites de néoformation sont des chlorites ferrifères et de la séricite.

Schisto-gréseux supérieur, SG2 (grès plus ou moins feldspathiques, argilites) La partie supérieure du Groupe Schisto-gréseux (Sous-groupe SG2) constitue la majeure partie du plateau des Monts Ikoundou. Elle associe des roches souvent très massives de teinte violacée à lie-de-vin, ou verte à grise. Ces formations détritiques sont fortement altérées et n’affleurent souvent qu’en grosses boules résiduelles dans les altérites ou en monolithe isolé. Les faciès sont divers : grès plus ou moins feldspathiques passant à des arkoses fines ou micacées, quartzarénites à grain fin, arénites quartzo-argileuses litées, quartzarénites à ciment légèrement calcitique. Des décharges conglomératiques d’épaisseur plurimétrique sont localement intercalées dans les grès et quartzarénites massifs. Ces conglomérats remanient des galets ronds, de un à plusieurs centimètres de diamètre, de jaspes blancs à gris bleuté, parfois de granite altéré et de roches métamorphiques sombres.

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Localement, les grès et quartzarénites massifs sont surmontés par des argilites, grès ou siltites argileuses de couleur brune, violacée ou lie-de-vin, localement à ripple-marks. Ces faciès rappellent l’entité SG1 et pourraient correspondre à une réapparition tectonique des niveaux inférieurs à la faveur de plis (Dévigne, 1959). Ils sont considérés par Prian et al. (2009c-d) comme sus-jacents aux grès massifs.

Groupe Schisto-gréseux indifférencié (quartzarénites, siltites, argilites) Les affleurements situés vers la terminaison SE du Bassin de la Nyanga sont attribués à un Groupe Schisto-gréseux indifférencié car il s’avère ici impossible de différencier les argilites silteuses basales des grès massifs sus-jacents (Prian et al., 2009c-d).

Caractéristiques géochimiques des formations du Bassin externe Une trentaine d’analyses géochimiques ont été effectuées sur les roches du Bassin externe ; Groupe Schisto-calcaire (seize analyses ; Tableau 36) et Groupe Schisto-gréseux (quatorze analyses ; Tableau 37). Les analyses effectuées dans le Groupe Schisto-calcaire couvrent à la fois des faciès détritiques (siltites, argilites) et des faciès carbonatés plus ou moins schisteux. Les faciès silto-argilitiques sont quasiment dépourvus de calcium (CaO ≤ 0,3%), ce qui s’accorde avec une nature strictement détritique, sans indice de carbonates. L’échantillon le plus grossier (siltite NDE0005A) montre une teneur significative en Na2O (= 1,2%), cohérente avec la présence de grains détritiques de plagioclase. Les autres sont presque exclusivement constitués d’un fond cryptocristallin incluant des petits cristaux phylliteux. Malgré ces différences minéralogiques, les trois roches ont des compositions voisines associant alumine (Al2O3 = 13,6-18,9%), magnésium (MgO = 3,3 – 5,5%), fer (Fe2O3t = 6,1 – 9,7%) et potassium (K2O = 3,2-4%). Ces compositions suggèrent la sédimentation, dans le Bassin externe, d’argiles d’altération de type illite + chlorite. L’un des échantillons montre des teneurs anormalement élevées en terres rares (ex. La = 186 ppm ; Yb = 8,2 ppm) et les trois sont plutôt riches en Zn (= 109 – 197 ppm). Les roches schisto-carbonatées sont souvent litées et associent une fraction carbonatée calcaire ou dolomitique, et une fraction terrigène plus ou moins cristalline. Cette dernière comprend du quartz, des argiles crypto-cristallines, des produits ferrifères (dolomies roses), des phyllites (mica blanc, chlorite) et parfois, du feldspath. L’importance des carbonates est indiquée par des pertes au feu élevées (> 15%) (départ de CO2) et l’abondance de CaO (= 14 – 31%) et MgO (= 3 – 17%). Tous les échantillons sont plus calciques que magnésiens (CaO > MgO), et trois sont effectivement dolomitiques (MgO ~ CaO). Outre la silice, les autres constituants principaux sont l’alumine (Al2O3 = 5,3-10,8%), le fer (Fe2O3t = 2,5-6%) et le potassium (K2O = 1,8-3,2%). Ils sont cohérents avec la dilution des carbonates par une fraction détritique associant des phases alumineuses telles le mica blanc, l’illite et la chlorite (+ quartz). De faibles teneurs en Na2O (= 0,3-0,6%), dans quelques échantillons, témoignent de la présence de plagioclase. Les carbonates analysés peuvent être presque exclusivement calciques (calcaires) ou calcomagnésiens (dolomites). Une faible dilution par un constituant terrigène est indiquée par des teneurs non nulles en SiO2 (= 3,3 – 9%), Al2O3 (= 1 – 1,6%) ou K2O (= 0,3 - 0,6%). Néanmoins, ces éléments détritiques sont peu perceptibles au microscope. Les analyses effectuées dans le Groupe Schisto-gréseux (Tableau 37) couvrent à la fois des faciès gréseux, des faciès gréso-argileux « intermédiaires » et des faciès argilito-silteux. Ces échantillons ont été prélévés le long d’un transect recoupant l’ensemble du Groupe Schisto-gréseux, dans la partie NE du plateau des Monts Ikoundou (feuille Fougamou ;

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Thiéblemont et al., 2009d-e), depuis une altitude d’environ 350 mètres, jusque vers 200 m. Cette coupe débute dans des faciès gréseux arkosiques gris à gris vert très massifs, passant vers le bas à des faciès gréseux légèrement argileux gris rose, puis des grès massifs rouges. Ces faciès caractérisent le Sous-groupe SG2 dans ce secteur. La base de la coupe aboutit dans les siltites et argilites rouges du Sous-groupe SG1. Les variations enregistrées peuvent donc fournir une image locale de l’évolution de conditions de sédimentation dans un secteur très proche du socle Ouest-Gabonais (~ 20 km). Les roches gréseuses sont toujours très siliceuses (SiO2 ~ 72 - 78%) et assez alumineuses (Al2O3 ~ 10 – 13%). Elles se divisent en deux groupes bien tranchés dont l’un correspond aux faciès gris vert et l’autre aux faciès rouges. Les faciès gris vert se caractérisent par des teneurs assez élevées en Na2O (= 2,3 – 4,2%) et CaO (= 0,8 – 1,6%), et un caractère métalumineux à faiblement peralumineux (A/CNK = 1,08 – 1,4), tandis que les faciès rouges sont totalement dépourvus de sodium et calcium, et présentent un caractère nettement perlamineux (A/CNK = 3,2 – 4,6). Ces roches sont assez riches en fer (Fe2O3t ~ 3 – 4%). Ces différences sont tout à fait cohérentes avec les caractères pétrographiques des deux faciès :

• les faciès gris vert, de nature arkosique, montrent un caractère sodi-calcique lié à la présence de plagioclase. Le faible indice d’aluminosité témoigne de faibles teneurs en argiles ;

• à l’inverse, les faciès rouges sont totalement dépourvus de plagioclase et montrent l’association de quartz et de minéraux argileux potassiques (séricite ± illite) induisant un caractère nettement peralumienux Reportées en fonction de l’altitude de prélévement (Fig. 46), ces variations illustrent une augmentation brusque de la composante plagioclasique dans le flux sédimentaire. Les faciès de base (grès rouges) attestent d’une sédimentation pro parte argileuse témoignant d’une probable altération chimique du socle voisin, tandis que les faciès sommitaux (grès gris vert) résultent d’une sédimentation gréso-arkosique très immature, issue de l’érosion mécanique du socle. Significativement, la composition des faciès arkosiques est assez constante, et très proche de celle d’un granitoïde calco-alcalin, ce dernier correspondant au type dominant (granites éburnéens ; cf. supra) du socle voisin. La composition granitique des sédiments implique une quasi-absence de fractionnement minéralogique lors du transport sédimentaire, ce qui s’accorde avec la proximité du socle. Les faciès argilito-silteux, qui forment la base de la série schisto-gréseuse (Sous-groupe SG1) et succèdent aux carbonates du Schisto-calcaire, sont plutôt pauvres en silice (SiO2 ~ 50-55%), mais riches en alumine (Al2O3 = 20-25%). Comme les grès rouges qui leur succèdent, ces roches montrent des teneurs nulles en sodium et calcium, qui témoignent de l’absence de plagioclase. Elles sont donc constituées d’un mélange très fin de quartz et phyllites. L’épaisseur du Sous-groupe SG1 est estimée à une cinquantaine de mètres (Fig. 45) et son aire d’affleurement couvre l’ensemble du Bassin néoprotérozoïque. Le fait que ces cinquante mètres soient presque exclusivement constitués de sédiments argileux peut surprendre, dans la mesure où cette aire de sédimentation était totalement « enclavée » dans le socle, et que l’érosion de ce dernier devait fournir une fraction quartzeuse. L’hypothèse d’un apport éolien des particules argileuses, tel qu’envisagé pour la fraction détritique du Sous-groupe SC1 (cf. supra), nous semble probable. L’instauration subséquente d’une sédimentation gréseuse traduirait la reprise du processus d’érosion au sein du socle.

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Tableau 36. Analyses chimiques de roches du Groupe Schisto-calcaire. Pour informations sur les méthodes analytiques cf. Tableau 34.

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Tableau 37. Analyses chimiques de roches du Groupe Schisto-gréseux. Pour informations sur les méthodes analytiques cf. Tableau 34.

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Les faciès gréso-argileux intermédiaires montrent des teneurs en silice (SiO2 = 65 – 68,6%) et alumine (Al2O3 = 13,4 – 14,6%) qui les placent entre les faciès gréseux sommitaux (SG2) et les faciès argilito-silteux (SG1). Comme les grès, ces roches montrent des faciès plutôt gris ou plutôt roses. Les premiers succèdent vers le bas aux grès arkosiques et montrent des teneurs en Na2O (= 4,2 – 5%) et CaO (= 1,5 – 2%) élevées qui témoignent de l’apport de plagioclase dans la sédimentation. Les faciès rouges succèdent, vers le haut, aux siltites et argilites SG1, et sont également dépourvus de Na et Ca. Ils marquent l’arrivée d’une fraction sableuse au sein du bassin qui traduirait une reprise de l’érosion au sein du socle.

Fig. 46. Evolution de la teneur en Na2O avec l’altitude à la terminaison septentrionale du Groupe Schisto-gréseux. Dans la partie sommitale (Sous-groupe SG2), les roches analysées sont des grès arkosiques qui passent vers le bas à des grès rouges, puis des argilites et siltites rouges (Sous-groupe SG1).

Grands traits de l’évolution sédimentaire du domaine néoprotérozoïque du Sud-Gabon Tel qu’il apparaît aujourd’hui, le domaine néoprotérozoïque du sud du Gabon se présente comme un bassin allongé assez étroit, de direction SE – NW à SSE – NNW, encaissé dans le Bloc Ouest-Gabonais, à l’Ouest et au Nord, et le Bloc Est-Gabonais à l’Est (Massif du Chaillu). Ce bassin était plus profond à l’Ouest qu’à l’Est et l’orogenèse ouest-congolienne a provoqué une transposition tectonique (raccourcissement) du segment occidental, préservant l’organisation tabulaire du segment oriental. Les caractéristiques pétrologiques du magmatisme mayombien (cf. supra) peuvent suggérer qu’un domaine beaucoup plus ouvert (océan ?) se plaçait à l’ouest du Mayombe, mais il semble probable que le Sud du Gabon se trouvait en marge de ce domaine, évoluant en contexte strictement intracratonique.

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L’évolution de ce bassin s’est déroulée sur une très longue période, près de 300 Ma si on considère l’intervalle entre le magmatisme mayombien (~ 900 Ma) et l’orogenèse panafricaine (~ 600 Ma). Pour le seul Bassin externe, une durée de l’ordre de 100 Ma peut être envisagée, durant laquelle l’épaisseur des dépôts a été vraisemblablement inférieure au millier de mètres, ce qui témoigne d’une subsidence moyenne limitée (< 10 m/Ma). En revanche, la forte variabilité des roches néoprotérozoïques illustre d’importantes variations des modalités de la sédimentation au fil des temps géologiques. Dans l’état actuel des connaissances, un scénario encore schématique peut être établi (Tableau 38), qui reconnaît un ensemble d’épisodes distincts par la nature des apports, les modalités d’érosion et l’importance de la subsidence. L‘histoire du bassin néoprotérozoïque débute probablement vers 900 Ma, par l’ouverture d’un rift de direction ~ SE – NW s’étendant de l’Angola au Gabon (Tack et al., 2001) et dont le Mayombe gabonais constitue la terminaison septentrionale. Le creusement de la dépression permet le dépôt de séries terrigènes très grossières, conglomératiques à arkosiques, qui témoignent d’une érosion mécanique du socle. Des injections de magmas ultrabasiques se produisent dans la phase initiale du rifting, que relaie un magmatisme basique tholéiitique issu d’un manteau très réfractaire. Plus à l’Ouest, cette extension pourrait aboutir à l’ouverture d’un domaine océanique ( ?). Un magmatisme acide intervient vers 870 Ma, toujours en relation avec le processus d’extension. Le comblement initial se poursuit par le dépôt de sédiments gréso-arkosiques fins très immatures, issus de l’érosion mécanique conjointe du socle et des édifices volcaniques. Une glaciation intervient vers la fin de cette période, produisant des dépôts grossiers puis plus fins qui semblent affecter l’ensemble du domaine néoprotérozoïque : Bassin interne et Basin externe. Un début de subsidence semble donc intervenir dans la partie orientale, qui va ultérieurement permettre le dépôt, directement sur le socle, de grès fluviatiles très immatures. Durant toute cette période, l’érosion procède par un processus essentiellement mécanique, cohérent avec des conditions climatiques plutôt froides. Vers 710 Ma un épisode volcanique acide extrêmement discret intervient, quasi-synchrone de la glaciation sturtienne majeure. Celle-ci produit des dépôts de conglomérats tillitiques très grossiers sur la bordure orientale du bassin et des dépôts beaucoup plus distaux dans le Mayombe (schistes tilloïdiques). La glaciation sturtienne marque un tournant climatique avec instauration brusque d’un climat beaucoup moins froid, et envahissement du Bassin externe par la mer. L’érosion, quasinulle, permet le dépôt d’une série carbonatée ponctuée d’intercalations finement détritiques d’origine probablement éolienne. Le bassin montre une subsidence de moins en moins marquée qui conduit au dépôt de faciès évaporitiques. Un nouvel affaissement affecte le bassin dont le comblement débute par le dépôt de sédiments argilo-silteux. Le climat est plutôt chaud, permettant une dégradation essentiellement chimique du socle. Les sédiments sont très fins, probablement issus de sources éloignées (apports éoliens ?). Des apports plus grossiers commencent ensuite à alimenter le bassin, qui se mèlent aux sédiments fins dans un contexte climatique qui reste plutôt chaud. Une brusque variation intervient ensuite, qui s’accompagne d’une accélération de la subsidence, peut être en prémices aux mouvements tectoniques mayombiens. Des sédiments arkosiques très immatures envahissent le bassin qui témoignent d’une intense érosion mécanique du socle et d’un transport en masse des produits d’altération. Finalement, l’instauration d’un régime compressif conduit à la fermeture du Bassin externe et à la surrection de la Chaîne du Mayombe.

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Tableau 38. Reconstitution schématique de l’évolution sédimentaire du domaine néoprotérozoïque du sud du Gabon.

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Architecture de l’Orogène panafricain de l’Ouest-Congo au Gabon L’architecture actuelle du domaine néoprotérozoïque du Sud-Gabon résulte de la transposition tectonique, lors de l’orogenèse ouest-congolienne, des bassins interne et externe. Les datations obtenues en différentes régions d’Afrique centrale situent cet événement vers 600 Ma, ce qui lui confère un âge panafricain (Chevallier et al., 2002). Aucune donnée géochronologique nouvelle sur ce sujet n’a été obtenue lors du projet SYSMIN.

Fig. 47. Evolution géodynamique de la ceinture plissée de l’Ouest-Congo (d’après Boudzoumou et Trompette, 1988). A – mise en place des bassins ; B – tectonique panafricaine. Le modèle retenu par Chevallier et al. (2002) pour l’édification de l’orogène Ouest-Congolien au Gabon est similaire à celui envisagé par Boudzoumou et Trompette (1988) au Congo (Fig. 47). Il suppose une organisation de l’orogène selon un synclinorium pluridécakilométrique dissymétrique comportant, au cœur, les séries rapportées au Bassin externe et sur le bord occidental, les séries du Bassin interne, initialement déposées sur le socle mayombien. Ces séries sont supposées particulièrement puissantes : plurikilométriques (~ 5 km) pour le Bassin externe, et décakilométriques (~ 10 km) pour le Bassin interne. Les estimations d’épaisseur obtenues au Gabon pour les ensembles supérieurs (Schisto-calcaire et Schistogréseux) sont très en-deçà de ces valeurs (Fig. 45). La déformation est supposée résulter d’un charriage du socle vers l’ENE l’amenant à chevaucher (très partiellement) la couverture du Bassin interne, provoquant son écaillage interne et le plissement des séries sus-jacentes. Cette déformation s’est déroulée en trois phases successives (Boudzoumou et Trompette, 1988) :

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• une phase 1 responsable d’une schistosité S1 associée à des plis droits ou légèrement déversés vers l’Est, devenant isoclinaux dans la partie interne, et de direction NW à NNW ;

• une deuxième phase ayant produit des plis en genoux ou en chevrons passant à des plis droits et serrés dans la partie interne. Cette phase est accompagnée d’une schistosité de crénulation S2 sub-parallèle à S1 et plus pentée ;

• une troisième phase responsable d’une deuxième schistosité de crénulation S3, à angle droit de S1 et S2 (NE à NNE). Cette phase résulterait de mouvements cisaillants dextres accompagnant le plissement, parallèlement à l’axe de la chaîne. Les données nouvelles obtenues lors du projet SYSMIN et la synthèse des acquis antérieurs ont conduit à réviser sensiblement le modèle précédent (Thiéblemont et al., 2009b). Un premier point concerne l’organisation du métamorphisme au sein de la zone interne. L’analyse détaillée des informations lithologiques de terrain, et/ou des études ultérieures en lames minces, obtenues sur les roches alumineuses (argilites, schistes, micaschistes, paragneiss alumineux) permet de reconstituer la zonéographie du métamorphisme (Fig. 48).

Fig. 48. Répartition des différents faciès de roches alumineuses dans la partie occidentale du domaine néoprotérozoïque. Une disposition prograde du NE au SW apparaît très clairement, perpendiculaire à l’axe de la Chaîne du Mayombe, et cohérente avec la désignation du domaine occidental comme étant la partie interne de la chaîne. Globalement, le métamorphisme apparaît d’autant plus

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fort que l’on s’enfonce dans la série stratigraphique. Au plus près du socle, des paragenèses mésozonales à grenat et biotite sont observées. Ce métamorphisme affecte à la fois des roches clairement métasédimentaires que leur faciès rattache à la série néoprotérozoïque (Formation métamorphique de la Loukoula ; cf. supra) et des granitoïdes (Fig. 48). Ces aires mésozonales, dont les contours cartographiques exacts restent à préciser, passent vers le NE (vers le sommet de la série) à des ensembles schisteux épizonaux, à chlorite et séricite dominantes, mais montrant localement des blastes de biotite (Béchennec et al., 1981). La succession stratigraphique se poursuit, vers le NE, par des schistes sédimentaires argilitosilteux à débit feuilleté, puis à des argilites, sur le piémont du Mayombe et dans l’escarpement du Schisto-gréseux (Fig. 48). Cette organisation montre que les séries stratigraphiquement les plus profondes ont subi le métamorphisme le plus intense. Le deuxième point concerne l’organisation structurale globale de la Chaîne ouestcongolienne, telle qu’elle peut apparaître dans le Mayombe gabonais. Du point de vue microstructural, la succession de phases au Gabon semble assez cohérente avec ce qui est décrit par Boudzoumou et Trompette (1988). Les roches de la partie interne du domaine néoprotérozoïque montrent une schistosité majeure S1 principalement soulignée par des phyllites épimétamorphiques (chlorite, séricite), parallèle à un litage (S0 ?), mais qui associe de la biotite dans les roches mésométamorphiques. Le grenat apparaît de façon synchrone de cette phase, ou lui est légèrement postérieur (Photo 17). Les éléments de déformation associés (plis etc.) n’ont quasiment jamais été observés, néanmoins, il est possible que la phase 1 ait conduit à une transposition totale de la stratification initiale parallèlement à la S1 par plissement isoclinal généralisé. La deuxième phase de déformation, rétromorphique, induit un microplissement intense des surfaces antérieures (S0-1), associé au développement d’une schistosité de « strain-slip ». Cette phase est probablement responsable de l’architecture majeure de la chaîne, et des plissements d’échelle métrique à cartographique. A l’échelle cartographique, ces plissements montrent des axes parallèles à l’allongement de la chaîne ; ils peuvent être droits ou plus ou moins déversés vers le SW ou le NE (Thiéblemont et al., 2009a-b). A l’échelle de l’affleurement, ces axes montrent une direction identique, mais des plongements locaux très marqués, vers le NW ou le SE. Ceci pourrait résulter d’une ondulation des surfaces structurales parallèlement à l’axe de la chaîne. Dans la partie centrale (zone de virgation), des zones d’intense déformation (mylonites) se développent au sein des faciès de l’unité basale (Groupe de la Loukoula) (Béchennec et al., 1981), dont l’attitude varie rapidement de l’horizontale à la verticale (Thiéblemont et al., 2009a-b). Les plans mylonitiques portent une linéation d’étirement perpendiculaire à l’axe de la chaîne (~ SW – NE), compatible avec un transport des unités structurales dans cette direction, qui correspond également à la direction des plans mylonitiques, lorsque ceux-ci sont redressés. Ces plans sont interprétés comme des décrochements accommodant le basculement de l’axe de la chaîne vers le NE dans la zone de virgation (Thiéblemont et al., 2009a-b). A l’échelle cartographique, ils apparaissent comme une ensemble d’accidents de direction SW – NE à WSW – ENE. Cette déformation était classiquement considérée comme la trace d’une tectonique pré-mayombienne, supposée antérieure à l’orogenèse néoprotérozoïque, et affectant des séries rapportées au Paléoprotérozoïque (Dévigne, 1959 ; Thomas et al., 2001). Nous interprétons les plans mylonitiques horizontaux développés dans la partie basale de la série néoprotérozoïque comme la trace du décollement de la couverture sur son socle, au niveau d’un ensemble détritique grossier subautochtone (Formation détritique basale de la Loukoula ; Tableau 33).

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Fig. 49. Trajectoires et sens de plongement des plans structuraux précoces S0 et S1 replissés lors de la phase 2. Outre les linéations d’étirement de direction SW – NE à WSW – ENE, l’analyse microstructurale met en évidence l’existence d’une famille de linéations parallèles à l’axe de la chaîne, qui pourraient correspondre aux structures de phase 3 décrites au Congo (Boudzoumou et Trompette, 1988 ; cf. supra). Ces structures sont probablement associées à des mouvements le long d’accidents décrochants SSE – NNW accompagnant le serrage final. Des accidents de ce type sont bien représentés dans la partie septentrionale de la chaîne, où ils affectent l’ensemble de la série néoprotérozoïque et se retrouvent dans le socle sous-jacent (feuille Fougamou ; Thiéblemont et al., 2009d-e). Ils seraient également responsables du décollement probable de la bordure occidentale du Groupe Schisto-gréseux sur le Groupe Schisto-calcaire. L’architecture globale du Mayombe, qui se présente aujourd’hui telle que l’ont modelée les phases majeures de plissement (phases 2 ± 3), peut être déduite du déversement des structures plissées (Fig. 49). L’image morphostructurale (Fig. 43) situe clairement la couverture néoprotérozoïque en position « haute » par rapport au socle du Mayombe, ce qui est compatible avec une organisation normale de la série sédimentaire. Le long de la crête sommitale, les pendages des surfaces plissées (S0 et S1) sont très généralement vers le NE (Fig. 49), ce qui suggère un déversement des structures vers le SW, situant la couverture en position structurale haute par rapport au socle.

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Fig. 50. Coupes schématiques dans la Chaîne du Mayombe. Le tracé est indiqué dans la Fig. 48. Ces interprétations sont schématisées par deux coupes (Fig. 50). Selon nos observations et interprétations, la série du Bassin interne chevaucherait le socle vers le SW à la faveur d’une zone de décollement située au niveau de l’unité détritique basale (Loukoula). Dans ce schéma, le raccourcissement à l’origine du plissement ne résulterait pas d’une poussée du socle sur sa couverture, mais d’un enfoncement de ce dernier vers le NE. On peut supposer que le métamorphisme mésozonal du Mayombe résulte de l’enfouissement d’une partie des sédiments et du socle à la faveur de cette zone de sous-charriage, mais les données actuelles sont insuffisantes pour proposer une hypothèse consistante sur le mécanisme à l’origine de l’exhumation.

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Bassin de la Noya Le Bassin de la Noya se place à la terminaison NW du territoire gabonais. Il s’agit d’un ensemble sédimentaire de largeur décakilométrique qui constitue l’extension vers le Nord des terrains néoprotérozoïques de la Nyanga (Bassin externe). Leur étude n’a pas été reprise lors du projet SYSMIN, et leur connaissance est due à des travaux plutôt anciens (Hourcq et Hausknecht, 1954 ; Hudeley et Belmonte, 1970). Chevallier et al. (2002) attribuent une épaisseur de près de 4000 m à ces dépôts, ce qui paraît singulier au regard de la puissance modeste estimée pour les formations du Bassin externe (Fig. 45). Différentes formations sont définies dont la précédente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 donne la répartition cartographique (Thomas et al., 2001). Il ne nous a pas semblé nécessaire de reproduire ces distinctions qui nécessiteraient un re-examen. Sur la présente carte, les formations de la Noya sont représentées sous une teinte unique. Leur description est reprise de Chevallier et al. (2002).

Diamictites, grès, argilites, calcaires, dolomies La base du Bassin de la Noya montre une formation (Formation de l’Amvang) détritique très comparable au Groupe du Niari qui occupe des dépressions du socle qui correspondent vraisemblablement à d’anciens fonds de vallées glaciaires. Il s’agit par endroits d’un conglomérat à galets généralement aplatis de taille variable (diamictite), provenant du socle, enrobés dans une pate arkosique rouge à lie-de-vin. Ce conglomérat passe localement à des grès arkosiques et des argilites lie-de-vin. Une formation carbonatée corrélative du Groupe Schisto-calcaire surmonte les formations détritiques précédentes. Elle n’apparaît que dans la partie SE du bassin. Elle est constituée d’un calcaire micacé ou gréseux à la base, surmonté de grès argileux rouge violacé qui présentent des fentes de dessiccation, puis d’argilites rouges et vertes plus ou moins litées, à nombreux débris végétaux. Des niveaux oolithiques silicifiés, puis des marnes dolomitiques gréseuses, recouvrent le tout. La formation sus-jacente à la précédente est considérée comme un équivalent du Groupe Schisto-gréseux (Groupe de la Mpioka). Elle débute par un conglomérat bréchique, surmonté par un ensemble monotone de grès fins, compacts, arkosiques, micacés, parfois à ripple-marks et niveaux argileux. Au Sud, des calcaires et des sables calcaires peuvent apparaître. Signalons finalement que Chevallier et al. (2002) mentionnent la présence de quelques algues Collenia dans les formations de la Noya. La quasi-absence de fossiles fait rattacher cet ensemble au Précambrien, mais des spores, acritarches et débris de chitinozoaires du Dévonien ont été inventoriés dans les sédiments crétacés inférieurs sus-jacents aux terrains de la Noya. Chevallier et al. (2002) en déduisent un possible dépôt de Dévonien, désormais totalement érodé, dans le bassin.

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Phanérozoïque Le Phanérozoïque fait suite au Néoprotérozoïque après quelques 200 Ma (de ~ 550 à 350 Ma) de quiescence géologique qui n’ont laissé aucun dépôt connu. Le Phanéorozoïque est représenté par six ensembles qui témoignent d’autant d’étapes très différentes dans l’histoire géologique du Gabon : 1. des terrains sédimentaires d’âge permien à crétacé inférieur, déposés dans un « Bassin Intérieur » (Fig. 51) de direction « altantique » (SE – NW), antérieures à synchrones du rifting à l’origine de l’ouverture de l’Atlantique sud (Aptien Inférieur). Ces unités sont qualifiées de pré- (Permien, Jurassique) à syn-rift (Nécomien, Barrémien) ; 2. des terrains d’âge crétacé inférieur à éocène, déposés sur la marge atlantique à l’issue du rifting et qualifiés de post-rift. Les séries pré- à post-rift sont regroupées dans un « Domaine côtier atlantique », qui présente des caractères morpho-structuraux tout à fait distinct du reste du Gabon (cf. infra) et qui couvre à la fois le Bassin Intérieur et le Bassin Atlantique, situé au front de l’océan actuel. Ce dernier est divisé en deux segments séparés par la zone de fracture de N’Komi : un segment nord, ou Bassin Nord, et un segment sud, ou Bassin Sud (Fig. 51) ; 3. un ensemble altéritique (latérites), presque systématiquement remanié, qui couvre l’ensemble du Gabon, et particulièrement les terrains sédimentaires du Domaine côtier, ce qui situe sa formation au moins en partie dans la période oligocène à miocène ; 4. de puissants dépôts sableux, d’âge au moins pro-parte pliocène à quaternaire, communs à l’ouest (Domaine côtier : Groupe des Cirques) et à l’est (Plateaux et sables Batékés) du pays, qui reposent en discordance majeure sur tous les terrains plus anciens (Archéen à Miocène) ; 5. un ensemble associant une brèche polygénique (Stone line) remaniant les altérites antérieures et une couverture limoneuse (Horizon de couverture), connu sous le nom de « Complexe de la Stone line » (Schwartz, 1996 ; Thiéblemont, 2009) et que des datations du projet SYSMIN situent dans l’Holocène (< 6000 BP) ; 6. des alluvions sableuses à limoneuses, actuelles à subactuelles, associées aux principaux cours d’eau et lacs. L’incision de l’Horizon de couverture par ce réseau hydrographique situe le dépôt de ces alluvions au plus tôt vers ~ 5000 BP. Les principales feuilles à 1/200 000 couvrant le Bassin Atlantique n’étant pas au programme du projet SYSMIN, aucune donnée nouvelle significative n’en a été obtenue. Le dessin cartographique adopté sur la présente édition de la carte du Gabon est donc largement issu de l’édition antérieure (Thomas et al., 2001), complété de l’examen d’une carte géologique réalisée par la compagnie Total (Total, 2001). En revanche, la géologie du Bassin Intérieur a été largement revue à l’occasion du levé des feuilles Lambaréné (Prian et al., 2009a-b) et Kango (Nagel et al., 2009a-b), et cette cartographie est intégralement reprise dans la présente carte à 1/1 000 000. Celle-ci étant limitée aux terres émergées, nous ne décrivons dans cette notice, que les terrains connus à l’affleurement.

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Domaine côtier atlantique (Permien à Eocène)

Fig. 51. Localisation des terrains d’âge permien à éocène du Domaine côtier atlantique avec distinction des Bassins Intérieur et Atlantique.

Nomenclature lithostratigraphique Relativement à la précédente édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 (Thomas et al., 2001), la représentation adoptée sur la présente carte, pour les terrains du Domaine côtier, opère quelques simplifications que résume le Tableau 39. Ce tableau permet également de visualiser les modifications de nomenclature adoptées pour le Bassin Intérieur à l’issue du levé de la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009a-b). Les unités figurées à l’échelle du 1/1 000 000 ne correspondent pas à un niveau de hiérachisation lithostratigraphique homogène, mais portent, selon les cas, à celui du groupe ou de la formation. Les données biostratigraphiques permettant le calage géochronologique de ces unités sont inventoriées dans la notice explicative de la 2ième édition de la carte géologique du Gabon à 1/1 000 000 (Chevallier et al., 2002) et, en l’absence de données nouvelles, il ne nous semblait pas nécessaire de les reprendre ici. L’ensemble du Permien est figuré par une teinte unique, ce qui porte sa représentation au niveau du groupe : le Groupe de l’Agoula. La cartographie du Jurassique suit la nomenclature précédente (Thomas et al., 2001), avec l’utilisation d’une teinte unique pour l’ensemble des terrains rapportés au Groupe de M’Vone. Notons que la caractérisation de cet ensemble, bien établie par les données de sondage et d’affleurement dans la partie nord du bassin (feuilles Libreville et Kango), s’est

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avérée impossible lors du levé de la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009a-b), ce qui suggère une probable disparition du Jurassique sur la bordure sud-orientale du Bassin Intérieur. Le Crétacé est divisé en six groupes (Tableau 39), sucessivement : N’Dombo (Néocomien inférieur), Cocobeach (Néocomien à Barrémien), Madiéla (Aptien supérieur à Albien), Cap Lopez (Cénomanien), Sibang (Turonien) et Anguille (Coniacien à Maastrichtien), entre lesquels s’intercalent deux formations d’âge aptien inférieur : la Formation des Grès de la Remboué - N’Zémé Asso (qui regroupe les entités des Grès de la Remboué [feuille Lambaréné] et de N’Zémé Asso stricto sensu) et la Formation salifère. Cette dernière n’affleure pas en surface et n’est donc pas représentée sur la carte, en revanche, elle a été figurée dans la légende afin qu’y apparaisse cet événement majeur dans l’évolution géologique du Bassin Atlantique (en particulier en ce qui concerne ses ressources pétrolières). Le Groupe d’Anguille comprend trois formations : Anguilless, Pointe-Clairette et Ewongué non distinguées à l’échelle du 1/1 000 000. Le Tertiaire est représenté par un groupe qui réunit quatre formations : Groupe de Mandji ; formations d’Ikando, Ozouri, Animba et N’Gola. Thomas et al. (2001) distinguent la formation d’Ozouri, d’âge paléocène, des trois autres, d’âge paléocène supérieur à éocène supérieur (Chevallier et al., 2002). Finalement, une entité d’âge oligocène supérieur à pléistocène est distinguée par Thomas et al. (2001), à l’extrémité occidentale du Bassin Atlantique : le Groupe d’Alewana. Celui-ci comprend quatre formations : Mandorové (Oligocène supérieur à Miocène inférieur), M’Béga (Miocène moyen), N’Tchengué (Miocène supérieur – Pliocène), Akosso (Pléistocène). Celles-ci sont représentées en deux entités sur la carte géologique de Total (2001) : Mandorové et M’Béga ; N’Tchengué et Akosso. Tel qu’il apparaît sur la carte de Thomas et al. (2001), le Groupe d’Alewana est recouvert en discordance par la Groupe des Cirques, d’âge pliocène. Il est dès lors incorrect de lui rattacher des formations d‘âge post-pliocène. L’option cartographique choisie par Total (2001) permettrait de résoudre cette incohérence, mais le Goupe des Cirques n’apparaît plus dans le secteur considéré. En mer, l’existence de ces unités, postérieures à la lacune oligocène, est bien documentée (Séranne et al., 1992). Elles témoignent du stade le plus récent (pro-parte actuel) de progradation de la marge atlantique gabonaise (Séranne et al., 1992 ; Chevallier et al., 2002). Leur position actuelle à terre traduirait une émersion partielle de cette marge (baisse du niveau marin ?), émersion qui serait nécessairement postérieure au Pliocène, puisqu’elle aurait porté à l’air libre des sédiments pléistocènes. Dans une telle hypothèse, il conviendrait de requalifier les dépôts sableux rapportés au Groupe des Cirques dans la partie la plus occidentale du Domaine côtier (secteurs de Port-Gentil et Omboué). Les levés futurs (feuilles Port-Gentil et Omboué) permettront sans doute de résoudre ces questions et de donner une image plus exacte de cette zone occidentale, mais, dans l’état actuel des connaissances, nous avons préféré conserver la représentation adoptée sur la 2ième édition de la carte géologique du Gabon (Thomas et al., 2001) et de réserver au texte de la présente notice les questions qu’elle peut faire naître.

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Tableau 39. Tableau de corrélations entre les schémas lithostratigraphiques du Bassin côtier adoptés dans la précédente édition de la carte géologique du Gabon à l’échelle 1/1 000 000 (Thomas et al., 2001 ; Chevallier et al., 2002) et sur la feuille Lambaréné (Prian et al., 2009ab). La dernière colonne reproduit la nomenclature adoptée dans la présente carte géologique.

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Caractérisation morphostructurale du Domaine côtier Outre ses caractéristiques lithostratigraphiques (ainsi que lithologiques, structurales, etc.), le Domaine côtier constitue un ensemble morphostructural tout à fait singulier relativement au reste du Gabon. La Figure 52 illustre ses traits majeurs. Le Domaine côtier se présente comme une plaine, dont l’altitude moyenne est de l’ordre de 40 à 50 mètres. Cette plaine est couverte d’une cuirasse latéritique démantelée (stone line latéritique) que surmonte un limon jaune (Horizon de couverture). Les observations réalisées le long des cours d’eau majeurs montrent que le réseau hydrographique actuel incise cette surface, mettant au jour des blocs de latérite ovoïdes de taille souvent métrique (voire plurimétrique) sur les berges abruptes. L’érosion provoque le déchaussement de ces blocs qui tendent à « rouler » dans le lit des rivières et en parsèment le fond. Ces observations suggèrent que la plaine côtière correspond à une paléosurface cuirassée oligo-miocène, ultérieurement remaniée lors de l’événement « Stone line ». Les alluvions récentes, particulièrement développées le long du cours de l’Ogooué, se sont mises en place sous cette surface au fil de son incision par la rivière.

C

B

A

D

Fig. 52. Carte morphostructurale de l’ouest du Gabon obtenue par traitement des données SRTM (cf. supra). Cette représentation ombrée prend en compte conjointement l’altitude (croissante d’environ 40 m [bleu] à 900 m [marron]) et la « rugosité » (pente). La ligne blanche matérialise la limite géologique socle/couverture telle que dessinée sur la présente carte à 1/1 000 000. Les index A, B, C et D correspondent aux domaines morphostructuraux décrits dans le texte.

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De la latitude de Libreville à l’extrémité sud du pays, la limite orientale de la plaine correspond strictement à la limite entre le socle cristallin et la couverture phanéorozoïque (Fig. 52). Plus au Nord, la plaine s’élargit vers le NE pour couvrir les terrains sédimentaires néoprotérozoïques du Groupe de la Noya (cf. supra). L’altitude du contact socle/couverture, déterminée sur toute la longueur du pays d’après les contours des cartes géologiques à 1/200 000 (intersection entre le contour géologique et les courbes de niveau à espacement de 40 m issues du fond topographique), est reportée dans la Figure 53. Dans leur très grande majorité, les valeurs se répartissent entre 40 et 80 m, et les quelques valeurs plus élevées (120 à 160 m) pourraient traduire de légères erreurs dans le dessin des contours géologiques (zones de forte pente). Une régression statistique de ces points apparaît parfaitement linéaire et témoigne d’un abaissement de l’altitude moyenne de la limite socle/couverture de 70 m au Nord à ~ 35 m au Sud. Au Sud, la limite correspond au front oriental apparent des sédiments carbonatés du Groupe de Madiéla, qui viennent buter contre le socle cristallin. Localement, des sédiments détritiques grossiers, qui définissent la Formation de N’Zémé Asso, s’intercalent entre le socle et les carbonates. Ces roches détritiques, qui comportent fréquemment des horizons bréchiques à blocs anguleux de granitoïdes (Arnould, 1966 ; Chevallier et al., 2002), se disposent au sein de « lobes » qui ponctuent, sur toute sa longueur, le contact entre le Bassin Atlantique et le socle ouestgabonais (Fig. 54). Ces lobes constituent en fait des éléments morphologiques hérités, qui traduisent le creusement de la ligne de côte postérieurement au rifting majeur crétacé, en « amont » des failles normales limitant le rift (cf. infra) (Mbina Mounguengui et Guiraud, 2009). En d’autres termes, le contact entre le socle et la Formation de N’Zémé Asso, tel qu’il apparaît aujourd’hui sur la carte géologique, peut être considéré comme la trace de la paléocôte d’âge aptien. 800 700

Altitude (m)

600 500 400 300 200 100 0 1

0

-1

-2

-3

-4

Latitude (°)

Fig. 53. Report de l’altitude du contact socle – couverture en fonction de la latitude. La droite en rouge est la régression calculée à partir des points de mesure.

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Le fait que l’altitude du contact entre la formation de N’Zémé Asso et le socle soit quasiment constante sur près de 300 km, nous semble peu compatible avec l’idée de mouvements verticaux importants postérieurement à l’Aptien (Tableau 39). Si de tels mouvements ont eu lieu, ils ont opéré de façon quasi-homogène tout au long des 300 km de marge. En tout état de cause, il nous semble justifié de considérer la surface de base de la plaine du Domaine côtier comme le sommet de la série sédimentaire deposée au sein du bassin et mise au jour à l’Oligocène sous l’effet d’une baisse importante du niveau marin (Chevallier et al., 2002). Selon Chevallier et al. (2002) cette baisse aurait entraîné le creusement, sur le talus (actuellement en mer), « de chenaux larges de quelques kilomètres et profond de 300 à 500 m, érodant profondément les séries jusqu’au Madiéla ». Parallèlement, l’émersion aurait permis le développement d’une cuirasse latéritique sur toute la surface du Domaine côtier. La surface quasi-plane du Domaine côtier est accidentée de quatre ensembles morphogéologiques d’origine différente (Fig. 52) :

• une échine hectokilométrique de direction SE – NW qui culmine vers ~ 350 m, soit une dénivelée d’environ 300 m depuis la plaine ;

• un plateau plus ou moins disséqué situé à l’Ouest, d’une longueur d’environ 100 km pour une largeur maximum d’environ 50 km, surmontant la plaine de 200 m au maximum ;

• une « cuesta » située au NE, d’altitude proche de 300 m au Nord et 150 m au Sud (soit des dénivelées respectivement de 250 et 100 m) ;

• un plateau profondément disséqué, mais d’altitude modeste (< 200 m), situé vers la partie centrale du bassin, qui surmonte la plaine d’une quarantaine de mètres, mais culmine localement à près de 150 m.

Fig. 54. Report des zones d’affleurement de la Formation de N’Zémé Asso (en rouge) le long de la limite entre le socle et la couverture phanérozoïque du Bassin Atlantique.

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Le domaine A correspond à un horst de socle (Horst de Lambaréné) limitant deux bassins aux évolutions diachrones (cf. infra) : Bassin Intérieur vers l’Est et Bassin Atlantique vers l’Ouest. Le domaine B correspond à un plateau en partie érodé « armé » par les formations sableuses pliocènes du Groupe des Cirques (Tableau 39). Le domaine C correspond au rebord oriental de la série gréseuse de N’Dombo, d’âge néocomien inférieur et d’épaisseur estimée entre 150 et 300 m (Chevallier et al., 2002). Le sommet de la cuesta, que l’on peut supposer proche du sommet de la série, surmonte la plaine d’environ 250 m au Nord, à 100 m au Sud. Dans l’hypothèse selon laquelle la surface actuelle de la plaine correspond au toit de la pile sédimentaire entre l’Aptien et l’Eocène (cf. supra), ceci témoigne d’un important abaissement relatif de la surface de sédimentation entre le Néocomien inférieur et l’Aptien. Le domaine D est un plateau fortement érodé constitué de limons jaunes surmontant les blocs de latérite remaniée. Il correspond donc à la partie supérieure du complexe de la Stone line (Horizon de couverture), qui prend ici un développement particulièrement important (épaisseur pluri-décamétrique). Au pied de ce plateau, sur le territoire de la feuille Fougamou, à une altitude d’environ 60 m, un sondage réalisé par le BRGM dans le cadre d’une campagne de prospection Plomb – Zinc (Arnould, 1966) a traversé l’horizon limoneux puis la stone line latéritique, respectivement sur 15 et 7 m d’épaisseur. A proximité, mais à une altitude d’environ 50 m, l’horizon limoneux a été traversé sur 7 à 8 m et repose directement sur le substratum crétacé. Ces observations situent effectivement le toit de la pile sédimentaire vers 40 m et confirment que l’épaisseur de l’Horizon de couverture peut dépasser 10 m. Ces questions sont examinées en détail dans la notice de la feuille Fougamou (Thiéblemont et al., 2009de). En résumé : L’analyse morphostructurale du Domaine côtier met en évidence une pénéplaine latéritisée à l’Oligocène et qui constituait initialement le toit de la série sédimentaire du Bassin Atlantique, d’âge aptien à éocène. L’émersion de cet ensemble sédimentaire résulte d’un important abaissement du niveau marin à l’Oligocène. Les reliefs surmontant cette pénéplaine sont d’origines diverses : • horst de socle (Horst de Lambaréné) séparant le Bassin Intérieur (ancien) et le Bassin Atlantique (récent) ; • plateau sableux d’âge pliocène (Groupe des Cirques) ; • cuesta de grès et sables d’âge néocomien témoignant d’un abaissement relatif de 100 à 250 m de la surface de sédimentation entre le Néocomien et l’Aptien ; • dépôts limoneux d’âge Quaternaire (Horizon de couverture) surmontant un horizon de remaniement (Stone line) de la cuirasse latéritique d’âge oligocène à miocène.

Bassin pré- à syn-rift Le Bassin pré- à syn-rift correspond pro-parte au Bassin Intérieur, pour la tranche stratigraphique s’étendant du Permien au Barrémien. Néanmoins, l’évolution du Bassin Intérieur s’est poursuivie pendant la période post-rift, durant laquelle la sédimentation affectait à la fois les Bassins Intérieur et Atlantique. La désignation Bassin pré- à syn-rift n’est donc pas strictement équivalente à celle de Bassin Intérieur, et celle de Bassin post-rift, à celle de Bassin Atlantique.

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La période pré- à syn-rift montre la succession de quatre ensembles lithostratigraphiques déposés au sein du Bassin Intérieur, mais dont le plus récent est également connu en sondage dans la partie méridionale du Bassin Atlantique (Bassin Sud) :

• Groupe de l’Agoula (Permien) ; • Groupe de M’Vone (Jurassique) ; • Groupe de N’Dombo ; • Groupe de Cocobeach (Fig. 55). Les caractéristiques lithologiques, les environnements de dépôt et les épaisseurs de ces unités sont résumés dans les Tableaux 40 et 41 (d’après Teisserenc et Villemin, 1990 ; Chevallier et al., 2002 ; Prian et al., 2009a-b).

Fig. 55. Esquisse géologique du Domaine côtier gabonais.

Groupe de l’Agoula Le Permien du Groupe de l’Agoula a une épaisseur maximale d’environ 400 m. Il se caractérise par le dépôt de séries détritiques argileuses à gréseuses, dont la base comprend un conglomérat polygénique, parfois interprété comme une possible formation glaciaire (Teisserenc et Villemin, 1990). Ce conglomérat basal a un statut de formation, mais n’affleure pas toujours à la base du Permien. De même, des horizons conglomératiques s’observent localement dans le corps des formations argilo-gréseuses sus-jacentes (Tableau 40). L’environnement de dépôt (Tableau 41) est lacustre à fluviatile. La nature pro parte glaciaire n’est pas confirmée par les travaux récents (Prian et al., 2009a-b).

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Groupe de M’Vone Le Jurassique du Groupe de M’Vone fait suite au Permien (le Trias n’ayant jamais été observé). Il présente une épaisseur qui varie d’environ 200 m au Nord à 300 m au Sud. Il s’agit principalement de grès passant à des argiles, avec présence d’un niveau conglomératique à la base. L’environnement de dépôt est fluviatile à lacustre, toujours clairement continental.

Groupe de N’Dombo Le Crétacé débute par le Groupe de N’Dombo, d’âge néocomien inférieur, qui marque le passage dans la période du rift dont résultera la séparation entre les continents sudaméricain et africain par ouverture de l’Atlantique sud. Dans le système de rift initial, le Domaine côtier gabonais se trouve le long d’une fosse issue du point triple de la Bénoué, s’étendant de la Guinée Equatoriale à l’Angola (Guiraud et Maurin, 1991). Le Bassin Intérieur présente la trace de l’effrondremment initial qui va rapidement migrer vers l’Ouest pour affecter l’ensemble du Domaine côtier. Le Groupe de N’Dombo semble circonscrit au Bassin Intérieur. Il est représenté par un ensemble essentiellement sablo-gréseux à localement conglomératique dont l’épaisseur décroît d’environ 300 m au Nord à 150 m au Sud. Le relief bien marqué (Fig. 54) découle de l’intercalations de nombreuses croûtes ferrugineuses (Chevallier et al., 2002). L’environnement de dépôt est interprété comme « essentiellement fluviatile » à « fluviatile à localement littoral et tidal » (Prian et al., 2009a-b).

Groupe de Cocobeach Le Groupe de Cocobeach, d’âge néocomien à barrémien, et d’une épaisseur pouvant dépasser 6000 m, représente l’ensemble le plus puissant du Phanérozoïque gabonais, mais n’est connu à l’affleurement que dans le Bassin Intérieur. Il témoigne de la période de rifting majeure, antérieurement à l’invasion marine. Il est divisé en un certain nombre de formations et membres, faisant l’objet de terminologies différentes selon les auteurs (Tableau 40), et dont les traits essentiels sont synthétisés par Chevallier et al. (2002). Du point de vue lithologique, le Groupe de Cocobeach se caractérise par une alternance de sédiments plus ou moins fins (grès à argiles) et plus ou moins carbonatés (argiles carbonatées, marnes, carbonates), dont l’environnement de dépôt global est interprété comme fluviatile à lacustre (Tableau 41). Ces dépôts permettent le comblement de la vaste fosse d’effondrement, formée lors du rifting. Ils sont suivis par une surrection qui porte à l’air libre les séries du Bassin Intérieur permettant leur érosion partielle. Cette surrection clôt la période syn-rift. Globalement la période pré- à syn-rift se caractérise donc par la succession de trois stades (Prian et al., 2009a-b) :

• le stade pré-rift, qui correspond à la sédimentation des séries fluviatiles à lacustres du Permien (Groupe de l’Agoula) et du Jurassique moyen (Groupe de M’Vone) ;

• le stade syn-rift où se dépose la série fluvio-deltaïque de N’Dombo (Néocomien), puis les diverses formations argilo-marneuses et gréseuses du Groupe de Cocobeach (Néocomien à Barrémien) oscillant dans des environnements fluvio-lacustres à lacustres ;

• un troisième stade, qui correspond à l’épisode de surrection du Barrémien supérieur, dont découle l’érosion partielle des dépôts du Bassin Intérieur.

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La formation du Bassin Intérieur est donc étroitement liée à la période pré- à syn-rift, et des coupes au travers de ce bassin (Fig. 56) montrent que les dépôts ultérieurs n’y prennent qu’un développement limité.

Tableau 40. Traits majeurs de la lithologie des formations d’âge permien à quaternaire du Gabon (d’après Chevallier et al., 2002) avec report, pour le Bassin Intérieur, des descriptions de l’édition 2009 de la feuille Lambaréné à 1/200 000 (Prian et al., 2009a-b).

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Tableau 41. Environnements de dépôt et épaisseur des formations d’âge permien à quaternaire du Gabon (d’après Chevallier et al., 2002 et Prian et al., 2009a-b). Les colonnes de droite reproduisent l’enchaînement des événements tels que proposés par Chevallier et al. (2002) et Séranne et al. (1992).

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Fig. 56. Coupes schématiques du Bassin Intérieur et du bord oriental du Bassin Atlantique sur le territoire de la feuille Lambaréné (d’après Prian et al., 2009a-b). Ce bassin se présente comme une structure synclinale dissymétrique d’axe N135 à N140°E, faillée suivant son axe longitudinal. En accord avec Mbina Mouguengui et Guiraud (2009) un demi-graben peut être dessiné, contrôlé par le jeu d’accidents à pendage NE le long de la marge nord-orientale du Horst de Lambaréné. Le fonctionnement de ces failles caractérise la période syn-rift qui s’accompagne du dépôt de plus de 2000 m de sédiments dans un environnement continental, fluvio-deltaïque à fluvio-lacustre et lacustre. Le jeu synsédimentaire des accidents induit un basculement général des couches vers le SW sur le flanc nord-oriental du bassin visible sur les profils sismiques (Mbina Mouguengui et Guiraud, 2009). Ce basculement affecte également les dépôts continentaux principalement permiens (Groupe de l’Agoula) mis en place durant la période pré-rift. Sur le flanc NE du synclinal, se place une faille listrique majeure (« faille axiale » des pétroliers) dont le rejet peut atteindre 1 000 m au sein des formations du Groupe de Cocobeach (Chevallier et al., 2002 ; Mbina Mouguengui et Guiraud, 2009).

Bassin syn- à post-rift Le Bassin syn- à post-rift couvre les formations d’âge compris entre l’Aptien et l’Eocène et qui s’étendent à la fois sur les Bassins Intérieur et Atlantique. Dans le déroulement des phénomènes géologiques, la limite entre Bassin syn- à post-rift et Bassin pré- à syn-rift correspond à l’épisode de surrection du Barrémien supérieur – Aptien inférieur, et cette étape est souvent prise comme limite entre les stades syn- (Néocomien à Barrémien) et post-rift (Aptien inférieur à Actuel). Néanmoins cet événement ne clôt pas les processus d’extension, qui reprennent dès l’Aptien inférieur par une nouvelle phase de rifting, dont va découler la mise en place de la Formation pro-parte conglomératique de N’Zémé Asso – Grès de la Remboué. Il nous semblait plus cohérent d’intégrer cette formation, synchrone de la tectonique d’effondrement, dans la logique de rifting en la considérant comme syn-rift. C’est effectivement à l’issue de son dépôt que se produit l’invasion marine sur la marge gabonaise. En revanche, l’histoire « on-shore » de la marge (Domaine côtier), telle qu’elle apparaît sur la présente carte, peut être interrompue à l’Eocène, à l’issue de la première phase majeure de progradation (cf. infra). A partir de l’Oligocène, la dynamique sédimentaire du Domaine côtier émergé devient largement indépendante de la « logique atlantique », puisque les dépôts les plus significatifs sont des formations continentales principalement éoliennes. Le Bassin syn- à post-rift ainsi défini comprend une formation : N’Zémé Asso – Grès de la Remboué, et quatre groupes : Madiéla, Sibang, Anguille et Mandji, dont le dernier est divisé en deux unités : Ikando et Ozouri – Animba – N’Gola.

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L’image globale du Bassin syn- à post-rift est celle d’un ensemble « monoclinal » parallèle à l’océan et s’appuyant à l’Est sur les formations du Bassin Intérieur ou directement sur le socle ouest-gabonais, et considéré par Séranne et al. (1992) comme le témoignage d’un processus d’aggradation le long de la marge gabonaise. Ce modèle d’aggradation ne peut être retenu qu’en termes très globaux, pour rendre compte de l’appartenance de l’ensemble à un même cycle sédimentaire débuté à l’Aptien et clôt à l’Eocène supérieur. En revanche, les observations de détail mettent en évidence d’importantes variations de faciès (Tableau 40), qui témoignent d’une forte variabilité des environnements de dépôt (Tableau 41). Globalement, l’organisation « monoclinale » peut être attribuée à une migration du front de sédimentation vers l’océan, mais sur ce front, les influences marines et continentales montrent de fortes fluctuations (Tableau 41), suggérant des variations corrélatives du niveau marin et/ou de l’ampleur de l’apport détritique et par là, des processus d’érosion.

Formation de N’Zémé Asso – Grès de la Remboué Les séries du Bassin syn- à post-rift débutent par la Formation de N’Zémé Asso – Grès de la Remboué, d’âge aptien inférieur, et dont l’épaisseur est estimée entre 50 et 200 m selon les secteurs (Tableau 41). Celle-ci recouvre en discordance le Groupe de Cocobeach dans le Bassin Intérieur et le socle ouest-gabonais au sud du-dit bassin. Un trait caractéristique est la présence de conglomérats à galets de granitoïdes souvent décimétriques, voire pluridécimétriques, dont la taille diminue en s’éloignant du socle. Ces galets sont souvent anguleux, témoignant d’un transport presque nul (Chevallier et al., 2002). Outre ces conglomérats, la Formation de N’Zémé Asso – Grès de la Remboué montre un ensemble de faciès gréseux à silto-argileux et plus rarement marneux ou dolomitiques. L’environnement de dépôt est fluviatile à fluvio-deltaïque et localement tidal (Tableau 41). Dans le Bassin Atlantique, le contact entre le socle et la série sédimentaire montre de nombreuses digitations (« golfes » ; Fig. 54) qui témoignent de paléovallées creusées lors du dépôt de la Formation de N’Zémé Asso (cf. supra). Selon Mbina Mouguengui et Guiraud (2009), cette forte incision résulte d’une progradation érosive consécutive à la phase extensive barrémienne. Celle-ci opère d’abord par une fracturation en failles normales fortement pentées à fort rejet (Fig. 56) et le long desquelles des blocs de granitoïdes alimentent la sédimentation. Les talus de faille sont ensuite remodelés par l’érosion et progressivement comblés par les sédiments.

Formation salifère L’épisode détritique aptien inférieur est suivi par le dépôt de la Formation salifère, non affleurante en surface. L’épaisseur initiale de la série est difficile à estimer du fait des phénomènes de migration dûs à la tectonique salifère, mais elle n’excéderait pas 800 m (Chevallier et al., 2009a-b). Les faciès dominants sont des roches salifères, essentiellement halitiques, à intercalations carbonatées (calcaires, dolomies) et marneuses. Ces roches traduisent la première incursion généralisée de la mer au sein d’une vaste lagune s’étendant de l’Angola à la partie « off-shore » du Cameroun (Chevallier et al., 2009a-b).

Groupe de Madiéla Après les dépôts salifères, se dépose la puissante série carbonatée du Groupe de Madiéla, d’âge aptien supérieur à albien, et qui témoigne de l’instauration d’un régime franchement marin à l’issue de l’épisode lagunaire. Dans le Bassin Altantique, l’épaisseur des sédiments pourrait atteindre 800 m, tandis qu’elle est de moins de 500 m dans le Bassin Intérieur (Fig. 56). Dans ce dernier, la série montre la succession de calcaires et marnes, puis de faciès argilo-gréseux (régression) suivis d’un nouvel épisode calcareux et marneux. L’environnement est lagunaire (voire localement lacustre ; Prian et al., 2009a-b) à deltaïque. Dans le Bassin Atlantique les faciès sont franchement marins à l’Ouest (argiles ± silteuses à

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intercalations dolomitiques et bancs de silex, calcaires sublithographiques) et plus continentaux à l’Est (calcaires dominants, passant vers le sommet à des faciès détritiques témoignant d’une régression) (Chevallier et al., 2002). Cette répartition témoigne de l’organisation de la sédimentation selon le schéma atlantique actuel, avec migration du front de dépôt vers l’Ouest.

Groupe de Cap Lopez Le Groupe de Madiéla est recouvert par le Groupe de Cap Lopez, daté du Cénomanien et d’épaisseur variable (maximum 400 à 500 m). La régression amorcée précédemment s’accentue, conduisant au dépôt de faciès continentaux de grès dolomitiques à rare anhydrite et des niveaux de marnes, qui passent vers l’Ouest à des dépôts de plate-forme associant des argiles, silts et sables fins. « Off shore », les faciès sont franchement marins et silto-argileux.

Groupe de Sibang Le Groupe de Sibang, d’âge turonien et de 500 à 600 m d’épaisseur, fait suite au Groupe du Cap Lopez. Les faciès les plus abondants sont des calcaires marins témoignant d’une transgression, mais que ponctue un intervalle gréseux attribué à une phase régressive (Chevallier et al., 2002). Vers la bordure est du Bassin Atlantique méridional (Bassin Sud), Chevallier et al. (2002) attribuent au Groupe de Sibang des occurrences de sédiments continentaux (argiles, grès argileux ou siliceux, croûtes ferrugineuses, grès kaoliniques à rares lits de conglomérats) réputés Turonien, isolées au sein du Groupe de Madiéla (Arnould, 1966). Cette interprétation n’est pas retenue par Total (2001), qui efface totalement ce Turonien supposé de sa carte de synthèse. Il en est de même sur les cartes Tchibanga (Goujou et al., 2009 ; Thiéblemont et al., 2009c) et Fougamou (Thiéblemont et al., 2009d-e), levées dans le cadre du projet SYSMIN et couvrant la bordure orientale du Bassin Atlantique, sur lesquelles aucune observation de terrain ou considération topographique ne permettait de supposer l’existence, sur le Groupe de Madiéla, de dépôts autres que les formations éoliennes quaternaires.

Groupe d’Anguille Le Groupe d’Anguille, d’âge campanien à maastrichtien et d’une épaisseur estimée entre 100 et plus de 1000 m selon les secteurs, fait suite au Groupe de Sibang. Il est d’une importance économique primordiale en constituant, « off shore », le principal réservoir des gisements pétroliers au-dessus de la Formation salifère. Une description détaillée en est fournie par Chevallier et al. (2002) qui suggère une forte variabilité des faciès selon les secteurs. En mer, le caractère essentiel est la succession de plusieurs épisodes sableux turbiditiques, qui constituent désormais des réservoirs pétroliers. A terre, le Groupe d’Anguille montre l’association de faciès variés, surtout détritiques (argiles, silts, sables) et localement carbonatés (marno-calcaires) (Tableau 40), mis en place dans un environnement principalement marin (deltaïque à littoral), mais évoluant vers le haut vers un environnement continental (régression).

Formation d’Ikando - Formations Ozouri, Animba, N’Gola Cette oscillation d’un régime marin plus ou moins franc à un environnement plus ou moins continental se retrouve dans le Groupe de Mandji, d’âge paléocène à éocène et qui clôt le cycle aptien à éocène. A la base, la Formation d’Ikando correspond à des dépôts marins argileux d’une épaisseur de 200 à 300m qui accompagnent une transgression. Le régime devient ensuite régressif et amène le dépôt de formations argileuses localement silicifiées et à intercalations dolomitiques d’épaisseur comparables aux précédentes. Ces dépôts couvrent trois formations non distinguées sur la présente carte (Formations Ozouri,

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Animba, N’Gola) dont l’environnement devient franchemennt continental vers le sommet (Chevallier et al. , 2002). En résumé : La formation du Bassin syn- à post-rift marque l’instauration d’une logique strictement atlantique dans l’évolution du Domaine côtier gabonais. Il montre la succession d’unités sédimentaires d’âge Aptien à Eocène, présentant à la base une formation souvent très grossière, synchrone d’une phase de rifting ayant affecté l’ensemble de la marge à l’issue de la surrection du Barrémien supérieur. Par la suite, les dépôts s’organisent en unités lithologiques successives orientées parallèlement à la marge atlantique et d’autant plus jeunes qu’elles se trouvent près de l’océan. Cette organisation témoigne de la persistance d’un front sédimentaire unique durant toute la période, mais dont l’analyse détaillée révèle de fortes fluctuations des influences marines et continentales, suggérant des variations corrélatives du niveau marin et/ou de l’ampleur de l’apport détritique et par là, des processus d’érosion. A l’issue d’une invasion marine généralisée en mileu lagunaire (Formation salifère), puis franchement marin (carbonates du Groupe de Madiéla), la marge gabonaise enregistre la succession d’épisodes transgressifs et régressifs accompagnés du dépôt de sédiments principalement argileux à localement gréseux ou carbonatés qui entraîne une migration vers l’Ouest de la marge continentale. Cette évolution se termine, à la fin de l’Eocène, par une émersion généralisée et la constitution d’une paléosurface sur laquelle vont s’exercer des processus d’altération puis de dépôts en milieu strictement continental.

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Oligocène à Miocène Latérites A l’exception des formations les plus occidentales rapportées au Groupe d’Alewana (cf. infra), aucun dépôt sédimentaire d’âge oligocène à miocène n’est connu dans le Domaine côtier atlantique. Cette lacune est une conséquence de l’émersion généralisée intervenue à la fin de l’Eocène. Actuellement, la paléosurface post-éocène apparaît recouverte par un horizon latéritique démantelé, incluant des éléments de toutes tailles, toujours très ovoïdes et parfois plurimétriques. Néanmoins, cette cuirasse démantelée n’est pas circonscrite au seul Domaine côtier et apparaît ponctuellement dans différents secteurs, et particulièrement au droit des formations de type BIF (Thiéblemont et al., 2009h-i), dont la composition particulièrement ferrifère est propice à une altération de ce type. Les formations latéritiques remaniées sont également systématiques au fond de la dépression du Schisto-calcaire (Bassin de la Nyanga) (cf. supra) et semblent résulter du dépôt, dans cette dépression karstique, des produits d’altération des sédiments argileux et gréseux du Schisto-gréseux sus-jacent (Mabicka Obame, 2007). Ces occurrences n’ont pas été cartographiées à l’échelle du 1/200 000 (feuilles Fougamou et Tchibanga) et n’apparaissent pas sur la présente carte. En revanche, des plateaux latéritiques sont figurés sur le territoire de la feuille Ndendé, auxquels sont associés des indices ponctuels de bauxite (Prian et al., 2009cd). Ces occurrences sont reproduites sur la présente carte, mais aucune certitude n’existe concernant leur âge. Dans le Domaine côtier, le développement initial d’une cuirasse, qui sera ultérieurement remaniée, peut être calé entre la fin de l’Eocène (émersion) et le Pliocène, où débute le dépôt des formations continentales discordantes sur la paléosurface post-éocène (Groupe des Cirques). Ceci situe l’intervalle possible de formation des latérites « atlantiques » entre l’Oligocène et le Miocène. Les latérites situées sur le socle archéen à néoprotérozoïque pourraient être de cet âge ou plus anciennes.

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Miocène Groupe d’Alewana : Formations de Mandorové, M’Béga, N’Tchengué et Akosso (sables argileux, carbonates) Sur la précédente édition de la carte gélogique du Gabon à 1/1 000 000 (Thomas et al., 2001), le Groupe d’Alewana occupe une aire réduite dans la partie la plus occidentale du Domaine côtier, adjacente au Groupe des Cirques. La carte de Total (2001) en donne une représentation différente. Deux ensembles sont distingués : Mandorové – M’Béga et T’Changué – Akosso, qui forment deux bandes parallèles aux formations atlantiques plus anciennes, occupant toute l’extrémité ouest du Domaine côtier ; l’une côté continent (Mandorové - M’Béga) et l’autre, côté océan (T’Changué – Akosso). Ces formations sont calées entre l’Oligocène supérieur et le Pléistocène. Elles se sont déposées à l’issue de la phase d’émersion dont a découlé une lacune totale de l’Oligocène inférieur (Chevallier et al., 2002). Elles traduisent l’instauration d’un nouveau système progradant, toujours actif aujourd’hui. La représentation adoptée sur la présente édition, qui reprend intégralement celle de Thomas et al. (2001), est insatisfaisante, puisqu’elle induit une contradiction stratigraphique. Ce point a été détaillé plus haut et nous n’y reviendrons pas (cf. supra). La lithologie de ces formations est décrite par Chevallier et al. (2002) comme sableuse, dans la partie supérieure (d’où confusion possible avec le Groupe des Cirques ?), à plus argileuse à localement dolomitique dans la partie inférieure (Miocène).

Basaltes du Cap N’Gombé Ces roches volcaniques constituent les seuls témoins d’un magmatisme attribuable à l’évolution atlantique au Gabon, au sein d’un environnement géologique qui, ailleurs, a produit des ensembles magmatiques souvent très volumineux et de nature variée (cas du Brésil par exemple). Ces basaltes se limitent à un affleurement, qui correspond à une intrusion acompagnée d’une coulée, au niveau de la plage de la péninsule à l’ouest de Libreville (Hourcq et Hausknecht, 1954). La roche est nettement sous-saturée (alcaline) et présente des cristaux d’olivine et une matrice vitreuse. Sa position stratigraphique est discutée en détail par Chevallier et al. (2002). Elle est jugée comparable à celle de la chaîne du Cameroun (26 à 8 Ma), liée à une rotation de la plaque africaine vers le Nord au Burdigalien – Aquitanien.

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Pliocène Groupe des kaoliniques

Cirques :

sables

kaolinisés,

grès

argileux,

argiles

Le Groupe des Cirques n’a été que légèrement « effleuré » lors des levés du projet SYSMIN (feuille Tchibanga) aussi, la connaissance que nous en avons est-elle essentiellement bibliographique. Les contours qui en sont proposés dans la présente carte reprennent en partie ceux de la précédente édition de la carte géologique du Gabon (Thomas et al., 2001), sauf dans la partie sud du pays (feuilles Mayumba et Ndindi) où nos nouvelles interprétations morphostructurales (cf. supra) conduisent à quelques réattributions lithostratigraphiques. Le Groupe des Cirques est circonscrit au Domaine côtier atlantique, mais il nous semble très probable que la Formation des Plateaux Batékés en constitue un équivalent oriental. Il s’agit indiscutablement d’une formation continentale, dont l’âge pliocène à pléistocène est déduite de son « allure de placage » (Chevallier et al., 2002) sur les formations antérieures du Domaine côtier. Néanmoins, aucun microfossile animal n’y a été trouvé et les seuls pollens observés dans les préparations palynologiques proviennent de la végétation actuelle (Chevallier et al., 2002). Une origine éolienne nous semble la seule envisageable, dans la mesure où le Groupe des Cirques surmonte la paléosurface oligocène. Néanmoins, cette hypothèse, qui est celle largement adoptée pour les sables Batékés, reste à évaluer par des études de terrain précises. L’appellation de Cirques se rapporte à la morphologie particulière « en cirques » que détermine leur érosion récente (Photos 19 et 20). Notons qu’une telle morphologie s’observe au sein des Plateaux Batékés, dont les canyons (canyon de Léconi en particulier ; cf. infra) pourraient aisément être appelés « cirques ». Le trait caractéristique est l’existence de surfaces d’érosion extrêment abruptes, qui recoupent à l’emporte-pièce les plans de stratification et déterminent des lobes entaillant les plateaux sableux. De telles structures traduisent une érosion récente très active, postérieure à la « fixation » de ces édifices sableux par la végétation.

Photo 19. Paysage caractéristique (dessin d’après photo) du Groupe des Cirques dans la région de Wonga – Wonga (Ouest-Gabon). Les formations sableuses blanches sousjacentes sont surmontées par un horizon pluridécamètrique jaune rapporté à l’entité quaternaire des « Limons éoliens » (cf. infra).

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La photo ci-dessus suggère cependant que cette érosion pourrait être beaucoup moins active aujourd’hui, ayant permis l’invasion du fond du cirque (ici celui de Wonga – Wonga) par la forêt. Nous y reviendrons (cf. infra).

Photo 20. Paysage de type « badland » caractéristique du Groupe des Cirques (sud du Cap N’Gombé) (repris de Chevallier et al., 2002). La principale zone d’affleurement du Groupe des Cirques correspond à une grande lentille d’environ 3 000 km² à l’extrémité ouest du pays, où son épaisseur est estimée à 200 à 300 m (Chevallier et al., 2002). Une valeur de 200 m correspond précisément à la différence entre le sommet du plateau (~ 250 m) et le sommet de la paléosurface oligocène (40-50 m). La série comprend des sables arkosiques plus ou moins kaolinisés, des grès argileux peu cimentés et des argiles kaoliniques bariolées. Dans le sud du Domaine côtier, l’attribution au Groupe des Cirques d’une partie des formations post-oligocènes nécessiterait un re-examen détaillé (feuille Setté-Cama en particulier), qui n’a pu être réalisé dans le cadre du projet SYSMIN. Notons enfin que le Groupe des Cirques a été considéré comme une cible possible pour des gisements de kaolin (Chevallier et al., 2002).

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Résumé de l’évolution phanérozoïque du Domaine côtier atlantique La figure suivante (Fig. 57) illustre en sept images les épisodes majeurs de l’évolution du Domaine côtier atlantique au cours du Phanérozoïque, tels qu’ils ont été détaillés dans le présent chapitre.

Fig. 57. Représentation schématique de l’évolution géologique du Domaine côtier atlantique au cours du Phanérozoïque. Dans le deuxième dessin, le tracé des accidents est repris de Mounguengui Mbina et Guiraud (2009).

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Fig. 57 (suite). Les sept épisodes peuvent être décrits comme suit : 1. Permien à Barrémien – Il s’agit du stade pré- à syn-rift, marqué par le fonctionnement en demi-graben du Bassin Intérieur. L’évolution initiale se traduit par la sédimentation des séries continentales à lacustres du Permien (Groupe de l’Agoula) et du Jurassique moyen (Groupe de M’Vone), à un stade que l’on pourrait qualifier de « pré-atlantique ». Un effondrement, limité au Bassin Intérieur durant le Néocomien, permet le dépôt de la série fluvio-deltaïque de N’Dombo, puis le rifting s’accentue au Barrémien, et conduit au dépôt du puissant (3000 à 4000 m dans la partie centrale du Bassin Intérieur) groupe de Cocobeach, dans un environnement oscillant entre fluvio-lacustre et lacustre. Une phase de surrection qui porte à l’air libre les dépôts du Bassin Intérieur, clôt ce premier stade ; 2. Aptien inférieur – Postérieurement à la surrection, un nouvel effondrement se produit, qui affecte l’ensemble du Domaine côtier, au sein même du Bassin Intérieur et à l’Ouest,

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sur la bordure extérieure du Horst de Lambaréné et le long du socle précambrien. L’effondrement opère par le jeu de failles normales affectant la couverture pré-aptienne (Bassin Intérieur) et le socle précambrien. Dans le Bassin Atlantique, une activité érosive très efficace conduit à une forte incision du socle et à une aggradation concomittante des sédiments au-delà des limites du rift initial. Des dépôts extrêmement grossiers (Formation de N’Zémé Asso) comblent les « golfes » ainsi créés, qui passent vers le large à des sédiments sableux ; 3. Aptien – Après cette nouvelle phase de rifting, une grande lagune se crée, qui est régulièrement envahie par la mer, aboutissant au dépôt de la série salfière. L’apport sédimentaire du continent durant cette période semble quasi-nul, suggérant une absence d’érosion ; 4. Albien – La lagune aptienne évolue en mer franche où se dépose la série carbonatée du Groupe de la Madiéla. L’eau envahit le Bassin Intérieur, permettant le dépôt de formations carbonatées à marneuses lagunaires à lacustres. Des apports continentaux permettent le développement épisodique d’une sédimentation argileuse à gréseuse ; 5. Cénomanien à Eocène – C’est durant cette période que le Domaine côtier acquiert une logique de fonctionnement typiquement « atlantique ». Les sédiments se déposent le long d’une marge de direction proche de N-S et leur accumulation provoque une migration progressive du front de sédimentation vers l’Ouest. L’hétérogénéité des faciès témoigne d’environnements de sédimentation variables, selon des régimes alternativement à dominante marine (« transgressifs ») ou continentale (« régressifs »), en liaison avec l’évolution du niveau marin et/ou de l’apport détritique. C’est vers la fin de cette période (Paléocène) que se constituent, au sein de formations turbiditiques « off shore », les principaux réservoirs pétroliers ; 6. Oligocène à Miocène – Une régression généralisée se produit à la fin de l’Eocène, qui conduit à l’émersion des sédiments déposés sur la marge précédente. La surface ainsi dégagée subit une altération conduisant à la constitution d’une cuirasse latéritique, et en direction de l’océan, une érosion affecte la marge avec creusement de canyons sur le talus durant l’Oligocène inférieur. Un volcanisme alcalin extrêmement discret se produit au Miocène, sans doute en relation avec une rotation de la plaque africaine vers le Nord. Le cycle sédimentaire actuel sur la marge gabonaise, reprend à l’Oligocène supérieur, avec la constitution, « off shore », d’un nouvel ensemble progradant particulièrement actif au niveau du delta de l’Ogooué ; 7. Pliocène – Quaternaire – A terre, la période Pliocène à Quaternaire se caractérise par deux processus : (a) des dépôts éoliens épisodiques (Pliocène, Holocène), sableux (Groupe de Cirques) à limoneux (Horizon de couverture), qui forment des « placages » et plateaux rapidement disséqués par l’érosion ; (b) un démantèlement des profils d’altération (cuirasses latéritiques et autres) dans un régime extrêmement vigoureux, particulièrement évident à l’Holocène (épisode Stone line décrit plus bas).

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Quaternaire Formations du Stanley Pool et des Plateaux Batékés (Paléogène à Pléistocène) : grès et sables Cette unité composite, qui associe deux formations classiquement distinguées sur les cartes à 1/200 000 (Donnot et Wéber ; 1968 ; COGEMA ; 1978 ; Bouton et al., 2009a-d), forme un vaste ensemble, essentiellement sableux, qui repose en discordance majeure sur le socle de la partie SE du Gabon. Il se place sur la bordure occidentale du bassin intracratonique de la Cuvette du Congo (Giresse, 2005). La distinction, sur le territoire gabonais, de deux formations au sein de ce plateau sableux découle de l’application de travaux effectués sur le territoire congolais (Cosson, 1955b ; Le Maréchal, 1966), où elles sont respectivement considérées comme paléogène et néogène. Lors des levés du projet SYSMIN, la caractérisation de la formation inférieure (Stanley Pool), d’origine fluviatile, s’est révélée particulièrement délicate. Quelques affleurements ponctuels ont révélé la présence d’un possible conglomérat de base, en contact direct avec les terrains paléoprotérozoïques (Francevillien), dont l’épaisseur a été estimée à une quinzaine de mètres (Bouton et al., 2009a-b). Ce membre conglomératique basal passerait à un membre supérieur constitué de sables kaoliniques blancs (COGEMA, 1978 ; Chevallier et al., 2002), mais ces sables n’ont quasiment jamais été observés lors du projet SYSMIN. Dans un article récent, Séranne et al. (2008) interprètent la succession des sables Batékés, dans le secteur de Léconi, comme une accumulation de grès fluviatiles et éoliens peu consolidés, caractérisés par des stratifications internes de plusieurs mètres de haut. Un conglomérat basal est mentionné, dont l’épaisseur serait au plus de l’ordre de la dizaine de mètres. La distinction de deux unités conduit à représenter la série des Plateaux Batékés comme la superposition de deux « couches » quasiment concordantes (Thomas et al., 2001), dont l’une serait paléogène et l’autre néogène. L’âge récent du terme supérieur a été confirmé par des datations (méthode dite de « optically stimulated luminescence » ou OSL) effectuées sur une gamme de sables de teinte et de position stratigraphique variées, dans le cadre du projet SYSMIN (Robert, non publié). Les âges s’échelonnent de 183 000 à 20 000 ans, avec un maxima autour de 130 000 ans, pour des variétés brun clair, et 105 000 ans, pour des variétés brun rouge clair. Les sables de teinte orange font suite aux précédents, avec des âges qui s’échelonnent de 92 000 à 20 000 ans. Ces datations situent le dépôt dans le Pléistocène supérieur, en très nette « discordance temporelle » avec la Formation du Stanley Pool. Les environnements de dépôt sont également différents : fluviatile dans le cas du Stanley Pool et au moins pro parte éolien dans le cas des sables Batékés (Séranne et al., 2008). Face aux difficultés que soulève le schéma de représentation « classique » décrit plus haut, nous avons choisi de regrouper l’ensemble des terrains des Plateaux Batékés dans une unité unique, dont le terme dominant est la formation sableuse à gréseuse des Plateaux Batékés, pour laquelle nous conservons l’âge pléistocène déduit des datations récentes, et qui pourrait localement recouvrir une formation gréso-conglomératique beaucoup plus ancienne (paléogène), corrélative de la Formation du Stanley Pool. Du point de vue morphologique et radiométrique (Fig. 58), l’ensemble des Batékés présente une remarquable cohérence. Du point de vue radiométrique, il s’agit d’une zone quasiment sans signal, et par conséquent très pauvre en éléments radioactifs (U, Th, K). Ceci témoigne d’une nature presque exclusivement quartzeuse.

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Fig. 58. Images topographique (traitement SRTM) et radiométrique (comptage total, Martelet et al., 2008) des Plateaux Batékés. Pour la calibration des altitudes sur l’image topographique, voir Figure 59. Sur l’image radiométrique les gammes de couleurs évoluent du bleu au rouge puis rose à radioactivté croissante (teneurs croissantes en radio-éléments). Le trait en rouge représente la limite cartographique de l’ensemble des Batékés issus des cartes à 1/200 000 (Bouton et al., 2009a-d). Morphologiquement, il s’agit d’un vaste plateau profondément disséqué par l’érosion récente, « posé » sur le socle archéen à paléoprotérozoïque, et dont la dénivelée moyenne par rapport au socle varie de ~ 200 m à près de 350 m (Fig. 59). Le réseau hydrographique actuel a creusé de profonds canyons et des cirques aux pentes très abruptes, entraînant une partie des sables vers le Bassin de l’Ogooué (Séranne et al., 2008). Au sein du plateau, les principales rivières coulent à une altitude quasi-constante, de l’ordre de 400 m, au débouché sur le socle, et entre cette altitude et 440 m sur la majeure partie du cours (Fig. 59).

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Fig. 59. Détail de l’image topographique (traitement SRTM) des Plateaux Batékés entre ~ 1 et 2° de latitude sud (territoire des feuille Franc eville et Léconi). Le réseau hydrographique a été reporté avec indexation de l’altitude du cours de la principale rivière (Léconi). L’altitude moyenne est généralement de l’ordre de 650 m au sommet du plateau, avec un maximum à ~ 830 m dans la partie sud. Sur la bordure occidentale du plateau, le contact entre la couverture sableuse et le socle montre une altitude qui varie faiblement entre ~ 400 et 460 m. Le profil topographique moyen du socle présente des variations de grandes longueur d’onde et de très faible amplitude altimétrique (~ 60 m), qui témoignent de l’existence d’une paléosurface pénéplanée à la base du plateau. Il est probable que les principales rivières ont creusé les sables sur toute la hauteur du plateau, coulant désormais au toit de la pénéplaine initiale (Fig. 59). Comme les formations du Bassin Côtier rapportées au Groupe des Cirques (cf. supra), les Plateaux Batékés se présentent comme un ensemble sableux très récent posé sur une paléosurface.

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1000 900 800

Altitude (m)

700 600 500 400 300 200 50 km

100 0 -0,5

-1

-1,5

-2

Longitude (°)

Fig. 60 Report de l’altitude du contact socle – plateau sableux en fonction de la latitude. La droite en rouge est la courbe de régression calculée à partir des points de mesure. Les sables des Plateaux Batékés sont généralement peu cohérents et alimentent d’importantes colluvions nappant les versants. Des passées plus indurées forment quelques falaises qui présentent parfois à leur base de vastes cavités. La lithification inégale favorise l’érosion éolienne (taffonis). Dans les zones non masquées par les colluvions, les affleurements montrent des grès tendres, de grains fins à moyens, mal classés, à grains ronds mats, disposés en bancs pluri-décimétriques à laminations obliques communes. Les profondes ravines du « cañon de la Léconi » permettent l’observation de stratifications obliques d’échelle décamétrique à caractère éolien. Les sables y offrent des teintes d’altération blanches à lie-de-vin. Vers le haut, les teintes deviennent uniformément jaunes à orangées, mais ceci résulte du recouvrement des sables par un horizon limoneux plus récent constant à l’échelle du pays (Horizon de couverture décrit plus bas comme la Formation des « Limons éoliens »). Des datations effectuées sur des zircons extraits des sables ont montré une prépondérance d’âges néoprotérozoïques, tout à fait « exotiques » dans l’environnement géologique local, et qui témoignent d’un transport important (Séranne et al., 2008). Ces arguments, comme les caractères sédimentologiques et topographiques indiquent une origine éolienne pour la Formation des Plateaux Batékés (Séranne et al., 2008 ; Bouton et al., 2009a-b). Des zircons néoprotérozoïques se retrouvent dans les alluvions actuelles de l’Ogooué, en association avec des cristaux archéens et paléoprotérozoïques. Ceci indique qu’une partie de la charge alluviale actuelle de l’Ogooué provient de l’érosion des Plateaux Batékés. Finalement, les Plateaux Batékés constituent un important réservoir d’eaux souterraines de bonne qualité, qui assure aux sources et rivières qui en proviennent un débit régulier en toute saison (Beaujour, 1971). L’eau minérale y est exploitée et mise en bouteille (marque « Andza »).

257

En résumé : L’ensemble Batékés est principalement constitué d’un plateau sableux d’origine éolienne (Formation des Plateaux Batékés) déposé sur une paléosurface pénéplanée à la terminaison occidentale du Bassin du Congo. Des datations récentes suggèrent un âge au moins pro parte pléistocène, mais l’existence, à la base, de reliques de formations fluviatiles d’âge paléogène est probable. Les Plateaux Batékés ont été fortemeht attaqués par l’érosion récente, qui a façonné des reliefs en canyons et cirques aux pentes abruptes et emporté une partie significative des sables initiaux vers le Bassin de l’Ogooué.

Complexe de la Stone line (< 6000 BP) : brèche polygénique à fréquents outils lithiques, localement consolidée Caractères généraux Le Complexe de la Stone line, qui inclut à la fois la Stone line proprement dite et les limons éoliens décrits à la suite, constitue la formation superficielle la plus ubiquiste du Gabon. La Stone line proprement dite est un ensemble chaotique d’épaisseur pluridécimétrique à plurimétrique associant des blocs rocheux de nature, taille et morphologie très variables, « déposés » au toit (fréquemment altéré) du substratum rocheux (Photos 21-22) ou sur les formations sableuses pliocènes (Photo 23). Les limons éoliens (ou Horizon de couverture), constituent une couche sablo-limoneuse jaune à orangée recouvrant la précédente (Photo 21), ou en contact direct avec le substratum rocheux (Photo 24) ou les sables pliocènes (Photo 19), et qui s’étend sur l’ensemble du Gabon, constituant le « sol » sur lequel la forêt équatoriale s’est implantée.

Photo 21. Vue caractéristique du Complexe de la Stone line montrant une brèche polygénique (Stone line stricto sensu) surmontant le socle altéré et recouverte par un limon jaune très homogène de puissance métrique (Horizon de couverture). Les quatre analyses granulométriques décrites plus bas ont été réalisées sur des échantillons provenant des points de prélévement signalés par des sacs.

258

Photo 22. Détail de la vue précédente montrant l’aspect chaotique de la Stone line et son caractère polygénique avec association de blocs de quartz plus ou moins « polis », galets quartzeux parfois cassés et blocs de jaspes (nucleus d’industrie lithique ?).

Photo 23. Affleurement de la région de Franceville montrant une stone line latéritique surmontant un faciès rouge des Sables Batékés.

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Photo 24. Horizon de couverture reposant directement sur un substratum granito-gneissique non altéré et dont le toit montre une intense érosion mécanique (cupules, marmites, gouges). Le regroupement de ces deux unités dans une même entité stratigraphique, initialement proposé par Schwartz et Lanfranchi (1993), découle de l’observation courante d’une alternance ou d’un mélange entre ces deux termes : alternance entre des passées de limon jaune et des lits de fragments rocheux (Photo 25), ou mélange entre blocs rocheux et matrice sablo-limoneuse, vers le sommet de l’horizon bréchique (Photo 26). D’un point de vue géochronologique, de telles occurrences témoignent effectivement d’un « dépôt » au moins pro parte contemporain des deux unités, si toutefois ces deux unités sont effectivement interprétées comme des « dépôts ». En tant que formations superficielles, Stone line et Horizon de couverture ont très classiquement été interprétés comme des niveaux d’altération, traduisant la dégradation du substratum rocheux en conditions équatoriales (chaudes et humides), les dites conditions étant parfois supposées avoir existé depuis l’aube des temps en Afrique centrale. Ces conceptions ont subi d’importants bouleversements, et les reconstitutions paléoclimatiques montrent que l’Equateur africain (Gabon, Congo, sud Cameroun, sudZaïre) a enregistré de très sensibles modifications climatiques au cours du Quaternaire, avec succession de périodes plus ou moins humides ou plus ou moins chaudes, induisant des variations importantes de l’environnement biologique, et par là, des modalités des processus géologiques « de surface » (altération, érosion, transport, etc.). La succession actuellement proposée pour la période récente est la suivante (Schwartz, 1996 et références dans cet article) :

• 70 000 (?) BP - 40 000 BP ou Maluékien ; période encore mal connue, à tendance sèche ;

• 40 000 - 30 000 BP, ou Njilien ; bref épisode humide ;

260

• 30 000 - 12 000 BP ou Léopoldvillien ; période sèche qui correspond grossièrement au dernier maximum glaciaire, entrecoupé vers 24 000 - 22 000 BP par une brève oscillation humide ;

• 12 000 – Actuel, ou Kibangien (temps postglaciaires) ; période humide, avec cependant une tendance à l'assèchement depuis 3 000 - 4 000 BP. Cet assèchement, marqué par plusieurs oscillations, aurait pu être intense, mais la tendance des derniers siècles serait à la réinstauration de conditions humides. C’est à la lumière de ces schémas qu’il convient donc d’interpréter les supposés « profils d’altération » de l’Afrique équatoriale et particulièrement du Gabon. En premier lieu, il convient de donner à la Stone line, en tant qu’unité géologique, une définition stratigraphique précise. Celle-ci est évoquée plus haut : quelle que soit son origine et sa morphologie exacte, peut être rattaché à la Stone line (unité stratigraphique) tout ensemble de blocs rocheux compris entre le substratum et l’Horizon de couverture. Les distinctions morphologiques que l’on pourrait faire entre différents types de stone line ne changent rien à ce schéma, puisqu’elles ne sont d’aucune pertinence stratigraphique. La composition de la Stone line ou son épaisseur peuvent être très variables, mais quelles qu’elles soient, sa définition lithologique (ensemble de blocs rocheux) et stratigraphique (calage entre le toit du substratum et l’Horizon de couverture) est immuable et à notre avis suffisante pour justifier la constitution en formation géologique. On notera en particulier que l’on ne trouve jamais, sous la Stone line, une autre formation la séparant du toit du substratum.

Photo 25. Vue d’une stone line à galets et blocs de quartz recouverte par l’Horizon de couverture, ce dernier montrant un fin niveau de fragments quartzeux (flèche blanche) à une trentaine de centimètres au-dessus du toit de la brèche principale. On peut donc considérer que la formation de la Stone line découle d’un processus intervenu durant un laps de temps où le substratum se trouvait « dénudé » et qu’elle s’est achevée de façon synchrone de la constitution de l’Horizon de couverture.

261

Traditionnellement, la Stone line est interprétée comme l’accumulation, au toit du substratum rocheux, de blocs résistant (quartz, latérite, roches siliceuses) à l’altération équatoriale. Dans ce schéma, la Stone line est considérée comme un ensemble autochtone, ce qui peut parfois être envisagé lorsque les blocs rocheux sont monogéniques (ou faiblement polygéniques), non transportés (ou très faiblement transportés) et que leur origine se trouve effectivement dans le substratum qu’ils surmontent. Ceci n’est cependant qu’exceptionnel, et la quasitotalité des très nombreux affleurements de stone line que nous avons observés montrent des évidences très claires de son allochtonie.

Photo 26. Sommet d’une stone line montrant un bloc métrique de latérite inclus dans l’Horizon de couverture une cinquantaine de centimètres au-dessus de la brèche principale. Cette allochtonie est démontrée par de multiples phénomènes, souvent associés sur un même affleurement. Quelques photos en montrent des exemples :

• présence de blocs sans aucune relation avec la formation sous-jacente (Photo 27) ; • polygénisme des blocs rocheux (Photos 24 et 28) ; • morphologies en galets témoignant d’un transport (Photos 25 et 29). La Stone line est parfois qualifiée d’alluviale quand elle est supposée avoir subi un certain remaniement en conditions fluviatiles. Une expertise menée par C. Rigollet dans le cadre du projet SYSMIN (Rigollet et Thiéblemont, 2009) a montré que sur près d’une centaine d’affleurements de stone line étudiés entre N’Djolé et Mitzic, puis La Lopé, aucun ne pouvait être considéré comme témoignant d’un caractère autochtone de la Stone line, les conditions de remaniement apparaissant très variées (régime torrentiel, coulée de débris, etc.).

262

Photo 27. Stone line très réduite montrant des blocs épars de jaspe du Francevillien C recouverts par l’Horizon de couverture, surmontant un substratum altéré de roches volcanosédimentaires du Francevillien D.

Photo 28. Stone line à boules pluridécimétriques de gneiss recouvrant un substratum altéré.

263

Photo 29. Stone line plurimétrique à galets, graviers et boules de quartz. Sur la gauche du personnage, une boule atteint près de 1 m de diamètre. Bien que quasi-constante, l’allochtonie de la Stone line semble souvent d’une ampleur limitée. Les blocs qui la composent proviennent fréquemment de formations géologiques proches du lieu de dépôt, voire des formations sous-jacentes. Néanmoins, même si le transport est faible, les cas d’autochtonie sont très rares (tout au moins au Gabon). Un exemple caractéristique est fourni par les formations latéritiques du bassin côtier. Celles-ci dérivent à l’évidence d’une cuirasse que l’on peut supposer s’être formée à l’Oligocène ou au Miocène suite à l’émersion du Bassin côtier (cf. supra). Néanmoins, cette cuirasse est toujours démantelée et apparaît désormais comme une brèche associant des blocs de latérite de toutes tailles déposés au toit du substratum. Au sein de la Stone line, la latérite se présente souvent en graviers roulés pluricentimétriques, parfois dénommés « pseudopisolithes ». Ces nodules constituent souvent le liant de la Stone line latéritique à gros blocs, mais ils peuvent également former une couche de puissance décimétrique à métrique au contact direct du substratum (Photos 30 et 31). L’évidence de l’ubiquité de la Stone line, sur le territoire gabonais, est fournie par la mention très fréquente des occurrences rocheuses comme étant des blocs épars, éboulis ou pierres volantes (base de données « affleurements » du projet SYSMIN). Ces occurrences se trouvent généralement le long des marigots, mais le recouvrement des bassins versants par l’Horizon de couverture ne permet pas de déterminer leur provenance. On doit donc conclure que ces blocs ont été arrachés au substratum antérieurement à la mise en place du limon jaune. Cette conclusion se trouve confortée par le fait que le réseau hydrographique actuel incise systématiquement l’Horizon de couverture (Photo 30) et pro parte la Stone line, lorsqu’elle est constituée d’éléments de taille suffisamment petite pour être transportés par la rivière. Ceci montre que les blocs observés au fond des marigots ne sont pas issus des processus d’érosion actuels opérant sur les bassins versants, mais de processus d’érosion et transport anciens, antérieurs à la constitution de l’Horizon de couverture. Leurs caractères stratigraphique et morphologique les rattachent à la Stone line, et nous considérons que l’abondance de blocs, dans les marigots gabonais, est une des manifestations de « l’événement Stone line ».

264

Photo 30. Incision de l’Horizon de couverture par le réseau hydrographique récent. La flèche signale la limite entre la Stone line (gravillons latéritiques) et l’Horizon de couverture. Cette surface quasi-horizontale est tronquée par la pente topographique qui descend vers la droite vers le lit d’un marigot.

Photo 31. Détail de l’image précédente montrant une stone line à petits galets lustrés de latérite.

265

Un trait fréquent de ces blocs rocheux est leur cimentation par un mortier sableux plus ou moins oxydé et très résistant. Cette cimentation s’est développée dans le lit même des rivières, unissant et figeant des blocs de toutes tailles en un ensemble chaotique (Photo 32). Le gonflement des rivières durant les saisons humides implique que cette cimentation se soit développée sur des périodes relativement brèves, en régime de basses eaux (soit au plus de ~ 4 mois). Alternativement, il est envisageable que la cimentation se soit produite antérieurement à l’incision de l’Horizon de couverture, à une époque où les blocs rocheux se trouvaient ensevelis sous le limon jaune. Un autre caractère fondamental de la Stone line est la présence d’une très abondante industrie lithique (Photo 33) (Schwartz, 1996). Des « objets » variés s’y trouvent associés : pointes de flèche, mortiers, nucléus divers, hache, etc. Ceux-ci se trouvent plutôt (toujours ?) au sommet de la Stone line, souvent à l’interface avec le limon jaune, ce qui suggère qu’ils ont été déposés par l’homme au toit du pavement rocheux et après son remaniement. Cette industrie lithique est rattachée par Schwartz (1996) au Sangoen, ce qui lui confère un âge d’au moins 50 000 ans. Cet élément est fondamental puisqu’il disqualifie définitivement l’hypothèse d’une autochtonie du couple Stone line – Horizon de couverture et de sa supposée identité de « profil d’altération ». Comment des hommes auraient-ils pu se « glisser » à l’intérieur du dit profil ? Quelques hypothèses que nous évoquerons plus loin visent néanmoins à réconcilier cette évidente allochtonie de la Stone line avec un modèle « altérologique », mais les dits modèles s’avèrent rapidement inaptes à rendre compte conjointement de l’immuabilité géographique de l’Horizon de couverture et de l’extrême variabilité de son habitus géologique (cf. infra).

Photo 32. Brèche chaotique de blocs de jaspes (Stone line) cimentés par un mortier siliceux. Cette brèche affleure dans le lit d’une rivière ici photographiée durant la saison sèche. Durant la saison humide, l’ensemble disparaît sous les flots. Le rond blanc signale une zone de cimentation faite de petits galets de jaspe perchés entre deux gros blocs polis.

266

Photo 33. Ensemble d’outils lithiques issus d’une stone line de la région de Franceville. C’est sur la base des observations précécentes que nous avons isolé la Stone line dans une unité lithostratigraphique unique, distinct des limons éoliens sus-jacents, et témoignant d’une « mise en mouvement » extrêmement violente (Rigollet et Thiéblemont, 2009) de blocs rocheux initialement situés au sommet d’un profil d’altération dénudé (« pavement rocheux » de Schwartz, 1996). On peut ainsi parler d’un « événement Stone line », bien distinct de « l’événement limon jaune ». Même si ces événements sont partiellement contemporains et produits dans des conditions climatiques identiques, leurs dynamiques sédimentaires sont radicalement différentes (cf. infra). La haute énergie requise pour les processus à l’origine du remaniement de la Stone line nous a amenés à la considérer comme le témoin d’une crise climatique majeure au cours du Quaternaire (Rigollet et Thiéblemont, 2009). Il apparaît en particulier que le régime hydraulique actuel, bien que souvent intense (pluies équatoriales), s’avère inapte à remettre en mouvement les blocs déposés au fond des marigots lors de l’événement Stone line.

Eléments de datation Les outils lithiques sangoens confèrent un âge quaternaire récent (≤ 50 000 ans) à la stone line. Un autre élément de datation est fourni par la relation entre la Stone line et la formation des Sables Batékés. Nos travaux dans la région de Franceville nous ont permis d’observer la Stone line au toit de sables rouges de faciès Batéké (Photo 23), la Stone line elle-même étant surmontée par 4 à 5 mètres de limon sableux jaune. Ceci confère un âge au plus pléistocène à l’événement Stone line. Le Tableau 42 ci-dessous reproduit les résutats de datations par la méthode 14C effectuées lors du projet SYSMIN sur différentes fractions de charbons extraits en divers points d’un affleurement de stone line de la région de Franceville. Ces débris de charbons intimement mêlés à la fraction sableuse montrent que des fragments végétaux calcinés ont pu être remaniés lors de l’événement Stone line.

267

Les âges conventionnels (exprimés en BP) obtenus varient de 22490 ± 70 à 5290 ± 40 ans, et les âges estimés à partir d’une calibration historique des fluctuations du 14C varient de ~ 4000 BC à 19 000 BC, l’âge le plus ancien étant hors calibration. Les deux méthodes fournissent des résultats à peu près convergents soit ~ 18 000 – 17 000 BP pour un âge ancien et ~ 6000 – 5300 BP pour l’âge le plus récent. Ce dernier fournit un âge maximal pour l’événement Stone line. Selon le schéma paléoclimatique évoqué précédemment, ceci situerait l’événement Stone line dans le cours d’une période humide (Kibangien) et sans doute avant une phase sèche (3000 – 4000 BP). Le recouvrement du relief (incluant le lit des rivières actuelles) par le limon jaune, implique effectivement une relative immobilité du réseau hydrographique et un régime de précipitations très réduit, voire inexistant. δ13C vs PDB ‰ (± 0.1)

Activité 14C pCM

FRA_CH1

-26.7

51.8 ± 0.3

Age 14C conventionnel ans BP (± 1 σ) 5290 ± 40

FRA_CH1

-

-

-

FRA_CH2

-26.9

10.8 ± 0.3

17800 ± 70

FRA_CH3

-26.6

6.1 ± 0.1

22490 ± 70

ECH.

Age estimé en années calendaires (2s, 95% proba) 4230 – 4030 Cal BC (0.93) 4020 – 3990 Cal BC (0.07) 19420 – 18720 Cal BC (1.00) Hors calibration

Tableau 42. Résultats de datations par la méthode 14C de fragments de bois calcinés échantillonnés dans la Stone line. L’âge conventionnel (en BP) est déterminé à partir de la mesure de l’activité du 14C normalisée et corrigée. La période du 14C est prise égale à 5568 ans. L’âge en années calendaires (BC = avant J.C.) est estimé à partir d’une calibration historique des fluctuations du 14C et la période donnée correspond à la(les) zone(s) d’âge dans laquelle la probabilité de trouver l’activité du 14C observée est de 95%. Deux zones d’âge satisfont ces conditions pour l’échantillon FRA_CH1. En résumé, La Stone line est une brèche polygénique issue du remaniement extrêmement vigoureux de blocs rocheux initialement situés au toit d’un profil d’altération. Ce remaniement semble avoir affecté l’ensemble du territoire gabonais et a été suivi du dépôt d’une couche immuable de limon jaune. Il suppose une phase d’intense hydrodynamisme qui serait intervenue autour de 5000 BP, dans le cours d’une période humide, mais antérieurement à une phase sèche ayant permis le dépôt du limon sus-jacent. L’incision de ce dernier par le réseau hydrographique traduirait le retour aux conditions humides actuellement observées. Celles-ci s’avèrent inaptes à remettre en mouvement la Stone line dont nous attribuons la genèse à une crise climatique majeure d’âge quasi-historique.

Limons éoliens (~ 30 000 BP à sub-actuel) Caractères généraux Nous désignons comme « Limons éoliens » la formation superficielle dite de « l’Horizon de couverture », qui constitue l’entité géologique la plus constante du Gabon (cf. supra). Notre appellation présuppose une interprétation de cette formation comme un « dépôt », en rupture avec les modèles antérieurs, où elle est supposée être une altérite plus ou moins remaniée (ex. Edou Minko et al., 1992). Ce point appelle de notre part une argumentation détaillée que nous développons ci-dessous. Cette question est d’autant plus importante que l’analyse

268

géochimique multi-élémentaire de cet horizon est la méthode clé de l’exploration tactique. Celle-ci suppose un héritage du substratum dans la couche de surface, qui est effectivement observé. Néanmoins, ce fait ne doit pas masquer les arguments ci-après en faveur du caractère fondamentalement allochtone de l’Horizon de couverture. Des modèles seront donc à imaginer dans l’avenir qui concilient les deux faits apparemment contradictoires : héritage chimique et origine allochtone. Un caractère essentiel de cette formation est son ubiquité : sur la presque totalité du Gabon, la surface terrestre est occupée par un matériau jaune à orangé, d’aspect souvent très homogène, que le touché révèle comme de grain très fin, mais incluant une fraction sableuse subordonnée. Des bonnes illustrations en sont founies par les Photos 19, 21, 24 et 30 précédentes. D’autres photos ci-dessous rappellent un point souligné précédemment : aujourd’hui, cet horizon est fréquemment en voie d’érosion ;

• il est incisé par le réseau hydrographique actuel (Photos 34 et 30) ; • il tend à être remobilisé sur les pentes (Photo 35). Ce point avait été noté de longue date par certains géologues qui attribuaient les dépôts sableux blancs des marigots actuels à l’éluvionnement des formations argilo-sableuses de surface (Beaujour, 1971).

Photo 34. Incision de l’Horizon de couverture par le réseau hydrogaphique actuel, flanc occidental du socle Ouest-Gabonais (région de Fougamou). L’ubiquité de l’horizon de recouvrement pose le problème de sa représentation cartographique. Le choix a été fait de le faire apparaître dans les secteurs où sa présence détermine un élément morphologique particulier. Une telle situation ne semble s’observer que dans la partie centrale du Bassin Côtier (feuilles Fougamou et Tchibanga ; Thiéblemont et al., 2009d ; Goujou et al., 2009), où il constitue un plateau surmontant la paléosurface oligocène de 20 à 40 m (cf. supra). Ce plateau est parcouru d’entailles qui traduisent son érosion par les rivières. Cette incision atteint l’ensemble du plateau et le réseau hydrographique actuel circule vers 40 m d’altitude, au toit de la paléosurface oligocène.

269

Photo 35. Erosion de l’Horizon de couverture sur les flancs d’une colline, plaine de Tchibanga, piémont oriental du Mayombe. L’épaisseur commune de l’Horizon de couverture, telle qu’elle apparaît sur des photos précédentes, est généralement de l’ordre de 1 ou 2 mètres, mais atteint plus de 5 mètres sur des affleurements décrits lors du projet SYSMIN. Un forage réalisé dans la partie centrale du Bassin Côtier (Arnould, 1966), près de la limite avec le socle Ouest-Gabonais, met en évidence une couche de recouvrement argilo-sableuse à sableuse pouvant atteindre une dizaine de mètres, passant vers le bas sur environ 5 m, à un mélange entre ce matériau et des blocs latéritiques, puis sur environ 10 m, à un horizon à blocs latéritiques cimentés par des grès ocres argileux (Stone line). Ce forage est implanté sur la pente des plateaux décrits plus haut. Au sommet de ces derniers, vers 85 m d’altitude, l’épaisseur de limon pourrait donc atteindre une quarantaine de mètres. Différentes photos (Photos 19, 24, 27 et 28 par exemple) mettent en évidence un point essentiel de l’Horizon de couverture : sa présence en surface est indépendante de la nature du substratum qu’il surmonte. Lorsque la Stone line est présente, il recouvre l’Horizon bréchique avec lequel il tend à se mélanger vers le haut, voire à alterner avec lui (Photo 25). On le trouve également au toit des formations sableuses pliocènes (Photo 19) ou posé directement sur un substratum non altéré (Photo 24), dont la surface montre des figures d’érosion mécanique (gouges, cupules, etc.). Un autre élément caractéristique de l’Horizon de couverture est la présence, en son sein, de blocs rocheux isolés de dimensions parfois considérables (plurimétriques). Ces roches, très dures et souvent ovoïdes ou fusiformes (boulders), se retrouvent localement au bord des routes, là où les travaux ont nécessité leur excavement (Photo 36). Il peut s’agir d’éléments de socle (granite, amphibolite, etc.) ou de latérites (Photo 37). Leur occurrence au sein du limon jaune apparaît clairement sur les tranchées routières et certaines sont tout à fait étrangères au substratum local (boule d’amphibolite sur le Crétacé du Bassin côtier par exemple).

270

Photo 36. Boule fusiforme de gneiss migmatitique très dure sortie de l’Horizon de couverture lors de travaux sur l’axe Mouila – Fougamou. Sous le limon jaune et la Stone line, le substratum rocheux est constitué par les carbonates du Groupe Schisto-calcaire.

Photo 37. Bloc de latérite inclus dans l’Horizon de couverture « planté » au toit d’une stone line à « grenaille » de latérite.

271

Des analyses granulométriques ont été effectuées sur quatre fractions de limon échantillonnées à différents niveaux d’un même affleurement (localisation indiquée sur la Photo 21) (Tableau 43). Elles mettent en évidence un matériau très fin et homogène. Dans la partie basale, deux échantillons prélevés à environ 50 cm d’écart montrent une très large prédominance (~ 72,5-73,5%) de particules très fines (± argiles ; Ø < 2µm) et des proportions quasi-identiques de limons (2 – 20 µm ; 12-13%), sablons (20 – 200 µm ; 1011%) et sables (> 200 µm ; 3-4%). Vers le haut, le matériau s’enrichit légèrement en particules intermédiaires au détriment des argiles (< 2 µm ; 68,6%), tendance qui s’accentue vers le sommet (< 2 µm ; 55%), avec une très légère augmentation de la fraction sableuse (> 200 µm ; 5,4%). TOPO

EchantilLon

< 2 µm

2-20 µm

HAUT

BOOU0101D BOOU0101C BOOU0100B BOOU0100A

54,96 68,64 73,44 72,67

18,58 13,76 10,37 11,37

BAS

20-200 µm 21,11 14,55 12,99 11,95

> 200 µm 5,35 3,02 3,18 4

Tableau 43. Analyses granulométriques sur des échantillons prélevés successivement à quatre niveaux d’un même affleurement. Deux analyses géochimiques ont été réalisées, l’une sur un limon prélevé dans la région de Mayumba, et l’autre sur un limon de la région de Franceville (Tableau 44). Ces deux échantillons proviennent de deux régions très distantes, respectivement à l’ouest et l’est du Gabon. Les deux compositions sont essentiellement siliceuses (SiO2 = 70,7 – 82%), assez alumineuses (Al2O3 = 8,6 – 11,5%) et plus ou moins ferrifères (Fe2O3t = 2,3 – 5,5%). Elles sont compatibles avec une composition minéralogique associant des phases siliceuses (quartz) et silico-alumineuses (kaolinite, gibbsite), du fer (goethite) et du mica blanc (muscovite ; K2O = 0,6% dans un échantillon) telles que reportées par Edou Minko et al. (1992) dans la région d’Ovala. Cette composition est typiquement « altéritique » et suggère une origine altéritique « ultime » pour l’Horizon de couverture (altérite déplacée par érosion et transport éolien, cf. infra).

272

ECH N°

MAY 0814A

FRA 0700

SiO2 (%) TiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P 2 O5 PF TOT

70,68 1,05 11,54 5,51 0,010 0,16 0,02 0,06 0,60 0,01 6,29 95,93

82,03 0,39 8,62 2,34 0,006 0,11 0,04 0,09 0,16 0,02 4,44 98,24

Cs (ppm) Rb Ba Sr U Th Ta Hf Zr Sc Co Cr Ni La Ce Nd Sm Eu Tb Yb As Br Mo Sb W Zn Au (ppb)

2,64 30,4 195 14 0,189 12,79 1,33 8,53 314 11,4 1,71 66 9,7 13,73 17 5,6 1,02 0,27 0,218 1,37 3,1 11,6 2,35 0,22 0,91 17 10,2

Tableau 44. Analyses chimiques de deux échantillons de limon jaune prélevés dans les régions de Mayumba (MAY) et Franceville (FRA). Des datations radiochronologiques par la méthode d’échantillon :

14

C ont été effectuées sur deux types

• un fragment de bois carbonisé taille pluricentimétrique localisé dans le 1/3 inférieur de la couche limoneuse, à environ 50 cm sur la Stone line ;

• des fragments de bois carbonisés millimétriques à centimétriques formant un lit discontinu à une quinzaine de centimètres sous la surface. Des âges étonnament jeunes ont été obtenus (Tableau 45) soit, en années calendaires : ~ 1250 (~ 700 BP) pour l’échantillon le plus profond et ~ 1780 (~ 170 BP) (probabilité

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maximale) pour les fragments superficiels, qui sont néanmoins cohérents avec l’âge à ~ 5500 BP obtenu sur des charbons remaniés dans la Stone line (cf. supra). ECH.

δ13C vs PDB ‰ (± 0.1)

Activité 14C pCM

57 - CR MIN0041A

-26.7 -29.4

90.7 ± 0.5 98.1 ± 0.5

Age 14C conventionnel ans BP (± 1 σ) 790 ± 40 160 ± 40

Age estimé en années calendaires (2s, 95% proba) 1170 – 1280 Cal BC 1660 – 1960 Cal BC

Tableau 45. Résultats de datations par la méthode 14C. L’âge conventionnel (en BP) est déterminé à partir de la mesure de l’activité du 14C normalisée et corrigée. La période du 14C est prise égale à 5568 ans. L’âge en années calendaires (BC = avant J.C.) est estimé à partir d’une calibration historique des fluctuations du 14C et la période donnée correspond à la(les) zone(s) d’âge dans laquelle la probabilité de trouver l’activité du 14C observée est de 95%. Parallèlement, les datations effectuées par thermoluminescence (Optically Stimulated Luminescence ou Luminescence Stimulée Optiquement) sur des échantillons de sables de la région de Franceville (D. Roberts, comm. pers.) mettent en évidence un âge mimimum de 20 000 BP pour des variétés gris orangé, avec une gamme globale s’étendant de ~ 90 000 à 20 000 BP (cf. supra). Par ailleurs, des vitesses de dépôt comprise entre 5 cm/ka (1 ka = 1000 ans) et ~ 80 cm/an (selon les sites de prélévements) sont obtenues pour la période 30 000 – 20 000 BP. Dans l’état actuel des connaissances, il nous semble probable que le dépôt des limons jaunes soit intervenu dès le Pléistocène et qu’elle s’est poursuivie jusqu’à une époque subactuelle. Dans la période récente (< 30 000 BP), la vitesse de dépôt pouvait être extrêmement rapide, jusqu’à ~ 80 cm/an d’après les datations par thermoluminescence, voire plus d’après les datations 14C. L’événement Stone line serait intervenu dans le cours de cette période.

Origine L’Horizon de couverture est classiquement désigné comme un « latosol », et représente effectivement la couche superficielle dans laquelle est implantée la forêt. En tant que sol, cette formation est supposée avoir une origine unique : l’altération du substratum en climat équatorial. En tant que dépôt, sa constitution en une entité lithostratigraphique découle de deux éléments :

• l’apparente homogénéité de son aspect ; • son calage stratigraphique qui situe son dépôt entre celui de la Stone line (cf. supra) et le Sub-actuel. Notre interprétation a donc natuellement conduit à figurer l’Horizon de couverture comme une entité géologique dont une origine éolienne nous semble la plus probable, par défaut d’une autre origine possible. Une remise en cause importante de l’origine strictement altéritique a découlé de la présence d’une industrie lithique au sein de la Stone line (cf. supra), et par conséquent, entre le substratum et l’Horizon de couverture. L’existence de ces outils, initialement envisagée par Collinet (1967), puis largement confirmée par Schwartz (1996), conduit ce dernier à envisager une origine au moins partiellement allochtone. L’auteur considère que la formation de l’Horizon de couverture est liée à la « conjonction de phènomènes biologiques et mécaniques : remontées de matériaux fins par les termites, et épandage le long des versants

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par des phènomènes érosifs ». Une origine « altéritique » est attribuée aux matériaux de recouvrement, mais leur position actuelle suppose un transport « vers le haut » (action des termites) et « sur les côtés » (étalement). L’ « hypothèse termites » a été proposée de longue date, très promptement combattue, mais régulièrement remise au goût du jour. Les caractères propres à l’Horizon de couverture : (1) épaisseur ; (2) âge très récent ; (3) homogénéité, etc., constituent de sérieux obstacles. Plus généralement, l’hypothèse d’un déplacement de l’Horizon de couverture postérieurement à sa formation ne nous semble pas envisageable. Quel que soit l’agent à l’origine de ce mouvement, celui-ci devrait induire une ségrégation minéralogique avec départ très rapide des particules fines (Tableau 43), et sédimentation de la fraction sableuse. Ce processus s’observe au pied des talus de limon, où seuls subsistent des sables blancs. L’érosion par l’eau produit un tri instantané du fait des très faibles tailles et densité de la plupart des particules. Les alluvions sableuses des marigots actuels sont supposées avoir la même origine (Beaujour, 1971). L’étalement granulométrique et son homogénéité verticale décrits plus haut nous semblent clairement incompatibles avec l’hypothèse d’une remobilisation locale. Le limon jaune se présente comme un matériau déposé en masse et qu’aurait alimenté un flux constant de particules de tailles variables d’origine plus ou moins lointaine. Ceci nous conduit à attribuer une origine éolienne à l’Horizon de couverture d’où découle l’appellation de « Limons éoliens » adoptée dans la présente carte.

Formations côtières : dunes et paléodunes en voie de végétalisation Ces formations dunaires ont été représentées le long de la côte entre la Pointe Panga (NW Mayumba) et Gamba. Leur contour cartographique a été établi d’après l’image Landsat, qui révèle de très nets alignements de dunes parallèles à la côte, plus ou moins envahis par la forêt. Nous avons pu observer cette colonisation du sable par la forêt dans le secteur de Mayumba, lors d’une remontée en pirogue, faite en 2007 (Thiéblemont et al., 2009b), jusqu’à l’embouchure de la lagune Banio. Ce même itinéraire nous a permis de constater, par comparaison entre nos données GPS et l’image Landsat millésimée 2000, que l’extrémité de la flèche sableuse qui limite à l’Ouest la lagune Banio, était située 1,7 km plus au Sud en 2007 qu’en 2000.

Formations alluviales : graviers, sables, argiles Les dépôts alluviaux sont quasiment inexistants sur le socle gabonais, mais s’étalent largement sur la plaine côtière le long du cours de l’Ogooué et sur le pourtour de l’estuaire de Libreville. Cette différence révèle un contraste majeur de morphologie. Au sein du socle, les rivières montrent un encaissement toujours marqué et les alluvions sont quasiment circonscrites aux lits vifs, sans possibilité d’être fixés sur des terrasses. La seule exception s’observe sur le bassin de la Djoua (NE-Gabon), où une morphologie très plate a permis le développement de vastes surfaces alluvionnées. Sur le Bassin Côtier, de larges zones montrent un relief quasi-inexistant. Ces zones plates sont héritées de la paléosurface oligocène (cf. supra), actuellement recouverte par la stone line latéritique. Les rivières entaillent cette paléosurface en provoquant une érosion des berges et la chute desblocs latéritiques. Elles ont permis le dépôt, sous la paléosurface, de larges nappes sableuses et la création de nombreux lacs (région de Lambaréné) à sédimentation argileuse. Les alluvions des lits vifs sont essentiellement des sables et plus rarement des graviers, vers l’amont des rivières. Au plus haut des bassins versants, les alluvions sont généralement des

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sables blancs, couvrant le fond des marigots, issus de l’éluvionnement des limons de couverture (Beaujour, 1971). Dans les lits majeurs des grandes rivières, les alluvions des lits vifs forment de vastes nappes en perpétuelle mouvement qui tendent à émerger à la saison sèche. Des puissances plurimètriques sont estimées pour de telles nappes (Chevallier et al., 2002). Dans l’intérieur du pays, elles fournissent la principale réserve de sable ; elles sont fréquemment exploitées de façon artisanale, par plongée à pied, fournissant des rendements dérisoires. Un dernier trait caractéristique du réseau hydrographique « amont » du socle gabonais est l’érosion mécanique toujours intense des lits rocheux, lorsque ceux-ci sont visibles. Ces lits sont systématiquement parsemés de blocs rocheux hérités de la Stone line. Sous ces blocs, les figures d’érosion sont variées :

• surfaces intensément polies et sculptées (Photos 38 et 39) ; • surfaces polies et striées (Photo 40) ; • figures en « coups de gouge » (Photo 41) ; • marmites de géants (Photo 42). Ce phénomène d’érosion mécanique n’est pas propre aux lits des rivières et les surfaces rocheuses libres montrent fréquemment un très beau poli, des surfaces moutonnées, voire striées (Photo 43). De telles figures ont également été observées sur les surfaces rocheuses couvertes par l’Horizon de couverture (région de Mitzic). Nous considérons que ces figures se sont créées lors de l’intense phase d’érosion responsable de « l’événement Stone line ».

Photo 38. Quartzites intensément polis sur le lit de la rivière Poubara (saison sèche), région de Franceville.

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Photo 39. Exemple d’un lit rocheux montrant une intense érosion mécanique, région de Lébamba (poli, gouges etc.).

Photo 40. Exemple d’un lit rocheux (saison sèche) grossièrement strié, région de Lébamba.

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Photo 41. Lit rocheux montrant des figures en « coups de gouge », région de Franceville.

Photo 42. Marmites de géant (saison sèche) sur le lit rocheux d’une rivière de la région de Lébamba.

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Photo 43. Plan rocheux montrant une intense érosion mécanique (stries, cannelures). Formations carbonatées néoprotérozoïques du Groupe Schisto-calcaire, région de Tchibanga.

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Historique des principales activités minières au Gabon

Activités antérieures au 20ème siècle Les traces d'anciennes fonderies marquées par des tas de scories et datant de plusieurs siècles sont parfois présentes. Il existe également des traces d’anciennes exploitations d’or alluvionnaire sur les sites de Kolissen et d’Etéké. La fin du 19ème siècle est marquée par le début de l’activité des « géologues pionniers » commençant l’exploration du pays même dans les parties les plus éloignées, avec la première découverte de minerais de fer de la région de Bélinga et de manganèse de la région de Franceville.

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Activités comprises entre le début du 20ème siècle et les années soixante Jusqu’en 1960, les recherches menées par les géologues du Service Géologique de l’AEF, puis par ceux du Bureau Minier de la France d’Outremer (BUMIFOM), se sont déployées dans tout le pays, avec la mise en évidence de nombreux indices minéraux. Les recherches ont principalement concerné l’or, le fer, le diamant, le manganèse et le cuivre. La mise en évidence d’indices prometteurs a généré une activité de prospection importante par des groupes industriels, avec deux pics d’activité, le premier dans les années trente et le deuxième dans les années cinquante. La découverte d’indices bitumeux a entraîné une première prospection du Bassin Côtier dans les années trente. A la suite des premières découvertes économiques dans les années cinquante, l’exploration s’est systématisée et a été à l’origine des principales découvertes « on shore » dans les années soixante. A partir des années trente, des sociétés privées ont recherché et exploité l’or. Dans la région de Lambaréné, des filons aurifères et des placers ont été exploités à partir de 1937. A la même période, l’exploitation a débuté dans la région d’Etéké, ainsi que dans les placers des secteurs de N’Djolé, Ngounié, Ivindo, etc. Cette activité s’est poursuivie jusque dans les années cinquante, à partir desquelles l’activité a décliné. On estime la production totale, essentiellement alluvionnaire, à 40 tonnes. C’est au cours de l’exploitation d’or alluvionnaire, que les premiers diamants ont été découverts. Le diamant ne sera vraiment prospecté qu’après la dernière guerre mondiale, conduisant à la découverte des placers de Makangonio. Au début des années cinquante, la prospection systématique du manganèse, à partir d’indices déjà connus, a entraîné la découverte du gisement de Moanda, puis sa mise en exploitation en 1961. Dans la même région, la découverte du gisement d’uranium de Mounana a eu lieu en 1956.

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Activités comprises entre les années soixante et quatrevingt dix La Direction Générale des Mines et de la Géologie (DGMG) a été créée en 1960, avec pour mission d'effectuer des levés géologiques à 1/200 000 et des prospections générales. Elle a également effectué des travaux de prospection plus détaillés et des études d'indices, dans le cadre de syndicats de recherche. A partir de 1960, le BRGM est intervenu sur des travaux de cartographie et de prospection, réalisés dans le cadre de conventions de coopération et d’accords bilatéraux. Dans ce cadre commun, furent effectués différents travaux de cartographie et de prospection, dont ceux visant à faire un inventaire systématique des degrés-carrés situés sur le trajet du chemin de fer « Transgabonais » (Projet « Voie ferrée »). Durant cette période, l’exploitation des ressources naturelles s’est développée, avec en tout premier lieu la très forte progression de l’exploitation d’hydrocarbures « on shore » et « off shore », culminant en 1985 avec la découverture du gisement de Rabi (175 Mt), ceci pour atteindre en 1997 une production de 18,45 millions de tonnes. A la suite de travaux de prospection réalisés dans les années cinquante, le Commissariat à l'Energie Atomique (CEA), puis la COGEMA à partir de 1961, ont réalisé la mise en exploitation du gisement d’uranium de Mounana, tout en poursuivant la prospection, permettant la découverte de nouveaux gisements satellites. L’exploitation, par la COMUF, s’est poursuivie jusqu’en 1999, interrompue en raison de l’épuisement des réserves, après presque vingt années de production. Le gisement de manganèse de Moanda, exploité à partir de 1961 par la COMILOG, est l’un des principaux au monde. Il est toujours exploité et possède plusieurs dizaines d’années de réserves de minerais à forte teneur. L’évacuation du minerai, d’abord réalisée par le Congo, se fait actuellement par le chemin de fer transgabonais. L’important programme de cartographie, de prospection et d’inventaire minier du projet « Voie ferrée » a été réalisé au cours de neuf campagnes de terrain. Parallèlement, des travaux intégrant différents partenaires ont été réalisés dans le cadre de syndicats de recherches. Ils ont porté sur différents thèmes dont certains ont été mené à des stades très avancés (Syndicat Kroussou, Or Etéké, Talc Nyanga, etc.). La mise en exploitation du gisement de Bélinga, gisement de fer de classe mondiale, a été envisagée depuis les années soixante par la SOMIFER (consortium de compagnies minières et d’investisseurs) et longtemps retardée, en raison d’un problème d’infrastructures. En effet, le projet nécessite plus de 240 km de voie ferrée et les cours du fer, peu porteurs jusqu’au début des années 2000, ne permettaient pas la mise en route d’un tel projet.

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Développements récents durant les années quatre-vingt De manière globale en Afrique, les années quatre-vingt dix se sont caractérisées par un développement très important de prospection des minéralisations aurifères, par des compagnies « junior ». Cet effort s’est peu ressenti au Gabon, probablement en raison des difficultés d’accès aux secteurs présentant le meilleur potentiel. A partir de 2003, le boom des matières premières a fait repartir l’activité d’exploration et rendu attractif certains sujets, en particulier le projet d’exploitation du gisement de fer de Bélinga, actuellement en cours de développement. Les autres activités ont concerné :

• La mise en évidence, à Bakoudou, de ressources en or d’un niveau économique, par les sociétés Searchgold et Managem ;

• L’intérêt de la société Vale, puis de BHP-Billiton (Somancor manganèse), pour le gisement de manganèse d’Okondja ;

• Les travaux de préfaisabilité pour le gisement de manganèse de Bembélé, par le groupe chinois CICMH (compagnie ind. et comm. des mines d’Houazou).

• La reprise de la prospection pour or dans les régions de N’Djolé, Mitzic et Oyem, par la société Dome Venture ;

• La reprise de la prospection pour or dans la région d’Etéké, par la société Managem ; • La reprise de la prospection de l’uranium de Franceville, par la société AREVA ; • L’évaluation des ressources en potasse du Bassin Côtier, par la société RioTinto ; • La prospections pour le diamant, par les sociétés De Beers, Motapa et Southern Era ; • La prospection d’objectifs de type Ni-Cu-Co-EPG (platinoïdes) de la région de Kango, par la société Lonmin. Les principaux résultats géologiques et métallogéniques ont été synthétisés, à l’occasion d’un projet associant le CGS (Council for Geosciences of South Africa) et la DGMG, sous la forme de deux monographies publiées en 2001 (Martini et Makanga, 2001) et 2002 (Chevallier et al., 2002), par la DGMG;. Ces monographies accompagnent la « Carte Géologique de la République Gabonaise » (Thomas et al., 2001) et la « Carte Métallogénique de la République Gabonaise » (Martini et Makanga, 2001) à 1/1 000 000.

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Ressources minérales encaissées dans l’Archéen

Généralités Le fer constitue la principale ressource associée au socle archéen du Gabon. A l’échelle du pays, le district le plus important est celui de Bélinga, situé au NE, et qui se prolonge au Congo (Monts Avima) et au Cameroun (district de Mbamam). L’association fer/Archéen découle de l’abondance, dans les terrains archéens, de formations volcano-sédimentaires de type « greenstone belt », associant des roches volcaniques et des quartzites ferrugineux de type BIF. Au Gabon, il s’agit du Groupe de Bélinga, à large répartition géographique, mais dont seules les unités peu métamorphiques semblent fournir des gisements importants. A l’échelle globale, les gisements gabonais peuvent se comparer à d’autres occurrences majeures, telles le district de Kribi au Cameroun, les gisements de l’Est de la RDC ou ceux du « Quadrilatère Ferrifère », au Brésil. En Afrique de l’Ouest, les districts majeurs de Zouérate (Mauritanie) ou du SE de la Guinée (Monts Nimba et Chaîne du Simandou), sont également issus de BIF, mais l’âge des terrains est ici paléoprotérozoïque et non archéen. Une autre ressource encaissée dans le socle archéen du Gabon est représentée par le diamant, sous forme de nombreux indices disséminés dans deux provinces principales : Mitzic au Nord et Makongonio au Sud, qui n’ont pas, jusqu’à présent, donné lieu à une exploitation autre qu’artisanale. Un âge mésoarchéen est établi pour les gisements de la région de Mitzic, dont les diamants sont associés à des kimberlites métamorphisées et déformées (d’où l’appellation de « métakimberlites ») datées à 2848 ± 8 Ma (cf. supra). Cet âge situe leur mise en place vers la même époque que le Groupe de Bélinga, suggérant une relation possible entre l’extension de la fin du Mésoarchéen et le magmatisme kimberlitique. Des indices diamantifères en roche sont également signalés par SouthernEra dans la région de Makokou, néanmoins, la plupart des indices du Gabon sont de type alluvionaire, et sans lien évident avec des kimberlites. Symétriquement, des occurrences ponctuelles de kimberlites (ou roches supposées telles) sont décrites dans différentes régions, dont les ages sont mal connus. Dans une perspective globale, l’âge mésoarchéen des métakimberlites de Mitzic apparaît plutôt singulier, les principales périodes de mise en place de kimberlite en Afrique étant plus récenets (surtout mésozoïque, cf. infra). Néanmoins, l’association privilégiée entre diamant et socle archéen est plus « mécanique » que stratigraphique. Elle découle des conditions particulières de genèse des magmas kimberlitiques, qui nécessitent des pressions très fortes (> 4 GPa) et de hautes températures (maximum ~ 1350°C). Ces conditions imposent que la séparation entre le manteau asthénosphérique source et les magmas kimberlitiques se produise à haute pression, situation rendue possible par l’existence d’une lithosphère particulièrement épaisse (couramment > 150 km) à l’aplomb de nombreux cratons archéens. Une fois produits à la base de ces cratons, les magmas kimberlitiques, riches en potassium et fluides (H2O, CO2) et très mobiles, sont susceptibles de remonter vers la surface le long de failles d’échelle lithosphérique. Au sein d’un même craton, la production des magmas kimberlitiques peut donc intervenir à différentes époques, en liaison avec des phénomènes distensifs. Au Brésil (région de Lençois-Chapada Diamantina), des diamants sont associés à des kimberlites, d’âge varié : mésoprotérozoïque et néoprotérozoïque, pour une part, mais principalement mésozoïque (Trias, Jurassique et Crétacé supérieur) (Brito Neves et al., 2006). C’est surtout au Mésozoïque, en relation avec la fragmentation du Gondwana et l’ouverture de l’Atlantique, qu’a eu lieu la période principale d’intrusion de kimberlites à l’origine de nombreux gisements

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d’intérêt économique, tels ceux d’Afrique de l’Ouest (Libéria, Sierra Leone etc.), d’Angola ou Namibie. Notons finalement que la mise en évidence de kimberlites ne suffit pas à établir une ressource puisque, seule 1 kimberlite sur 10 est diamantifère et 1 sur 100 économique (Jébrak et Marcoux, 2008). Dans la plupart des districts gabonais, la présence de diamant dans les alluvions ne peut être mise en relation avec des occurrences connues de kimberlites. Dans ce cas, la source kimberlitique peut être supposée distale, la présence de diamant résultant de phases successives de préconcentration, impliquant une libération du diamant initial par érosion d’une kimberlite, puis dépôt au sein de formations détritiques (paléoplacers, conglomérats) jouant le rôle de « relais » pour la ressource en diamant. De telles formations témoignent de phases d’intense érosion mécanique, susceptibles d’intervenir à différentes époques dans l’histoire du craton, et particulièrement lors des périodes glaciaires. Néanmoins, la ressource en diamant dépend de l’existence, à l’amont des formations détritiques, d’une roche-hôte primaire. En RCA et RDC, des diamants alluvionnaires sont en relation avec des paléoplacers de différents âges, dont les principaux sont déposés sur une paléosurface d’âge supposé crétacé supérieur. Outre le fer et le diamant, l’Archéen du Gabon montre des occurrences significatives d’or, à l’origine d’une importante activité artisanale (secteurs de Ndangui, Minkébé et Bélinga, en particulier) et dont un gîte en roche est en cours de développement (Bakoudou). Ici comme au Congo (région des Monts Avima et de Mayoko), l’or est étroitement associé aux ceintures de roches vertes à BIF, qui peuvent être intensément déformées, comme dans le sud du Gabon (région de Koulamoutou). Contrairement au fer, dont l’origine est strictement sédimentaire (association avec des quartzites), l’or est fondamentalement secondaire, sa concentration dans les formations à BIF découlant d’une remobilisation par des processus hydrothermaux synchrones de la déformation et du métamorphisme néoarchéens (~ 2750 Ma), ou du plutonisme ultérieur (~ 2700 Ma). Par leur âge, leur type d’encaissant et leur morphologie, montrant des structures plus ou moins pentées, les minéralisations aurifères du Gabon évoquent celles de districts importants du NE de la RDC ou de RCA. En RDC, les minéralisations de la région de KiloMoto (potentiel de 300 tonnes) sont associées à des « greenstones belts » métamorphiques à BIF du même âge que celles du Gabon. Le minerai est localisé dans des veines de quartz recoupant une formation gneissique hydrothermalisée (gisement de Kilo) (Lavreau, 1973 ; anglogoldashanti.com, 2008), ou disséminé dans des BIF (gisement de Moto) (Vincent, 1971 ; Milesi et al., 2006). En RCA, un gisement d’un potentiel supérieur à 30 tonnes a été récemment identifié à Passendro, dans la ceinture de Bambari (axmininc.com). Au Brésil, les importants gisements du « Quadrilatère Ferrifère » (Morro Vehlo > 470 t, Cuiba > 180 t, Raposos > 50 t) sont principalement encaissés dans des formations à BIF (Zappetini et al., 2005) comparables à celles du Gabon. Le socle archéen du Gabon contient aussi quelques indices de Cu-Mo ou Mo-Au, en liaison avec de petits stocks granitiques monzonitiques et syénogranitiques rattachés à l’épisode de granitisation néoarchéen, ainsi que de nombreuses occurrences de Pb, Nb-Ta, REE (terres rares), Sn et W décelées par les prospections stratégiques. Un dernière ressource encaissée dans le socle archéen du Gabon est représentée par les indices de Ni-Cu sulfurés et platinoïdes associés aux péridotites, pyroxénites et gabbros cumulatifs de la suite de Kinguélé, d’âge néoarchéen probable (cf. supra) A l’échelle mondiale, les gîtes de Cr, Ni-Co, Ni-Cu sulfurés et PGE (« Platinium Group Elements » ou platinoïdes) encaissés dans les terrains archéens sont généralement associés à des ceintures de roches vertes ou à des corps mafiques à ultramafiques (dykes et sills

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différenciés, complexes stratifiés). Les indices de Kinguélé correspondent au second type. Des ressources de ce type importantes sont connues au Brésil (nord du Craton de SaoFrancisco), où des sills ultramafiques montrent des gisements de chromite (Jacurisi, 10 Mt @ 30% Cr2O3), ainsi que des minéralisations de type Ni-Cu sulfurés (Caraiba, 95 Mt @ 17% Cu). Au Cameroun, les gisements à Ni-Co latéritique de la région de Lomié (240 Mt @ 0,6% Ni et 0,3% Co, Geovic Cameroon S.A.) sont issus d’une concentration secondaire des métaux induite par l’altération des olivines. L’association entre roches ultramafiques et ressources en Ni, Cu, Cr, Co ou platinoïdes est fondamentalement liée à la composition des magmas originaux, particulièrement riches en ces éléments. La genèse des minéralisations peut découler soit de processus de différenciation au sein des chambres magmatiques, soit de contamination par l’encaissant lors de l’émission des laves. Le premier correspond aux grands complexes stratifiés de type Bushveld (Afrique du Sud), le second, à des séries volcaniques komatiitiques épanchées sur un substratum continental (Kambalda, Australie). Dans les deux cas, un enrichissement du magma en soufre issu de l’encaissant crée les conditions favorables à une minéralisation, en abaissant la solubilité des éléments métalliques et la formation de gouttelettes immiscibles de sulfures qui piègent le nickel, le cuivre et les platinoïdes. Dans les complexes stratifiés peuvent également exister des ségrégations magmatiques de minéraux cristallisant précocement. Il s’agit, d’une part, de la chromite et, d’autre part, de concentrations à magnétite, souvent vanadifère, et à ilménite.

Ressources minérales associées à la période d’extension et de rifting de la limite Méso- à Néoarchéen Minéralisations liées au dépôt des ceintures de roches vertes (sillons volcano-sédimentaires du Groupe de Bélinga, entre 2870 et 2750 Ma) Fer Les principaux gisements de fer archéens du Gabon sont localisés au NE, dans le district de Bélinga et sont liés aux BIF (ici peu métamorphiques) du Groupe de Bélinga. D’autres gisements importants sont en relation avec des ceintures de roches vertes plus métamorphiques et plus discontinues, telles celles de Lobi-Lobi, Ngama-Mébaga, Méla, Baniaka, Koumbi-Magnima et Minvoul. District de Bélinga, au voisinage de la faille de la Nounah Le district de Bélinga (degrés-carrés de Mékambo, Batouala, Makokou, Minkébé) comprend le gisement principal de Bélinga et d’autres gisements moins importants : Boka-Boka, Batouala et Minkébé. Le gisement de Bélinga est représenté par six crêtes dont la principale est celle de Babiel. Le potentiel total, incluant les minerais pauvres, dépasse largement le milliard de tonnes. Les réserves en minerais riches (> 60% Fe) sont de l’ordre de 600 Mt, avec 345 Mt de minerais peu phosphoreux (< 0,1% P) titrant 64% Fe (Martini et Makanga, 2001). Les crêtes minéralisées, souvent aigües, surmontent la plaine plusieurs centaines de mètres, et sont couvertes d’éboulis (Stone-line), apparentés aux « cangas ». Dans ces dernières, la présence de minerais recimentés par de la goethite peut constituer une ressource non négligeable. Les niveaux ferrugineux, qui forment le minerai primaire, consistent en une alternance de fines couches laminaires de quartz, de phyllites et d’oxydes de fer (hématite,

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magnétite ou goethite), avec des silicates et des carbonates, souvent intercalés avec des niveaux de schistes ferrugineux. La déformation liée à l’orogenèse néoarchéenne, a induit un écaillage et un plissement pluriphasé, à l’origine de redoublements tectoniques et d’un épaississement local du minerai. Ultérieurement, ce minerai primaire a subi un enrichissement essentiellement supergène, par élimination du quartz et autres silicates sous l’action prolongée des eaux météoriques, lui permettant ainsi d’aboutir à des teneurs dépassant 60%. Cet enrichissement superficiel peut affecter une tranche de terrains atteignant 100 m, avec une valeur moyenne de 60 m. Des gisements similaires mais plus petits que celui de Bélinga et variablement altérés en minerai riche, ont été explorés plus sommairement (Hudeley et Belmonte, 1970 ; Bedouret, 1971 ; Anonyme, 1970). Il s’agit des gîtes de Boka-Boka (194 Mt à 62% Fe), Batouala (117 Mt à 66% Fe) et Minkébé (60 Mt à 64% Fe). Gîtes de Baniaka, Koumbi-Magnima, Lobi-Lobi, Ngama-Mégaba, SW-Mitzic, Méla, Minvoul Les autres ressources en fer sont représentées par des BIF du même type que les précédents, mais portés à des niveaux métamorphiques plus élevés (mésozone), avec apparition locale de de biotite ou d’amphibole. Au SW, il s’agit des gîtes de Baniaka (degrécarré de Boumango), Koumbi-Magnima (degré-carré de Koulamoutou), Lobi-Lobi (degrécarré d’Okondja), situés au voisinage de failles d’orientation N-NE, satellites de la faille de l’Est-Gabon. Au NW, il s’agit des gîtes de Ngama-Mégaba (degré-carré de Mitzic), SWMitzic (degré-carré de Mitzic), Méla (degré-carré de Kango), situés au voisinage du cisaillement de Nkol. Au Nord, c’est le gîte de Minvoul (degré-carré de Minkébé), situé près du cisaillement du Nord-Gabon. Lorsque le métamorphisme s’accentue, le fin rubanement disparaît pour donner des niveaux plus épais à agrégats de magnétite en cristaux plus grossiers. Les ressources dépassent fréquemment la centaine, voire plusieurs centaines de millions de tonnes, en revanche les teneurs restent basses, de l’ordre de 30 à 40% Fe, ce qui nécessite un broyage fin et une séparation magnétique pour obtenir des concentrés dépassant 65% Fe. Ces teneurs primaires relativement basses traduisent des enrichissements supergènes limités, peut être en raison d’un métamorphisme plus inense rendant ces faciès moins altérables. A Lobi-Lobi, la minéralisation de quartzites à magnétite est formée de plusieurs bancs pluridécamétriques affleurant au sommet d’une série de micaschistes et d’amphibolites. Cet ensemble est surmonté par une série volcano-sédimentaire métamorphique (gneiss amphibolitiques, micaschistes feldspathiques à biotite, muscovite et gneiss leucocrates) à proximité d’amphibolites et d’ultrabasites (serpentinites, talcschistes à trémolite et chlorite). Les couches sont relativement peu pentées, simplement ondulées et les crêtes de la principale zone minéralisée correspondent à la terminaison d’une vaste gouttière synformiale. Des morphologies analogues, relativement horizontales, où les objets minéralisés correspondent à des replis synclinaux perchés ou à des surfaces structurales de flancs recoupés par la topographie, se retrouvent dans d’autres secteurs, par exemple à Baniaka et à Ngama-Mébaga. Ce dernier présente des altérations supergènes plus développées, avec des teneurs atteignant 60% Fe. A Méla (Mont M’bilan-Tchilembé), en bordure de la chaîne des Monts de Cristal, dans une région à relief très accentué, la minéralisation forme un niveau subvertical d’environ 50 m de puissance, encaissé dans des amphibolites. Il est constitué de quartzites à magnétite non altérée (martitisation très locale), qui présentent des teneurs voisines de 40% Fe, avec localement une magnétite mieux cristallisée qu’à Lobi-Lobi.

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Typologie des gisements Les BIF du Groupe de Bélinga sont associées à des roches variées : métavolcaniques (ultrabasites, métabasaltes, amphibolites), métasédimentaires (quartzites, métaconglomérats, schistes, paragneiss), dont la succession stratigraphique ne peut être établie que localement, mais dont les caractères généraux (géochimie des roches magmatiques en particulier) suggèrent une mise en place dans des domaines en extension (ritfs) ouverts au sein du craton archéen (cf. supra). Ceci rejoint les modèles courants de mise en place des ceintures de roches vertes archéennes (Condie, 2006). L’émission de laves ultramafiques (komatiites) y est souvent mise en relation avec l’action de panaches mantelliques, susceptibles de remonter vers la surface des portions très chaudes du manteau. Ce processus semble avoir opéré dans le cas du Gabon, puisque les roches ultramafiques du Groupe de Bélinga montrent des compositions cohérentes avec une origine volcanique (cf. supra). A l'échelle mondiale, les ceintures à BIF sont classiquement réparties en deux types, en fonction des gisements métalliques qu’elles renferment (Gross, 1980) :

• le « type Algoma », d’âge archéen à paléoprotérozozoïque, de lithologie variée et d’origine « volcano-sédimentaire », dont une caractéristique essentielle est la présence de sulfures précoces, parfois enrichis en métaux de base (Cu, Pb, Zn), en manganèse ou en or, et susceptibles de favoriser le piégeage des minéralisations aurifères, et de faciliter le développement de minéralisations à Ni-Cu sulfurés ;

• Le « type Lac Supérieur », caractéristique du début du Paléoprotérozoïque (Sidérien ; 2500-2300 Ma), dont l’abondance en fer est mise en relation avec le développement d’une atmosphère riche en oxygène. Ces dépôts, d’aspect varvé (fines alternances de niveaux riches en fer et de sédiments) à rubanés (Trendall, 1973), se seraient mis en place en bordure des cratons archéens, dans des domaines de plateforme continentale. La remontée cyclique d’eaux profondes chargées en fer réduit (Fe2+ soluble), vers un milieu oxygéné, aurait induit l’oxydation puis la précipitation du fer (Fe3+ insoluble). Ce mécanisme rendrait compte de l’aspect lité des dépôts, et d’une zonalité paléogéographique caractérisée par des oxydes proximaux, des carbonates plus distaux et la présence de Mn en périphérie. Au Gabon, l’association constante des BIF avec des volcanites mafiques à ultramafiques, leur âge méso- à néoarchéen et leur mise en place dans un milieu sédimentaire instable (conglomérats, sédiments terrigènes grossiers etc.), tend à les classer dans le « type Algoma ». Cette analogie rapprocherait les minéralisations des BIF gabonais des « minéralisations exhalatives » ; le dépôt du fer et de la silice serait lié à une sursaturation induite par l’activité volcanique et l’arrivée de fluides hydrothermaux, dans un milieu marin relativement profond, et non au développement d’une atmosphère riche en oxygène.

Eléments de gîtologie prévisionnelle Les BIF du Groupe de Bélinga constituent l’unique métallotecte du fer archéen du Gabon, néanmoins, le métamorphisme y est très variable : épizonal au NE (Bélinga, Mékambo) à mésozonal au Centre (Ngama-Mégaba, SW-Mitzic, Méla), au Sud (Baniaka KoumbiMagnima, Lobi-Lobi) et à l’extrême Nord (Minvoul). Cette diversité semble induire des potentialités distinctes selon les secteurs. Les ressources les plus évidentes (district de Bélinga) sont associées à des formations peu métamorphiques, ce qui suggère qu’une paragenèse de basse température et relativement hydratée (schiste vert) est plus favorable aux processus d’enrichissement supergène qu’une

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paragenèse peu (amphibole) ou pas (pyroxène) hydratée, de moyenne ou haute température (amphibolite, granulite). Les ceintures de roches vertes du Gabon sont connues de longue date, et la présente carte à 1/1 000 000 en illustre le grand éparpillement géographique. Une approche, complémentaire aux levés de terrain et tout à fait exhaustive, est fournie par les levés géophysiques aéroportés retraités ou effectués dans le cadre du projet SYSMIN. Le contraste des propriétés magnétiques du socle permet d’y circonscrir des zones d’anomalies attribuables à des formations ferrifères et/ou des roches mafiques à ultramafiques riches en minéraux magnétiques (Fig. 61). Relativement aux potentialités effectives des différentes ceintures, la synthèse à l’échelle 1/1 000 000 peut permettre une sélection assez « amont », basée sur le degré de métamorphisme. Les régions à faible métamorphisme semblent les plus propices au développement de puissantes zones d’altération supergène à haute teneur en fer. Ces secteurs se situent au nord de la zone de cisaillement de Nkol, dans un domaine où les ceintures n’ont pas été enfouies et métamorphisées par l’orogenèse néoarchéenne. Le potentiel en fer du NE du Gabon est connu et caractérisé, en particulier celui concernant le gisement principal de Bélinga, en cours de développement. Il existe dans la même région d’autres zones minéralisées dont la connaissance est moins avancée, mais qui présentent également un potentiel important. Mises à part les teneurs en fer, les paramètres économiques majeurs sont leur éloignement et leur accessibilité.

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République gabonaise Thématique Fer Anomalies magnétiques potentiellement associées à des quartzites à magnétite

Fig. 61. Anomalies magnétiques à relier à des formations ferrifères ou à des formations mafiques à ultramafiques. Les anomalies les plus fortes sont représentées en violet, sur un fond cartographique figurant la variation du gradient magnétique horizontal (intensité croissante du blanc vers le marron). Le réseau routier (traits rouges) et les indices de fer (points bleus) sont également indiqués.

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Ressources minérales liées à des roches d’affinité kimberlitique archéennes (métakimberlites de Mitzic - 2848 ± 8 Ma) ou plus tardives Diamant Les diamants du Gabon se répartissent en cinq districts d’importance inégale : Mitzic, Makangonio-Mbigou, Rié-Waka-Olavo, ouest des Plateaux Batékés et « contact soclePermien ». Seuls les placers de Makongonio, Mbigou et Waka ont été exploités (Martini et Makanga, 2001). La relation avec un magmatisme kimberlitique ne semble évidente que dans le district de Mitzic, dont les métakimberlites sont d’âge archéen, mais peut être envisagée pour l’ensemble des occurrences. La possibilité de kimberlites plus récentes n’est pas exclue. District de Mitzic, à l’intersection de la zone de cisaillement de Nkol, de la faille N-NE de l’Abanga et d’un faisceau de failles NW-SE Le district de Mitzic (degré-carré de Mitzic) renferme de très nombreux indices de diamants, ainsi que des dykes de roches ultramafiques talqueuses et micacées, d’affinité kimberlitique. Il se distingue également par la rareté des minéraux accompagnateurs (diopside chromifère, pyrope, ilménite magnésienne), à l’exception du spinelle chromifère. Les roches sources sont déformées et recristallisées, d’où l’appellation de « métakimberlites », et certaines sont diamantifères. L’origine kimberlitique apparaît clairement d’après les spectres de terres rares (Prian et al., 1998), en revanche la composition en éléments majeurs diverge fortement, probablement du fait des modifications induites par le métamorphisme. Ces roches se répartissent suivant un faisceau de dykes orienté NW-SE, direction de faiblesse réempruntée par des dolérites du Néoprotérozoïque (Prian et al., 1998). De nombreux travaux de prospection, visant à caractériser et cuber les concentrations alluvionnaires et à rechercher les sources primaires, ont été menés. Les résultats n’ont pas permis de définir des volumes suffisants pour une exploitation mécanisée. Le potentiel est de l’ordre de 160 000 ct, dispersé sur de nombreuses occurrences, dont la principale est le placer de Zomoko (potentiel entre 30 et 50 000 ct @ 0,5 ct/m3). La qualité des pierres est moyenne ; elles sont formées principalement de dodécaèdres dont le potentiel se répartit comme suit : qualité joaillerie - 25%, qualité industrielle – 25%, qualité board - 50%. Les métakimberlites de Mitzic sont attribuées à la limite Mésoarchéen - Néoarchéen. Des datations par la méthode U-Pb sur zircon, réalisées par la société De Beers (1998 - 2003), ont permis d’obtenir un âge à 2848 ± 8 Ma, interprété comme celui de la mise en place des dykes initiaux. Des âges à 2600 Ma et 2000 Ma ont été obtenus par la méthode 40Ar/39Ar sur amphibole et biotite, interprétés comme ceux de rajeunissement induits par les phases métamorphiques du Néoarchéen et du Paléoprotérozoïque (Henning et al., 2003, in Prian et al. 2009). Si l’on considère l’évolution géodynamique du Gabon déduite des résultats du projet SYSMIN (cf. supra), la mise en place des kimberlites aurait lieu pendant la période d’extension et de rifting à l’origine du dépôt des ceintures de roches vertes du Groupe de Bélinga. Leur métamorphisme serait la conséquence de leur reprise par l’orogenèse néoarchéenne.

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District de Makongonio-Mbigou, à l’intersection de faisceaux de failles N-S et NW-SE Dans les années cinquante, les placers de la région de Mankongonio (degrés-carrés de Ndendé, Mouila, Koulamoutou, Malinga) ont fait l’objet d’une production par la société SOREDIA. De l’ordre de 36000 ct @ 0,07ct/m3 avec 0,5 pierres/ct à Mankangonio, et une production plus marginale de 1500 ct @ 0,05 ct/m3 sur les extensions du district à Mbigou ont été extraits. Dans la région, l’activité de diaminage s’est poursuivie en raison de la présence de pierres de qualité. Ces pierres sont représentées par des octaèdres à faces convexes, souvent de taille importante (de l’ordre de 2 à 3 ct), qui renferment rarement des inclusions. Deux pierres de plus de 50 ct et un board de 85,5 ct ont été découverts. Deux qualités de pierre ont été mises en évidence, dont les origines seraient distinctes. L’une correspond à des petites pierres, et pourrait être en liaison avec des roches kimberlitiques. De telles roches ont été suspectées à différentes reprises et sondées récemment par la société SouthernEra, sans beaucoup de succès (southernera.com, 2007) De même, mise à part la chromite, aucun minéral accompagnateur du diamant n’a été trouvé. L’autre type correspond aux pierres de grande qualité, dont l’origine est probablement secondaire. Plusieurs hypothèses ont été émises (cf. Prian et al., 2009d). Une origine à partir des niveaux conglomératiques du Bouenzien et de la séquence tillitique, ces derniers ayant pu constituer des roches-magasins intermédiaires avant libération du diamant dans les alluvions. Cependant, à Makongonio, ces niveaux ne sont pas minéralisés. L’hypothèse la plus plausible est liée à des lambeaux de conglomérat (conglomérat de Poundi ; Michel, 1980). Ce conglomérat polygénique, discontinu, est situé immédiatement sous le sommet du plateau de Makongonio, vers 590 m d’altitude. Il est interprété comme une nappe alluvionnaire très ancienne, disposée en lentilles remplissant une surface vallonnée marquant une surface d’érosion (probablement d’âge crétacé) affectant les granitoïdes mésoarchéens du Massif du Chaillu, et localement les formations du Néoprotérozoïque (grès du Bouenzien, séquence tillitique supérieure, série carbonatée du Groupe Schisto-calcaire). La minéralisation diamantifère, localisée dans les alluvions des têtes de rivière et les dépôts de versants (éluvions ; gisement de flanc de vallée), serait issue du démantèlement des lambeaux conglomératiques situés sur le plateau, alimentés par une source kimberlitique probablement proximale. En s’éloignant des plateaux, en particulier dans les alluvions des grands collecteurs, la minéralisation disparaît. L’alimentation des flats à partir de points hauts serait toujours active, comme le suggère la présence de diamants dans des dépôts éluvionnaires. District de Rié-Waka-Olavo, à proximité du cisaillement d’Ikoy-Ikobé Des diamants alluvionnaires dispersés ont été mis en évidence par Choubert (1946) dans les formations du Paléoprotérozoïque de l’unité de la Rié (degrés-carrés de Fougamou et Mouila), à proximité d’indices de roches d’affinité kimberlitique (Prian et al., 2009b). Toutefois, la liaison entre diamants et kimberlites n’a pas pu être démontrée. Une petite production alluvionnaire ancienne est signalée par la SOREDIA (de l’ordre de 1500 carats avec des pierres de petite taille ; 4 pierres par carat), dans la région de la Waka. Les roches kimberlitiques qui recoupent le Paléoprotérozoïque sont d’un âge plus récent que celles de Mitzic. Leur mise en place pourrait résulter de la réactivation du cisaillement d’IkoyIkobé au Néoprotérozoïque. District de l’Ouest des Plateaux Batékés La bordure ouest des Plateaux Batékés (degrés-carrés de Boumango, Franceville, Okondja) présente, aussi bien dans les domaines de l’Archéen que du Francevillien, des indices alluvionnaires de diamant. Cette proximité avec les Plateaux Batékés est

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particulièrement nette si l’on intègre les indices situés au Congo. Comme pour les diamants de Makangonio, ceci pourrait indiquer une possible liaison avec la paléosurface du Crétacé. District du contact « socle-Permien » et autres indices Quelques indices alluvionnaires de diamant existent au contact entre la formation permienne de l’Agoula et le socle paléoprotérozoïque, sur une longueur de 20 km, de part et d’autre de l’équateur (degrés-carrés de Kango et Lambaréné). Quelques indices ont été mis en évidence sur les degrés-carrés de Franceville, Okondja et Malassa.

Eléments de gîtologie prévisionnelle Principaux métallotectes, processus supergènes et ressources économiques Le principal problème, concernant le potentiel en diamant du Gabon, est la relation entre ce diamant et un magmatisme kimberlitique, et la possibilité d’occurrences de kimberlites d’âge « récent » susceptibles de fournir une ressource plus abondante que les métakimberlites archéennes. De part et d’autre de l’Atlantique, les diamants présents dans les domaines archéens sont généralement liés à des kimberlites d’âge mésozoïque à cénozoïque. Les kimberlites de l’Angola et celles du district de Kimberley (Afrique du Sud) sont crétacées, à l’exception de celle de la mine Premie, qui est d’âge mésoprotérozoïque (1200 Ma). En Amérique du Nord, les kimberlites se distribuent du Cambrien (district de Renard avec 67 ct/t), au Jurassique (district de Jericho) et au Crétacé (district de Lac de Gras). Des kimberlites anciennes, attribuées au Mésoprotérozoïque et au Néoprotérozoïque, sont néanmoins connues dans la région de Chapada Diamantina, au Brésil. Des roches très similaires aux métakimberlites de Mitzic sont connues dans la région de Barsalogho, au Burkina Faso, où une métadunite diamantifère à phlogopite serait d’âge paléoprotérozoïque (Haut et al., 1984). On notera enfin que des diamants sont signalés dans l’environnement de roches magmatiques autres que des kimberlites, telles que des komatiites (Guyane, Ontario) ou des lamprophyres calco-alcalins. Jusqu’à présent, ce type d’occurrence n’a donné lieu à aucune exploitation économique (Jébrak et Marcoux, 2008). Outre le problème de la source primaire, l’évaluation du potentiel diamant requiert la prise en compte des phases de forte érosion mécanique, susceptibles de permettre une préconcentration de diamants dans des paléoplacers, qui constituent alors des relais pour l’alimentation des alluvions actuelles en diamants exploitables. En Afrique (Guinée, Sierra Leone, RCA, RDC, Angola, Namibie), les principaux paléoplacers à l’origine des concentrations alluviales sont attribués au Crétacé supérieur. Les ressources du Gabon en diamants se caractérisent par l’abondance des indices et la qualité des pierres. Des diamants de joaillerie de grande valeur ont été trouvés au sud du pays, donnant lieu à une exploitation artisanale. Néanmoins, cette activité est limitée et épisodique, et beaucoup moins importante qu’au Congo, dans le même domaine géologique. Les travaux de prospection menés dans un cadre institutionnel ou par différentes sociétés privées, telles que De Beers, SouthernEra ou Motapa, n’ont pas mis en évidence de concentrations d’importance économique. La prospection alluvionnaire butte sur la rareté des minéraux accompagnateurs (chromite, grenat pyrope, ilménite magnésienne).

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La présence de kimberlites est étroitement liée à l’existence de phases de fragmentation affectant la lithosphère archéenne, susceptible de permettre une fusion à sa base et la montée des magmas alcalins potassiques, riches en fluides (CO2, H2O), dans les espaces dégagés par le réseau de fracture. Au Gabon, nos études permettent de qualifier les principales époques de fragmentation du craton archéen (cf. supra) :

• Extension et rifting de la limite Méso- à Néoarchéen ; • Extension de la fin du Néoarchéen ; • Ouverture du Bassin de l’Ogooué ; • Ouverture des bassins de N’Djolé et Franceville, avec mise en place du Complexe alcalin de N’goutou (ca. 2 Ga) ;

• Episodes extensifs du Néoprotérozoïque, avec mise en place de la carbonatite de Mabounié et des réseaux de dykes du SE du pays ;

• Ouverture de l’Atlantique. On peut cependant noter que l’ouverture de l’Atlantique ne semble s’être accompagnée d’aucune activité magmatique au sein du craton archéen. Les données géophysiques à forte résolution acquises lors du projet SYSMIN peuvent fournir des pistes intéressantes pour l’identification d’éventuelles kimberlites. Les levés aéromagnétiques ont ainsi permis un relevé systématique des anomalies circulaires, dont certaines pourraient trahir des pipes de kimberlites. Cette voie, nécessiterait des contrôles systématiques sur le terrain. Outre la question de la roche-hôte, l’évaluation de la ressource doit prendre en compte l’existence de phases de forte érosion mécanique, susceptibles de permettre un transport et une concentration du diamant à plus ou moins grande distance de sa source primaire. De telles phases sont bien documentées dans le Néoprotérozoïque, dont l’exemple le plus spectaculaire est fourni par les dépôts glaciaires du Groupe du Niari. Néanmoins, ces formations ne semblent pas minéralisées (cf. supra). A l’inverse, les conglomérats du Permien semblent à l’origine de quelques indices alluvionnaires trouvés à la limite entre le socle et la couverture phanérozoïque. Dans la région de Makongonio, les plaéoplacers à l’origine des diamants sont beaucoup plus récents, puisque déposés sur une paléosurface d’âge supposé crétacé. Une évaluation de la Stone-line, comme source secondaire du diamant, pourrait être envisagée, dans la mesure où le caractère généralement allochtone de cette formation et ses caractères sédimentologiques conduisent à l’attribuer à une intense phase d’érosion mécanique d’âge très récent (cf. supra).

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Ressources minérales associées néoarchéenne, entre 2750 et 2700 Ma

à

l’orogenèse

Minéralisations guidées par la tectonique néoarchéenne (cisaillements décrochants ou décro-chevauchants et failles annexes) Or Contexte géologique et métallogénique Les gisements d’or associés à l’Archéen semblent intervenir lors des phases de déformation affectant les ceintures de roches vertes du Groupe de Bélinga. Ces minéralisations seraient donc étroitement liées aux événements tectono-métamorphiques néoarchéens se rattachant au type « or orogénique », tel que définit pour les minéralisations aurifères néoarchéennes de la province du Yilgarn (Australie) (Groves et al., 1998, 2000 ; Witt et Vanderhor, 1998). Ce modèle a été ensuite appliqué avec succès à d’autres ceintures de roches vertes de même âge : ceintures de la région de l’Abitibi (Canada), de Scandinavie ou d’Afrique de l’Est, puis étendu aux gisements du Paléoprotérozoïque du Brésil, de Guyane et d’Afrique de l’Ouest. Il fournit un cadre global, pour rendre compte des minéralisations aurifères, dont les principales caractéristiques sont les suivantes :

• En contexte tectonique convergent se mettent en place, dans une tranche de terrains allant de 15 à 20 km de profondeur jusqu’en surface, des minéralisations épizonales (< 6 km), mésozonales (6-12km) ou hypozonales (> 12 km). Ces minéralisations sont préférentiellement situées dans le faciès schistes verts, mais des gisements importants sont aussi connus dans des zones à plus haut degré de métamorphisme (faciès amphibolite à granulite, comme par exemple les gisements de Griffins Find en Australie, de Renco au Zimbawe, de Kolar en Inde) ;

• Les fluides minéralisateurs, principalement d’origine métamorphique, circulent le long de drains constitués par des failles régionales majeures et déposent les minéralisations dans des pièges lithostructuraux représentés par : 1) la zone de transition crustale ductile-fragile ; 2) des zones de basse pression et d’ouverture correspondant à des failles secondaires et des anisotropies rhéologiques ; 3) des zones à chimisme favorable. Ces minéralisations se marquent donc par un fort contrôle structural. Le contrôle chimique est, quant à lui, exercé par des formations encaissantes riches en fer, telles que les BIF, les roches mafiques, les schistes noirs ou par des carbonates ;

• Le sulfure dominant est la pyrite, accompagnée parfois d’autres sulfures (As, Cu, Pb, Zn), dont la nature parait dépendre de la lithologie de l’encaissant. Les altérations hydrothermales sont dominées par : 1) une carbonatation ; 2) un apport d’alcalins (albite, feldspath alcalin, séricite, biotite, chlorite, fuschite) ; 3) une sulfuration (particulièrement dans les BIF) ; 4) une silicification. Dans les zones à métamorphisme plus élevé, les paragénèses changent en faveur de silicates calciques (diopside, grenat, épidote, plagioclase calcique) et de pyrrhotite et löllingite.

Principaux indices, gîtes et gisements du Gabon Les indices aurifères sont fréquents dans l’Archéen du Gabon et de nombreux placers ont été exploités artisanalement. En revanche, les minéralisations primaires sont rares, la principale étant représentée par le gisement de niveau économique mis en évidence à Bakoudou (degré-carré de Franceville). On peut caractériser cinq districts principaux, liés à des contextes structuraux particuliers.

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District de Koulamoutou-Boumango, partagé par la faille de Koumbi-Magnima Ce district est caractérisé par un faisceau de failles orientées N-NW à N-NE, dont la principale est la faille de Koumbi-Magnima, qui sépare le noyau mésoarchéen du Chaillu de la ceinture migmatitique néoarchéenne (degrés-carrés de Koulamoutou, Malinga, Franceville, Boumango). L’association des minéralisations aurifères avec les BIF et les amphibolites est fréquente, notamment dans la région de Baniaka et le long de la faille de Koumbi-Magnima, qui se poursuit sous le Bassin de Franceville en direction de Ndangui au N-NE (degré-carré d’Okondja). Les minéralisations primaires correspondent à :

• des veines et veinules de quartz à pyrite dominante et pyrrhotite relictuelle (présence de sulfures de Cu, As, Zn, Pb et inclusions de bismuthinite) ;

• des disséminations sulfurées dans des zones de silicification développées préférentiellement le long d’interfaces lithologiques, en particulier l’interface gneissamphibolite. Des occurrences comparables sont connues au Congo (région de Lémagna ; mexivada.com, 2008), où des sulfurations importantes à pyrite dominante et or (> 1 g/t) apparaissent, sous forme de veines, le long du rubanement de BIF. L’encaissant, métamorphisé dans les faciès amphibolite et granulite, ainsi que la présence de magnétite, pyrrhotite (déstabilisée en pyrite) et biotite, montrent que la mise en place des veines s’est faite dans des conditions métamorphiques relativement élevées. De telles conditions métamorphiques et morphologiques se trouvent également dans le gisement de Renco (Zimbabwe) (Kolb et al., 2003). Le gisement d’or primaire de Bakoudou (degré-carré de Franceville) est situé sur une zone de cisaillement silicifiée qui recoupe des gneiss à biotite, amphibole et pyroxène (Delorme, 1985 ; Minko-Bidza et al., 1995). Cette zone de cisaillement, de 1 à 19 m de puissance et plongeant de 30 à 40° vers l’Est, montre le dévelop pement de pyrite et d’or visible très fin. Les teneurs varient de 1 à 27 g/t Au sur une longueur de 2 km environ et les ressources sont estimées à 25 t Au jusqu’à une profondeur de 150 m (25 t de ressources dont 8,5 t pour la « cible A », searchgold.ca, 2007), (cf. Fig. 62). Les gîtes situés sur la faille Koumbi-Magnima (degré-carré de Franceville) correspondent à des zones hydrothermalisées, avec des teneurs de 2 à 8 g/t Au, encaissées dans des roches vertes, quartzites et granodiorites (Lecomte et al., 1990 ; Minko-Bidza et al., 1995). Ces faciès hydrothermalisés sont tectonisés, montrant des déformations ductiles et cataclastiques et des paragenèses à quartz, sulfures, oxydes de fer, épidote et feldspath potassique. Dans ce même district, on notera également les nombreux gîtes alluvionnaires de la région sud de Koulamoutou, les indices de la région de Baniaka qui se prolongent au Congo dans la région de Mayoko (mexivada.com, 2008).

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Fig. 62. Coupe du gisement de Bakoudou. District de Ndangui, sur la faille de Ndangui, satellite de la faille de l’Est-Gabon Les minéralisations du Domaine de Ndangui (Lobi-Lobi) (degré-carré d’Okondja), qui donnent lieu à de très importants orpaillages alluvionnaires, sont situées sur une faille de second ordre, orientée N-NE (faille de Ndangui), satellite de la faille de l’Est-Gabon. Celleci correspondant à un accident d’importance régionale, orienté N-NW, bien représenté sur les cartes aéromagnétiques. Sur le terrain, la faille de l’Est-Gabon est marquée localement par la présence d’orthogneiss mylonitisés dans des conditions de température élevée (déformation ductile). Ceci souligne l’importance de cette faille, qui a été réactivée en faille normale au cours du Paléoprotérozoïque. Certains de ses satellites ont constitué des failles bordières du Bassin de Franceville, notamment le horst séparant le sous-bassin de Lastoursville de celui de Moanda-Franceville. L’encaissant des minéralisations aurifères est représenté par des gneiss granitiques et roches vertes associées à des BIF. Les minéralisations apparaissent sous la forme d’un stockwerk de veinules de quartz et de disséminations sulfurées (pyrite dominante, arsénopyrite, chalcopyrite), occupant une zone de quelques centaines de mètres de largeur (Wissink, 1968 ; Vincent, 1971 ; Delorme, 1985 ; Minko-Bidza, 1995). Les veines ont une puissance maximale de 20 cm avec des teneurs moyennes à 1 à 2 g/t Au qui peuvent ponctuellement atteindre 60 g/t. Districts de Makokou-NW, Ngama et Mébaga-Mvomo, dans l’emprise de la zone de cisaillement de Nkol Particulièrement dans sa partie sud, depuis la région de Mitzic jusqu’à la frontière du Congo et au-delà (Ngoyboma), la zone de cisaillement de Nkol est jalonnée de zones d’orpaillage montrant des minéralisations étroitement corrélées aux ceintures de roches vertes. C’est le

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cas des zones d’orpaillage de la région de Makokou-NW et de Ngama (degré-carrés de Makokou et Mitzic). Le gîte de Mébaga-Mvomo (degré-carré de Mitzic), découvert par prospection stratégique et tactique (Barthélémy et al., 1987), est localisé à proximité d’un sillon ferrifère et de gneiss mafiques, au voisinage d’orthogneiss enderbitiques. Les gneiss mafiques sont cisaillés et montrent une minéralisation disséminée dans des veinules de quartz, avec de la pyrite et de la pyrrhotine. Les teneurs sont de 1 g/t dans la roche saine et peuvent atteindre plusieurs grammes par tonne dans la zone d’altération superficielle (Colin et Lecomte, 1988). District de Minkébé-Bélinga-Batouala et de Boka-Boka, à proximité de la faille de la Nounah Il existe d’importantes zones d’orpaillage le long de l’axe Minkébé-Bélinga-Batouala (degrés-carrés de Batouala, Mékambo et Minkébé) sur environ 150 km. Ceci est surtout vrai dans la partie avale des bassins de la Nounah et du Nzyé, ainsi que dans la région de Minkébé (Beaujour, 1971). Les autres alignements topographiques, représentés par les crêtes de la région, sont aussi environnés d’indices et de zones d’orpaillage, aussi bien au Gabon (Boka-Boka, degrés-carrés de Batouala et Mékambo) qu’au Congo. Ce domaine, très isolé et relativement peu connu, n’a fait l’objet d’aucune prospection récente axée sur l’or. Celle-ci serait compliquée par la localisation de certaines zones dans l’emprise du Parc national de Minkébé. Le contexte géologique correspond à un ensemble métamorphique de type schistes verts affecté par des structures tectoniques décro-chevauchantes majeures orientées NW-SE, dont la faille de la Nounah. Ces structures se manifestent par des écailles tectoniques développant des zones en duplex, en bordure d’un domaine plus métamorphique, situation particulièrement favorable au développement de minéralisations de type « or orogénique ». District archéen, en marge du front de l’orogène éburnéen de l’Ouest-Gabon Les domaines aurifères de l’Archéen situés en périphérie de l’orogène éburnéen de l’OuestGabon présentent une métallogénèse liée à l’évolution du Paléoprotérozoïque, qui se surimpose aux minéralisations primaires. Ceci est probablement le cas dans les régions des Monts Mbilan, du dôme d’Ebel et de Nkan (degrés-carrés de Kango et Mitzic) qui seront traitées dans le chapitre consacré au Paléoprotérozoïque. Autres minéralisations aurifères à Au-Cu-Mo De manière locale, des minéralisations à Au-Cu-Mo, ou simplement Cu-Mo, sont signalées sous forme de résilles ou de filonnets quartzeux en stockwerks portant des sulfures provenant d’intrusions tardives attribuées à l’Archéen. Ceci est le cas à Bélinga (degré-carré de Mékambo), en liaison avec des microdiorites quartzifères (Beaujour et Sapinard, 1970 ; Beaujour, 1971), et dans la région de Baniaka (degré-carré de Boumango), en liaison avec des monzogranites montrant des associations géochimiques Au-Mo spécifiques de coupoles granitiques, comme montrées par les prospections géochimiques du projet SYSMIN (cf. infra). Des minéralisations très comparables à Au-Cu-Mo, qui évoquent les gisements de type « porphyre » des chaînes récentes, ont été décrites dans le Paléoprotérozoïque en Afrique de l’Ouest (Burkina Faso, Franceschi, 2009) et il existe probablement des systèmes similaires en liaison avec le magmatisme des « greenstone belts » de l’Abitibi au Canada, dans des contextes tectoniques de type « arc » ou « arrière-arc ».

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Eléments de gîtologie prévisionnelle Apport des prospections géochimiques du projet SYSMIN La carte de la figure 63 présente les sept zones de prospection stratégique (Makokou, N’goutou, Baniaka, Malinga, Mayombe, Fougamou et Oyem) du projet SYSMIN, avec à l’intérieur les quarante et une cibles sélectionnées pour une prospection tactique (en rouge) (lles résultats de ces prospections sont détaillés dans les rapports produits par le volet « Inventaire minier » du projet SYSMIN). Sur ces quarante et une cibles, trente huit relèvent uniquement du « thème or archéen », ce qui illustre l’importance de ce thème relativement à d’autres au sein du craton archéen. Les résultats globaux obtenus sur l’ensemble des zones de prospection tactique sont présentés sur la figure 64. Certains de ces résultats, confrontés aux nouvelles données géologiques et géophysiques, permettent de reconsidérer en détail le modèle « or orogénique » envisagé précédemment pour les indices archéens du Gabon.

Zone de prospection de Baniaka Parmi les huit cibles de prospection tactique que comporte la zone de Baniaka (degré-carré de Boumango), deux cibles intéressantes vont être considérées. La première (BN1), qui comporte des « anomalies sol » atteignant 379 ppb Au, montre un contexte lithogéochimique constitué de formations mafiques à ultramafiques à BIF. Les éléments accompagnateurs sont Pb, Mo, W. Ces valeurs peuvent être mises en relation avec la présence, dans le substratum, de minéralisations aurifères liées à des veines de quartz ou à des disséminations diffuses, à la faveur d’un hydrothermalisme se développant le long de structures tectoniques. Une forme cartographique en « croissant » de l’anomalie or peut suggérer la présence d’une faille à faible pendage inclinée vers le NW, du type de celle décrite dans le gisement de Bakoudou (Fig. 62). La géochimie de la deuxième cible (BN5) se caractérise par des « anomalies sol » atteignant 275 ppb Au et 250 ppm Mo, les éléments accompagnateurs étant Cu, W, Bi. Cette association n’est pas sans évoquer les districts minéralisés liés à des porphyres. La signature lithogéochimique suggère un environnement lithologique de monzogranites et de syénites, mais également de roches mafiques. Ceci conduit à envisager une influence granitique dans les processus minéralisateurs. Ces granitoïdes se rattachent à la suite plutonique néoarchéenne datée vers 2700 Ma (cf. supra), dont le rôle dans les processus de minéralisation pourrait ici être prépondérant. Certains plutons sont aujourd’hui affleurants, mais il est probable que de nombreux sont cachés sous la surface. Certaines de ces coupoles pourraient comporter un hydrothermalisme sommital, à l’origine des signatures géochimiques de type porphyre.

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Fig. 63. Présentation des zones de prospection du projet SYSMIN.

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Diagrammes de barres (nombre)

Histogrammes ( % )

Nombres en Y, intervalles (ppb) en X

Pourcentages en Y, intervalles en X

Makokou MK1 à 10

7154 résultats Ngoutou NG1 à 7 sauf NG4

3713 résultats Baniaka BN1 à 8

3064 résultats

Malinga ML1

446 résultats Mayumba MY1 à 8

4812 résultats Fougamou FG1 à 3

647 résultats Oyem OY1 à 4

2188 résultats

Fig. 64. Histogrammes des analyses pour or de l’ensemble des cibles de prospection tactique par zone de prospection stratégique.

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Zone de prospection de N’goutou Parmi les sept cibles de prospection tactique de la zone de N’goutou (degré-carré d’Okondja), trois vont être considérées, localisées au voisinage de faille de l’Est-Gabon. La première cible (NG1) est située sur le district de Ndangui décrit précédemment, avec des « anomalies sol » culminant à 907 ppb Au. Les anomalies sont de deux types, celles de l’Est, qui montrent des signatures typiques de formations mafiques à ultramafiques à BIF, celles de l’Ouest, qui possèdent des éléments accompagnateurs tels que Mo et W, significatifs d’un hydrothermalisme attribué à un granite, ce point étant confirmé par les données d’affleurements. On retrouve ici, sur la même cible tactique, un contexte franchement mafique, avec des anomalies bien structurées en direction NE-SW, et un contexte granitique, avec des anomalies moins rectilignes, localisées en bordure SW d’un apex plutonique. Une deuxième cible (NG7) est interprétée comme la prolongation SW de la précédentes (NG1), avec des anomalies Au culminant à 855 ppb. Les minéralisations en or du district de Ndangui ont été décrites comme des « stockwerks de veinules de quartz avec des disséminations dans l’encaissant, occupant une zone de quelques centaines de mètres de largeur, les veines ayant une puissance maximale de 20 cm avec des teneurs moyennes à 1 à 2 g/t Au, qui peuvent ponctuellement atteindre 60 g/t ». Ces phénomènes peuvent induire en surface des anomalies géochimiques du type de celles définies sur la cible NG1, phénomènes auxquels il faut ajouter l’influence d’un hydrothermalisme causé par la mise en place de la suite plutonique néoarchéenne. La deuxième cible (NG3) montre des anomalies bien structurées, s’alignant sur une vingtaine de kilomètres en direction NE-SW et pouvant atteindre 564 ppb Au, avec comme éléments accompagnateurs Mo, W, Bi, As. Les anomalies sont calquées sur les roches mafiques constituant l’encaissant géologique, mais un rôle non négligeable de granites est attesté par les valeurs relativement élevées en W et Mo. L’alignement des anomalies et des roches mafiques sous-jacentes témoignent d’une faille orientée N-NE à NE-SW (faille de Ndangui), de deuxième ordre par rapport à la faille majeure de l’Est-Gabon cf. supra). Cette direction est proche de celle de la faille de Koumbi-Magnima (plus au sud et presque en continuité), ainsi que de la direction de l’alignement des anomalies magnétiques de bordure des Plateaux Batékés (Fig. 61).

Zones de prospection de Makokou et Oyem Parmi les quatorze cibles de prospection tactique des zones de Makokou et Oyem, nous décrirons deux cibles de la zone de Makokou et une cible de la zone d’Oyem. La première (MK1) est traversée par la zone de cisaillement de Nkol, de direction W-NW. De façon caractéristique, une faible anomalie en molybdène (de l’ordre de 15 ppb Mo), se superpose au cisaillement, ce qui suggère des venues hydrothermales le long de cet accident tectonique majeur. Au nord du cisaillement, la lithogéochimie montre un contexte géologique mafique à ultramafique, alors qu’au Sud, le contexte est plutôt acide. Les anomalies en or culminent à 143 ppb Au. La deuxième cible de la zone de Makokou (MK9) montre des anomalies bien structurées, mais de direction NE-SW. Elles culminent à 281 ppb Au, avec comme éléments accompagnateurs, Sn et Mo. Le fait notable est qu’ici, la lithogéochimie témoigne d’un contact orienté NE-SW entre des orthogneiss granitiques et des roches mafiques. On peut penser que cette interface lithotectonique a pu jouer le rôle de drain pour les fluides hydrothermaux, à la faveur de zones cataclastiques dilatantes. A l’image de la cible MK1, la cible de la zone d’Oyem est située, sur la branche principale de la zone de cisaillement de Nkol, ici de direction E-W. Les « anomalies sol », axées sur le cisaillement, s’alignent sur une quinzaine de kilomètres et peuvent atteindre 359 ppb Au et

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10 ppb Mo, ce dernier élément rappelant l’influence granitique. Il est ici indéniable que la zone de cisaillement de Nkol représente un des guides majeurs des processus minéralisateurs. Mise en place de l’or et principaux métallotectes Les données bibliographiques, la géophysique aéroportée, la cartographie géologique et les résultats de la prospection du projet SYSMIN permettent de caler le dépôt des minéralisations aurifères de la fin de l’orogenèse néoarchéenne (aux alentours de 2700 Ma) et d’en proposer un modèle de mise en place. Les principales caractéristiques communes à ces minéralisations sont les suivantes :

• L’or est souvent associé aux formations mafiques et ultramafiques à BIF, formant les ceintures de roches vertes de l’Archéen qui induisent de fortes anomalies magnétiques, décelées par la géophysique aéroportée (Fig. 61) ;

• Ces ceintures de roches vertes archéennes se concentrent majoritairement le long et au voisinage d’accidents tectoniques, tels que la faille de l’Est-Gabon (et ses structures de second ordre que sont les failles de Ndangui et Koumbi-Magnima), la zone de cisaillement de Nkol, le cisaillement du Nord-Gabon et la faille de la Nounah. Les rares occurrences aurifères observées en roche correspondent, soit à des veines et veinules de quartz (stockwerks) à pyrite dominante, soit à des disséminations sulfurées dans des zones de silicification diffuse, développées préférentiellement le long de cisaillements ou d’interfaces lithologiques à faible pendage. Ces caractéristiques permettent de conforter le concept « d’or orogénique », qui établit que les fluides minéralisateurs circulent le long de drains majeurs représentés par les failles régionales et déposent les minéralisations dans des pièges litho-structuro-chimiques, au niveau de structures de second ordre. Le contrôle exercé par ces barrières physicochimiques, telles que les BIF, les roches mafiques et les schistes noirs, est particulièrement fréquent au Gabon, le lien géographique « or-BIF » paraissant être la règle. Le sulfure dominant est la pyrite, accompagnée parfois d’autres sulfures (As, Cu, Pb, Zn). Certaines altérations hydrothermales et « anomalies sol » (Mo, W, Sn) paraissent être liées à des venues granitiques correspondant à la suite plutonique du Néoarchéen, granitisation synchrone du fonctionnement des grands cisaillements du Gabon dont la zone de cisaillement de Nkol (2,7 Ga). Le guide de mise en place des minéralisations est donc triple :

• guide lithogéochimique lié aux ceintures de roches vertes à BIF ; • guide structural lié aux cisaillements, failles secondaires et interfaces lithotectoniques ; • guide hydrothermal lié à la suite granitique du Néoarchéen. On retrouve là les trois étapes de formation d’un gisement (Jébrak et Marcoux, 2008) :

• le vecteur (« source »), dans ce cas un hydrothermalisme lié à des fluides magmatiques et métamorphiques ;

• le transport, favorisé par la forte porosité du milieu (failles, couches perméables) ;

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• le dépôt, guidé par le mélange de fluides, les réactions avec l’encaissant (formations mafiques et ultramafiques riches en fer, schistes noirs) et les conditions physicochimiques. Processus supergènes et ressources économiques Les travaux d’exploration ont conduit à la découverte de nombreux indices d’or alluvionnaire correspondant à une reconcentration supergène de type « placer ». Comme en Guyane, peu d’entre eux ont débouché sur l’identification de ressources en roche et aucun n’a permis la découverte d’un gisement majeur, supérieur à un million d’onces (Cassard et al., 2008). Ceci s’explique par des difficultés de prospection dues au déplacement de l’or sous une forme soluble entraînant une précipitation parfois distale par rapport à sa source. Malgré les cours actuels élevés, les gisements identifiés apparaissent insuffisamment prospectés, en particulier tous ceux qui sont en liaison avec les « greenstone belts » archéennes. L’effort de prospection par les sociétés minières est resté faible, s’expliquant par les difficultés logistiques. A titre de comparaison, il faut noter que l’équivalent géologique du Gabon au Brésil, renfermant les districts aurifères de Jacobina et de Rio Itapicuru (Fazenda Brazileiro avec plus de 60 t d’or produites), se place dans un contexte géographique beaucoup plus accessible. Plus près du Gabon, en RCA et RDC, des découvertes de gisements d’or importants ont également eu lieu dans les terrains présentant des caractéristiques analogues à celles du Gabon, en particulier en association avec des horizons à BIF et des structures à faible pendage, comme à Kilo-Moto (RDC). Il faut attirer l’attention sur le fait que les indices ayant fait l’objet de travaux artisanaux (orpaillages alluvionnaires) jalonnent classiquement, soit des structures filoniennes, soit des niveaux favorables, tels les quartzites à magnétite associés à des roches vertes. Néanmoins, l’association avec une structure rectiligne contrôlant la minéralisation n’est pas toujours la règle, en particulier lorsque le corps minéralisé n’est pas vertical, ce qui rend la prospection difficile en raison de la dispersion non linéaire des indices aurifères et de l’hétérogénéité des zones d’anomalies.

Ressources minérales associées aux domaines granitiques (suite plutonique néoarchéenne datée à 2700 Ma) Cuivre, Molybdène Comme nous l’avons signalé ci-dessus, la prospection géochimique effectuée dans le cadre du projet SYSMIN a mis en évidence des « anomalies sol » atteignant 275 ppb Au et 250 ppb Mo, sur une cible de prospection tactique de la zone de Baniaka (BN5), les éléments accompagnateurs étant Cu, W, Bi. Ces valeurs relativement fortes en molybdène seraient à confirmer lors de futures prospections. Comme pour l’or, la suite plutonique néoarchéenne, pourrait avoir joué un rôle prépondérant sur ces minéralisations. Il faut également noter l’indice du confluent Nounah-Ivindo (degré-carré de Batouala) découvert en prospection géochimique et exploré par forages (Beaujour et Sapinart 1970 ; Beaujour, 1971). La minéralisation consiste en des veinules de quartz-chlorite contenant de la chalcopyrite et de la molybdénite, dans un environnement de schistes et de microdiorite quartzifère gneissifiée. Les teneurs sont de l’ordre de 0,5% Cu et 0,16% Mo, et ce type de minéralisation n’est pas sans évoquer un « porphyry copper » (Pélissonier, 1971).

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Niobium, Tantale, Etain Au Gabon, le Niobium, le Tantale et l’Etain éléments se trouvent sous forme de columbotantalite associée à de la cassitérite dans des granites et pegmatites de l’Archéen. Les travaux de prospection antérieurs ont mis en évidence, de manière relativement fréquente, de la columbotantalite et de la cassitérite alluvionnaires, avec parfois des traces de tourmaline, sans que ces résultats ne conduisent à la découverte d’indices significatifs. Une des rares minéralisations primaires observées est une pegmatite à columbotantalite et cassitérite, intrusive dans le sillon de roches vertes de Mébaga, situé au NE du degré-carré de Mitzic (Prian et al. 1998). Les occurrences alluviales à Nb-Sn sont nombreuses dans le socle archéen. On peut citer les indices du NE du degré-carré de Mitzic (Prian et al., 1998), du NW de Makokou (Moussu, 1971) et ceux associés aux sillons ferrifères du NE du Gabon et de l’est du Massif du Chaillu (Donnot et Wéber, 1968). Tous ces indices révèlent des teneurs en Nb et Sn basses, ne dépassant que rarement 100 g/m3.

Terres rares, Thorium Ces éléments se présentent sous la forme de monazite et xénotime provenant probablement de pegmatites. Sur le socle archéen, les teneurs en monazite sont relativement basses, rarement au dessus de 1 kg/m3. Au SW du degré-carré de Makokou, plusieurs zones alluviales à monazite ont été délimitées sur des orthogneiss (Laval et Coste, 1986). Dans les sédiments de ruisseaux, les teneurs varient de 100 à 1400 g/m3 de monazite, avec des teneurs en europium relativement élevées (Eu2O3 de 0,09 à 0,10%), des teneurs en yttrium basses (Y2O3 de 0,25 à 0,55%) et des teneurs en thorium de 1,15%. Dans la partie centrale du degré-carré de Mitzic, les teneurs en europium, yttrium et thorium sont de l’ordre de, respectivement, 0,08 à 0,09%, 0,13 à 0,28% et 0,4 à 0,5%. Dans la bande archéenne située directement à l’est du front de l’orogène éburnéen de l’Ouest-Gabon (degré-carré de Booué), des occurrences alluviales ont donné des teneurs en monazite atteignant 1,4 kg/m3, avec des teneurs en europium, yttrium et thorium de l’ordre de, respectivement, 0,09 à 0,11%, 0,58 à 0,90% et 1,00 à 1,15%.

Corindon Le corindon est fréquent dans les domaines de socle granitique et métamorphique archéen. Au Gabon, au Sud du degré-carré de Koulamoutou, du corindon en roche a été observé en association avec des pegmatites et des syénites (Labbé et al., 1988), près de Dienga et Bitolo, à proximité de la frontière du Congo. Sur le degré-carré de Batouala, une occurrence éluvionnaire renferme jusqu’à 7 kg/m3 de corindon (Aguillaume et al., 1978). De nombreux rubis (corindon rouge) de petite taille ont été trouvés dans les régions de Mékambo et Makokou et des cristaux de teinte jaune-brun, dans la région de Mbigou. Seules les variétés rouges, découvertes dans les régions de Mékambo (Aguillaume et al., 1978) et Makokou (Johannes, 1984), seraient susceptibles de présenter un intérêt économique, sous réserve de la découverte de cristaux de qualité gemme en quantités suffisantes.

Roches ornementales A l’occasion du levé des cartes géologiques du projet SYSMIN, les géologues ont prélevé un grand nombre d’échantillons qui présentent, une fois sciés, des faciès originaux. A titre d’exemple nous présentons ci-dessous (Fig. 65) quelques photographies de roches granitiques colorées provenant de la région de Koulamoutou (cf. le rapport du volet « Roches et minéraux industriels » du projet SYSMI).

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Granite rouge et noir

Granite rubané rouge et noir

Granite porphyroïde orange

Diorite à amphiboles orange

Fig. 65. Quelques exemples de roches granitiques archéennes présentant un intérêt esthétique.

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Ressources minérales liées à la période d’extension tardiarchéenne, entre 2700 et 2550 Ma Minéralisations liées à la suite de Kinguélé Nickel, Cuivre, Chrome, Platinoïdes Principaux indices et gîtes du Gabon Suite magmatique de Kinguélé, localisée sur un faisceau de dykes N-NE parallèles à la faille de l’Abanga recoupant les cisaillements ductiles néoarchéens La principale entité géologique favorable à la présence de minéralisations sulfurées correspond à la Suite magmatique de Kinguélé (degré-carré de Kango) (Nagel et al., 2009ab), constitué d’un ensemble de roches mafiques à ultramafiques filoniennes présentant des indices platinifères. Cette formation affleure en un faisceau de dykes orientés N-NE, comportant une intrusion principale qui se suit de manière discontinue sur une centaine de kilomètres de long et d’une puissance pouvant atteindre localement 1,5 km, voire d’avantage dans la partie sud (« anomalie KG1 », in Kasso-Mombo et al., 1988). La Suite de Kinguélé évolue, par différenciation, depuis un pôle ultramafique à pyroxénites (orthopyroxénites de type bronzitites) et dunites, vers un pôle mafique à gabbros-norites. Les travaux de prospection antérieurs n’ont pas permis de caractériser de concentrations significatives de chromite, en revanche des anomalies en platinoïdes ont été décelées. De même, des teneurs non négligeables en Iridium (= 1 - 3 ppb) ont été mesurées dans trois échantillons prélevés sur la feuille Minkébé, dont les compositions ont été commentées dans la partie « Géologie » de la présente notice (Tableau 12). Dans des secteurs étudiés en détail, la présence de structures cumulatives et de phénomènes de différenciation ont été mis en évidence ; en revanche le complexe semble dépourvu de zones nettement enrichies en sulfures et ne montre jamais les faciès plagioclasiques (anorthosites) ou ferrifères (gabbros à magnétite) et le rubanement caractéristiques des complexes stratifiés de type Skaergaard. Des études dirigées par l’Ecole des Mines de Paris (Melchior et al., 1986 ; Campiglio et al., 1983) ont confirmé la mise en place de ce complexe à la fin de l’Archéen, dans un bâti granito-gneissique consolidé, avec une première phase ultramafique et noritique (bronzitites dominantes, harzburgites, dunites) contenant les sulfures et une deuxième phase gabbroïque. Selon les résultats exposés dans la partie « Géologie » de la présente notice, la mise en place de la suite de Kinguélé serait postérieure à la phase de granitisation néoarchéenne (~ 2700 Ma) et probablement « fini-archéenne ». Après leur mise en place, les dykes de Kinguélé ont été tronçonnés par des fractures N-S, avec développement d’altérations surimposées à épidote, chlorite, talc et séricite. Les sulfures, peu abondants (maximum 1%), sont représentés par de la pyrite et de la pyrrhotine, associées à des traces de pentlandite, chalcopyrite et siégénite (sulfure à Ni-Co), et des traces analytiques de platinoïdes. Des analyses chimiques, portant sur quelques affleurements (Melchior et al., 1986), montrent de grandes variations dans les teneurs et dans les proportions des platinoïdes, sans que l’on puisse établir de corrélations claires entre les éléments (Martini et Makanga, 2001). Le palladium paraît enrichi dans les échantillons de roche contenant des sulfures, et un controle de la minéralisation par des fluides pegmatitiques a été envisagé. La teneur maximale observée est de 1,4 g/t de platinoïdes. Une particularité intéressante est la haute teneur en rhodium de certains échantillons, ce métal devenant alors dominant.

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Une prospection a été récemment reprise par la société Lonmin, dont les résultats n’ont pas été publiés. Indices de Franceville-Sud, Makokou, Malinga, Mayumba-Nord Outre la Suite de Kinguélé, de nombreux ensembles ultramafiques sont présents dans le domaine Archéen, souvent en liaison avec des « greenstone belts ». Ils se marquent par des indices de chromite en alluvions et par des zones à nickel et chrome fortement anomaliques en géochimie, en liaison avec des gabbros et, le plus souvent, avec des roches ultramafiques. Par contre, les teneurs ne sont guère supérieures aux teneurs habituelles de ces roches, ce qui tend à signifier que ces éléments seraient principalement portés par les silicates (teneur de fond de la roche). Des traces de sulfures sont signalées dans quelques secteurs, en particulier au sud de Franceville (pyrrhotite à exolution de pentlandite, chalcopyrite en trace, platine incertain). Les magmas, ayant produit les probables komatiites identifiées dans le Groupe de Bélinga sont susceptibles de renfermer des concentrations à Ni sulfuré (Cu, platinoïdes) de « type Kambalda » (cf. supra). Une telle origine pourrait être envisagé pour un indice de platine de la région de Malinga (pépites en alluvions de la rivière Missoumbini, à proximité d’un corps ultramafique). Aux alentours de Makokou, des teneurs de 0,33% Ni ont été mises en évidence dans des gabbros à olivine (in Henry et Bouladon, 1971), le nickel étant particulièrement concentré dans la magnétite (1,55% Ni dans la fraction magnétique). Les teneurs sont plus élevées dans les roches ultramafiques (0,55% Ni), mais, pas considérablement plus hautes que dans la moyenne des péridotites (0,2% Ni). Des corps ultramafiques prospectés au Nord de Mayumba sont composés de pyroxénites et péridotites ne dépassant pas 0,4% Ni (Altmann, 1959).

Eléments de gîtologie prévisionnelle Principaux métallotectes, processus supergènes et ressources économiques Les roches mafiques à ultramafiques (gabbros, norites, orthopyroxénites) constituent le métallotecte principal des minéralisations à Ni-Cu sulfuré et platinoïdes. Au Gabon, le potentiel pour ces minéralisations n’est pas encore démontré, bien que des indices en cours de prospection existent au NW du pays, en liaison avec la Suite de Kinguélé (cf. supra). Les ceintures de roches vertes comportent également de probables komatiites, caractérisées, en prospection, par des fonds géochimiques élevés en chrome et nickel. Il conviendrait de tester ces ensembles, avec comme objectif la mise en évidence de minéralisations de type Kambalda. Une prospection tactique devrait se concentrer sur les zones où sont déjà signalés : soit des traces de pentlandite ou de platinoïdes, soit des éléments traces pouvant révéler la présence de sulfures, soit des fortes valeurs en éléments compatibles, tels que Cr, Ni, Ti et V. Jusqu’à présent aucune minéralisation significative à Ni, Cr, platinoïdes primaires ou résiduels (type nickel latéritique), en liaison avec les roches mafiques et ultramafiques, n’a pu être mise en évidence au Gabon. La prospection géochimique réalisée lors du projet SYSMIN a révélé quelques zones à fortes teneurs en Ni-Cr, probablement localisées à l’aplomb d’ultrabasites ; aucune ne semble toutefois se situer dans un contexte permettant des concentrations supergènes significatives. En revanche, la présence locale d’anomalies en Sb (zones de Baniaka et de Malinga) (Fig. 63) rend envisageable l’existence de minéralisations de type nickel sulfuré.

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Ressources minérales Paléoprotérozoïque

encaissées

dans

le

Généralités Après la stabilisation des cratons archéens, deux cycles orogéniques affectent le Gabon durant le Paléoprotérozoïque : •

un cycle pré-éburnéen, daté vers 2500 Ma ;

•

un cycle éburnéen, daté vers 2100 Ma.

Cette dernière période, qui correspond au Trans-Amazonien d’Amérique du Sud, s’accompagne de processus métallogéniques majeurs, bien connus en Afrique de l’Ouest, Guyane, Brésil et en bordure du Craton Congolais et principalement marqués par la mise en place de gisements d’or. Au Gabon, le domaine orogénique éburnéen contient une grande variété de minéralisations, dont la plupart (à l’exception notables de celles du Bassin de Franceville) trouvent des analogues dans l’orogène trans-amazonien du Brésil. On distingue les types de minéralisation suivants :

• Des minéralisations aurifères de type « orogénique », contrôlées par la tectonique éburnéenne ;

• Des minéralisations de type « départ acide », en liaison avec les granites orogéniques à l’origine d’indices alluvionnaires de cassitérite, monazite et columbotantalite ;

• Des minéralisations en « contexte volcano-sédimentaire », bien caractérisées au Brésil, mais dont un exemple pourrait exister au Gabon (indices de Bembélé), sous forme de petits horizons manganésifères, localisés à proximité de jaspes ou de quartzites, et évoquant des minéralisations exhalatives, périphériques de minéralisations sulfurées ;

• Des minéralisations en « contexte sédimentaire », représentées, uniquement au Gabon, par les gisements de manganèse (district de Moanda) et uranium (district de Mounana) du Bassin de Francevile. Dans le premier cas, la classe exceptionnelle du gisement est liée à des processus supergènes, ayant permis un enrichissement secondaire de formations initialement riches en manganèse. Outre ces ressources majeures, des indices de terres rares, niobium, tantale, en liaison avec l’activité magmatique alcaline du Complexe de N’goutou, caractérisent les marges du Bassin de Franceville. On y trouve également des indices d’or, de fer et de cuivre. Outre la mise en évidence des évènements pré-éburnéens (~ 2550 - 2450 Ma), les résultats du projet SYSMIN ont permis une réinterprétation de l’orogène éburnéen, fournissant un cadre renouvelé pour l’interprétation des minéralisations et l’évaluation du potentiel global. On rappellera ci-dessous les trois phases majeures de construction de l’orogène schématisées par la figure 40 :

• ~ 2200 à 2100 Ma, dépôt puis enfouissement et métamorphisme du Complexe de l’Ogooué ;

• ~ 2100 – 2000 Ma, granitisation, puis obduction du Complexe migmatitique de l’Abamié et du Complexe de l’Ogooué sur le craton archéen et le bassin de N’Djolé ;

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• 2000 – 1900 Ma, serrage final synchrone du cisaillement de l’Ikoy-Ikobé et postérieur à la mise en place des granites éburnéens.

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Ressources minérales associées au domaine pré-éburnéen (~ 2550-2450 Ma) Minéralisations associées aux domaines granitiques et d’orthogneiss, tels que le dôme de l’Abamié Niobium, Tantale, Etain Les indices de columbotantalite et cassitérite sont plus fréquents dans le domaine prééburnéen que dans le socle archéen ; ils ont fait l’objet de prospections plus systématiques. Les indices les plus importants se situent autour des dômes migmatitiques de l’Abamié et de Diany-Miyolé (degrés-carrés de Booué et Mouila). Dans ces gneiss migmatitiques se sont différenciés des granites à deux micas que recoupent un grand nombre d’amas et de filons de pegmatites. De la columbotantalite a été observée dans ces pegmatites et pourrait constituer la source des anomalies à Nb-Sn alluvionnaire (Prian et al., 1990 ; Martini et Makanga, 2001). On notera que ces granites, leucocrates et peralumineux, d’âge éburnéen, sont les premiers exemples de magmas typiquement « crustaux » (granites d’anatexie) dans l’histoire géologique du Gabon, ces caractères reflétant à la fois un caractère particulier du protolithe (matériau dit « évolué ») et des températures de fusion assez basses. Les prospections, concentrées sur le dôme de l’Abamié (NW du degré-carré de Booué), ont permis de délimiter une zone riche de 12 km de long sur 2 à 3 km de large, orientée NE-SW, avec des teneurs en columbotantalite supérieures à 250 g/m3 et pouvant atteindre 4 kg/m3, mais dans des flats de faible volume. La composition de la columbotantalite est de 54% de Nb2O5 et 23% Ta2O5. Sur le dôme de Diany-Miyolé (SW du degré-carré de Booué), des flats semblables ont été prospectés avec des teneurs de 1 kg/m3 avec 70% de Ta2O5 et 5% de Nb2O5. Comme dans le dôme de l’Abamié, la cassitérite semble subordonnée. Quelques indices alluviaux de Nb et Sn sont connus dans la région de Lambaréné (degrécarré de Lambaréné), en liaison avec le granite de Fougamou (Artignan et al., 1979).

Terres rares, Thorium Comme dans le cas des indices de columbotantalite et cassitérite, les indices de monazite et xénotime sont plus importants dans le domaine pré-éburnéen, que dans le socle archéen. La monazite est sensiblement appauvrie en lanthane, modérément en cérium et enrichie en tous les autres lanthanides plus lourds, de même qu’en yttrium, uranium et thorium (Laval et Coste, 1986). Les analyses chimiques donnent : Eu2O3 (0,1 à 0,156%), Y2O3 (1,33 à 2,64%), Th (1,20 à 2,10%), U (0,11 à 0,40%). La monazite est accompagnée de xénotime en quantité dix fois moindre. Les zones à monazite et xénotime se concentrent sur trois secteurs : la partie sud du dôme de l’Abamié (NW du degré-carré de Booué), avec des teneurs en monazite supérieures à 1 kg/t, un dôme intermédiaire, situé plus au Sud, aux teneurs équivalentes, et le dôme de Diany-Miyolé (SW du degré-carré de Booué), avec des teneurs plus faibles. A l’ouest du cisaillement de l’Ikoy-Ikobé, sur le granite de Bapindji (Massif de Fougamou au SW du degré-carré de Mouila), les teneurs atteignent 2,4 kg de monazite et 0,1 kg de xénotime par m3 de gravier.

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Ressources minérales associées éburnéenne, entre 2100 et 1950 Ma

à

l’orogenèse

Minéralisations guidées par la tectonique éburnéenne (cisaillements décrochants, décro-chevauchants et failles annexes) Or Contexte métallogénique Les minéralisations aurifères de l’orogène éburnéen de l’Ouest-Gabon mettent en jeu des processus distincts de ceux à l’origine des indices du domaine archéen. Plus récentes d’environ 600 Ma, ces minéralisations se mettent en place dans un contexte de collision, au sein d’une zone de suture de grande échelle entre deux blocs continentaux bien caractérisés : les blocs Ouest- et Est-Gabonais. Certaines (district d’Etéké en particulier), situées au sein du Domaine de l’Ogooué (paléoprotérozoïque), interviennent vers 2100 et 2000 Ma, à là la fin de la phase d’obduction marquant la période majeure de collision. D’autres (districts de N’Djolé et Kolissen), localisées au sein des bassins syn-orogéniques, se produisent entre 2000 et 1950 Ma, au cours de la phase de serrage ultime de l’orogène.

Principaux indices, gîtes et gisements du Gabon Les principaux districts minéralisés sont, d’une part, ceux d’Etéké, N’Djolé et Rié-Kolissen, situés dans la partie interne de l’orogène et, d’autre part, ceux d’Ebel et Nkan, situés dans le domaine Archéen périphérique de l’orogène, ou de Motomba-Mitendi, aligné sur la marge tectonisée du Bassin de Booué. District d’Etéké, dans la zone du décro-chevauchement de l’Ogoulou-Offoué marquant le charriage du Domaine de l’Ogooué (2100 à 2000 Ma) Le district d’Etéké (Prian et al., 1991) constitue la principale zone aurifère du Gabon, avec plus de 15 t d’or produites de 1937 à 1959, d’origine essentiellement alluvionnaire, et une production artisanale toujours active. Malgré ces circonstances favorables, d’importants travaux d’exploration (~ 5000 m de sondages carottés ; Midot, 1990), réalisés entre 1981 et 1990 par le « Syndicat Or Etéké », n’ont pas abouti à la mise en évidence de minéralisations primaires conséquentes. Celles-ci ne sont pas totalement absentes, mais dispersées sur différents gîtes : Ovala (2 t @ 11,3 g/t ; Boutin, 1984), Dondo Mobi (2,3 à 7,2 t @ 15 g/t ou 5,25 t @ 8,9 g/t ; lafayettemining.com) et Dango (5,8 t @ 8,4 g/t). Le district d’Etéké se situe au front du domaine orogénique, au contact entre le domaine paléoprotérozoïque et le domaine archéen. Les minéralisations sont portées par des horizons volcaniques et sédimentaires, écaillés vers l’Est et cisaillés avec un jeu senestre suivant une direction générale NNE-SSW (Feybesse et al., 1998). Trois écailles principales, de lithologies sensiblement différentes, sont caractérisées, auxquelles sont associés les principaux placers orpaillés et les gîtes en roche. Ces écailles sont, de l’Ouest vers l’Est :

• L’écaille d’Ovala, à l’origine des minéralisations en roche d’Ovala et des placers d’Ovala et Pounga (~ 4,5 t Au) ;

• L’écaille d’Etéké, avec les minéralisations en roche de Dondo Mobi et les placers de Dondo Mobi, Etéké et Mavikou (~ 4,5 t Au) ;

• L’écaille de Massima, avec les minéralisations en roche de Dango et Massima et les placers de Massima (~ 4 t Au).

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Les minéralisations reconnues en sondages sont représentées par des stockwerks de quartz-carbonates, par des veines de quartz à sulfures (pyrite, pyrrhotite et trace de sphalérite) et or libre avec, également, des disséminations dans l’encaissant. Elles se mettent en place en liaison avec la tectonique éburnéenne, en deux étapes principales : •

un hydrothermalisme pervasif précoce, marqué par des sulfurations, une altération à dolomite, chlorite, biotite, amphibole magnésienne, séricite et par des fentes quartzeuses ;

•

une évolution rétrograde (passage du faciès amphibolite au facès schiste vert), syn- à tardi-déformation, marquée par la mise en place de veines siliceuses à sulfures et or, en contexte plus ou moins cassant.

Les caractéristiques de ces minéralisations sont clairement de type « or orogénique » (Bouchot et Feybesse, 1996), en liaison avec un faisceau structural majeur constitué par le décro-chevauchement de l’Ogoulou-Offoué. Les minéralisations se développent le long de plans de chevauchement marquant des zones d’interface entre les lobes gneissiques du môle de Bouvondo-Moukandza et les différentes écailles (Ovala, Etéké, Massima), qui sont ensuite réactivées par le fonctionnement sénestre du décro-chevauchement de l’OgoulouOffoué. La lithologie de chacune de ces trois écailles est spécifique, avec des porteurs différents pour les minéralisations. Néanmoins, ces porteurs possèdent toujours des propriétés physico-chimiques favorables au piégeage des fluides minéralisés : roches à rhéologie fragile dans des ensembles ductiles, roches ferrugineuses, carbonées ou graphiteuses à forte réactivité chimique, telles que les schistes noirs pyriteux, les quartzites ferrugineux ou les ultrabasites carbonatisées.

District d’Ovala Le district d’Ovala, qui encaisse les gîtes d’Ovala et de Pounga (degré-carré de Mouila), montre un assemblage lithologique spécifique (« Série d’Ovala »), associant des roches volcaniques, volcano-sédimentaires et sédimentaires de métamorphisme mésozonal. A l’échelle du 1/1 000 000 (ce travail et Thomas et al., 2001), ces faciès n’ont pas été distingués des termes communs du Complexe de l’Ogooué. Les minéralisations sont localisées dans un faisceau majoritairement volcanique, formé par des roches mafiques et ultramafiques, et par un ensemble volcanique et volcanosédimentaire de nature acide. Ce dernier présente un hydrothermalisme précoce représenté par des micaschistes quartzo-alumineux à muscovite et sulfurations disséminées, par des micaschistes à fuschite, par des gneiss et des micaschistes à microcline (hydrothermalites métamorphisées à adulaire ; Autran, 1969, in Prian et al., 1991) et par des gneiss porphyroblastiques alumineux. Ces phénomènes sont attribués à des altérations précoces de type « exhalatif », voire « épithermal », pouvant permettre une pré-concentration de l’or. La minéralisation de type « or orogénique » se surimpose à ce système précoce et se développe sous forme de veines et veinules de quartz à sulfures, dans les formations gneissiques plus compétentes, à proximité de la zone du contact avec les micaschistes. La minéralisation aurifère du gîte d’Ovala est principalement portée par des ortholeptynites et des gneiss plagioclasiques à deux micas, grenat, sphène, staurotide et amphibole. Elle est associée aux minéraux suivants : pyrite, pyrrhotine, chalcopyrite, pentlandite, stibine, blende, scheelite, molybdénite, covelline, marcassite, magnétite, or, galène, mispickel et cassitérite. Les minéraux non métalliques sont le quartz, la tourmaline, le sphène et le rutile. La pyrite non-aurifère, parfois abondante dans des micaschistes (jusqu’à 25%) sur des épaisseurs importantes (jusqu’à 10 m), laisse suggérer qu’il s’agit d’amas pyriteux précoces,

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contemporains du volcanisme (Martini et Makanga, 2001). Le gîte d’Ovala, découvert en 1954, a été brièvement exploité à ciel ouvert avec une production de 24,7 kg Au. Il a ensuite fait l’objet d’une exploration, par 32 forages qui ont mis en évidence deux lentilles minéralisées parallèles contenant des ressources estimées à 2 t Au à 11,3 g/t. Le gîte de Pounga montre une alternance d’écailles de terrains volcano-sédimentaires et d’orthogneiss tonalitiques. L’or est disséminé dans des micaschistes à muscovite riches en bore (tourmalinisation) et en potasse, ce qui est caractéristique d’hydrothermalites. Il est également concentré dans des veines de quartz à pyrite et chalcopyrite. Les teneurs dans les micaschistes ne dépassent pas 1,3 g/t.

District d’Etéké Le district d’Etéké, qui encaisse le gîte de Dondo Mobi (degré-carré de Mouila), montre un environnement lithologique d’amphibolites, de roches ultramafiques (komatiites) et de roches volcano-sédimentaires à volcaniques mésozonales (micaschistes, gneiss plagioclasiques, métarhyolites), rétromorphosées dans le faciès schiste vert. La minéralisation, portée par une lame tectonique chevauchante, se développe sous forme d’un faisceau de veines et veinules de quartz, principalement dans des lithologies chimiquement réactives : ultrabasites à altération carbonatée (listvaénitisées), amphibolites carbonatisées et cornéennes calciques. De plus, le granite de Dondo-Mobi voisin est à l’origine de tellurures de bismuth, molybdénite, tourmaline, et développe des cornéennes à silicates calciques (à scheelite et tourmaline) dans la zone carbonatisée. Le gîte de Dondo Mobi contient des veines et des veinules de quartz montrant la paragenèse suivante : pyrite, pyrrhotine, chalcopyrite et or natif. De la molybdénite et de la scheelite ont également été observées (Prian et al., 1991). La teneur des veines peut atteindre plusieurs dizaines de grammes par tonne. Le gisement a été exploré jusqu’à une profondeur de 105 m d’aval pendage. La zone minéralisée principale, orientée N-NW, de 500 m de longueur et 2 à 25 m de puissance, possède une teneur moyenne de 15 g/t. Les ressources sont évaluées à quelques tonnes, mais le gîte n’a pas été complètement exploré et offre un potentiel prometteur.

District de Massima Le district de Massima montre un ensemble, de roches épimétamorphiques (« Série de Massima ») associant un ensemble sédimentaire de métapélites noires, silts, grès ferrugineux et jaspes et, un ensemble volcanique formé de komatiites, basaltes, andésites, dacites et tufs rhyolitiques. Un âge méoarchéen a été obtenu sur une métadacite (Guerrot et al., 1994), ininterprétable dans le contexte géologique gabonais. Ce point a été discuté dans la partie « Géologie » de la présente notice, et le choix a été fait de faire apparaître la « Série de Massima » comme une unité de Francevillien B, tel que proposé antérieurement par Prian et al. (1991). A Dango (degré-carré de Mouila), la minéralisation est portée par deux niveaux distincts : un niveau de schistes hydrothermalisés, sériciteux, mylonitisés, à pyrite disséminée renfermant des « amandes » et filonnets quarzteux laminés, et un niveau formé par une barre de quartzite ferrugineux cataclasé, avec des zones à resilicification pervasive et pyrite, des brêches à oxydes de fer et des filonnets de quartz. La minéralisation est disséminée ou associée à des veinules de quartz à pyrite et or natif, le long de cisaillements replissés. Les teneurs les plus fortes sont de 5 à 8 g/t dans les schistes noirs, alors que les métacherts sont plus pauvres, de 1 à 3 g/t. Le gîte de Dango semble être le plus important du district d’Etéké, avec une ressource estimée à environ 6 t Au, les sondages ayant atteint seulement 100 m de profondeur et les structures restant ouvertes en profondeur (Prian et al., 1991).

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Au sud de Dango, le gîte de Massima (degré-carré de Mouila) présente une ressource de l’ordre de 4 t Au. Son encaissant est constitué de roches volcaniques avec de rares intercalations minéralisées en liaison avec des métavolcanites andésitiques ou dacitiques hydrothermalisées (chlorite, carbonates), ou avec des roches mafiques et ultramafiques carbonatisées et pyritisées. Le gîte de Massima montre de l’or disséminé au sein de la roche altérée et dans des veinules et fentes de tension tardives. Comme à Dango, il n’y a pas eu ici d’influence granitique, et les teneurs observées dans les andésites et les dacites sont de l’ordre de 1,7 g/t Au. District de N’Djolé, au cœur du « pli de N’Djolé », en relation avec la dernière phase de serrage de l’orogène (2000 à 1950 Ma) Le Groupe de N’Djolé appartient au domaine dit des « Bassins syn-orogéniques », ouverts après 2120 Ma, lors de la phase majeure de convergence éburnenne (cf. supra). Ceci fait de ce groupe une unité bien distincte de celle de l’Ogooué, et nettement postérieure. Sa déformation intervient relativement tard dans l’évolution orogénique, lors de la phase d’obduction du Complexe de l’Ogooué, puis de serrage final en transpression de l’ensemble de l’orogène éburnéen (Fig. 40). Cette dernière phase, qui s’exprime par le jeu décrochant senestre du cisaillement de l’Ikoy-Ikobé, est à l’origine de la formation de « l’Arc de N’Djolé », un pli d’échelle pluriklométrique à axe sub-vertical localisé au NE de la feuille Lambaréné (cf. supra). Au sein de l’Arc de N’Djolé, les minéralisations sont portées par des schistes graphiteux, particulièrement abondants dans le Groupe de N’Djolé (degré-carré de Lambaréné). L’or est associé à des veines de quartz développées selon un axe orienté N-NE, de 15 km de long sur 700 m de large, qui correspond grosso modo au plan axial de la méga-structure plissée (Arc de N’Djolé). Deux indices ont été explorés : le premier, investigué par tranchées et galeries, était riche en mispickel (Dadet et Hudeley, 1971) ; le second, foré à partir d’une « anomalie géochimique sol », a montré des teneurs variant entre 1 et 2 g/t avec un niveau de 10 m de puissance à 3,5 g/t (Abeme, 1991). Une activité d’exploration privée se poursuit dans cette zone (domeventures.com, 2008). Les zones minéralisées pourraient se développer de manière pervasive sous forme de stockwerks déformés, dans des panneaux hydrothermalisés de schistes très altérables et peu affleurants, donc difficiles à mettre en évidence. D’autre part, la prospection est rendue très complexe par le fort redressement des structures (pitch subvertical). District de Rié-Kolissen, à l’ouest du cisaillement de l’Ikoy-Ikobé Le Complexe de Kolissen est constitué de sédiments incluant des conglomérats, des carbonates et des volcanites principalement mafiques. Il est marqué par une très forte déformation en liaison avec le cisaillement de l’Ikoy-Ikobé et par un métamorphisme évoluant du faciès amphibolite au facies schiste vert en s’éloignant de l’accident principal. Le gîte de Rié-Kolissen (degré-carré de Lambaréné) est encaissé dans des jaspoïdes recristallisés en quartzite, avec des intercalations d’amphibolite. Parmi les nombreuses veines de quartz, seul le « filon Maïnou » a été exploité en tranchées et galeries et à produit 15 kg d’or. Une prospection géochimique avait mis en évidence des anomalies explorées par sondages qui ont recoupé des veinules de quartz non minéralisées. Par contre, l’or semble être porté à basse teneur par les amphibolites (0,1 à 0,7 g/t), où il est associé à de la pyrite et de la pyrrhotine disséminées (Magnien et al., 1992). D’une manière générale, les minéralisations aurifères alluviales ont produit 1,7 t Au jusqu’en 1954 (Groupement gabonais).

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District de Ngounié, sur le Horst de Lambaréné Dans le gîte de Ngounié (degré-carré de Lambaréné), le « filon Salanié » a produit 130 kg d’or, avec une teneur moyenne de 12 g/t dans la zone d’oxydation et de 5 g/t dans la zone profonde (Martini et Makanga, 2001). Cette minéralisation est représentée par des veines de quartz aurifères qui sont encaissées dans des gneiss migmatitiques. Leur orientation générale est NNW-SSE, en liaison avec une fracture parallèle au cisaillement de l’IkoyIkobé. Districts encaissés dans l’Archéen, en marge du front de l’orogène éburnéen de l’OuestGabon Les domaines aurifères de l’Archéen situés en périphérie de l’orogène éburnéen, présentent une métallogénèse liée à l’évolution du Paléoprotérozoïque qui se surimpose aux minéralisations primaires. Ceci est probablement le cas dans les régions des Monts Mbilan, du dôme d’Ebel et de Nkan. Le domaine a fait l’objet de travaux de prospection par batée et géochimie et fait actuellement l’objet d’une reprise de l’exploration par la société Dome Venture. Les minéralisations de Nkan (degré-carré de Kango) sont localisées dans d’importantes zones de mylonites liées à des charriages affectant une ceinture de roches vertes et d’itabirites (Martini et Makanga, 2001). Les zones de cisaillement peu pentées, orientées NESW à pendage sud, montrent des roches silicifiées à grenat, sillimanite, biotite, chlorite, pyrite et des veines de pegmatoïdes. Les plus fortes teneurs en or ont été observées dans des itabirites à magnétite et amphibole, qui ont été silicifiées et pyritisées. Dans un de ces niveaux ferrugineux, des sondages à la mototarière ont mis en évidence des teneurs variant de 0,5 à 17 g/t. Les travaux de prospection (Kasso-Mombo et al., 1988) ont permis de délimiter deux grands domaines : un domaine ouest, correspondant à des greenstones archéennes à amphibolite et BIF, et un domaine est, constitué par un ensemble volcanique et sédimentaire épizonal, attribué selon les interprétations, soit au Paléoprotérozoïque, soit à l’Archéen. A l’Ouest, existent des failles inverses affectant les ceintures de roches vertes, d’orientation et de cinématique similaires à celles présentes au front de l’orogène éburnéen de l’Ouest-Gabon. Des silicifications et des altérations hydrothermales (sillimanite, grenat, biotite, chlorite, pyrite) se développent dans les zones de déformation, avec des teneurs en or plus importantes dans les BIF silicifiés. Les travaux de prospection menés par Dome Venture indiquent, à environ 40 km au NE de ce domaine, la présence d’une nouvelle anomalie (Miaga, degré-carré de Mitzic) très structurée en direction NNE-SSW, qui pourrait également représenter une réactivation tectonique et hydrothermale du domaine Archéen. Le dôme d’Ebel, en fenêtre sous les métasédiments du Groupe de N’Djolé, présente une signature en or de niveau peu élevé, mais de grande dimension (20 km de longueur en direction NE-SW), en liaison avec les formations de type « greenstone belt » (Groupe de Bélinga ?) du soubassement archéen, très près du contact avec le Paléoprotérozoïque (domeventures.com, 2008). Plus au Sud, en particulier dans la zone du gîte de Massima (district d’Etéké), les minéralisations aurifères du Paléoprotérozoïque peuvent localement être portées par des lames de terrains attribuées à l’Archéen, constituées de formations à chimisme favorable telles des quartzites ferrugineux et des amphibolites reprises par la déformation éburnéenne et l’hydrothermalisme associé (Bouchot et Feybesse 1996). Les indices encaissés dans le Paléoprotérozoïque correspondent à des minéralisations développées au front de l’orogène éburnéen ; celles situées dans l’Archéen et éloignées de ce contact, correspondraient probablement au même phénomène. En revanche, malgré une taille importante, de l’ordre de plusieurs dizaines de km, les teneurs restent peu élevées, peut être en raison d’un lessivage supergène important (domeventures.com, 2008).

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Districts encaissés dans le Francevillien, en marge du front de l’orogène éburnéen de l’Ouest-Gabon Les formations de la marge occidentale du Bassin francevillien de Booué, le long du môle de la Lopé (degrés-carrés de Mitzic et Booué), sont impliquées dans la déformation liée à l’orogenèse éburnéenne, qui se marque par des plissements, des écaillages et un léger métamorphisme. De nombreux indices d’or alluvionnaire sont présents dans ce secteur, sans que l’on connaisse précisément leur source. La minéralisation de Mitendi (degré-carré de Booué) est encaissée dans les schistes noirs francevilliens, dans la frange ouest du Bassin des Abeilles. Il s’agit d’un chapelet de lentilles de quartz concordantes sur la schistosité et renfermant les minéraux suivants : pyrite, galène, mispickel et or (Prian et al., 1991). Les teneurs vont de 1 à 5 g/t, mais peuvent localement atteindre 50 g/t. L’origine de ces minéralisations reste incertaine. L’aspect en chapelet et leur position en flanc inverse par rapport au front écaillé tendrait à en faire des minéralisations orogéniques développées au front de l’orogène éburnéen, en domaine de bassin. En revanche, l’âge de 1740 ± 50 Ma obtenu sur galène (Eberhardt et al., 1962, in Prian et al., 1990), très tardif par rapport à l’orogène, s’intègre mal à cette hypothèse.

Eléments de gîtologie prévisionnelle Cadre général des minéralisations aurifères paléoprotérozoïques (Afrique de l’Ouest et Brésil) En Afrique de l’Ouest, l’orogenèse éburnéenne est à l’origine d’un épisode aurifère majeur d’un potentiel (production, réserves, ressources) évalué à 6000 tonnes, en relation avec la tectonique et le magmatisme associé, aux alentours de 2100 Ma. Les minéralisations sont principalement contrôlées par de grandes zones de cisaillement, particulièrement au Ghana avec les gisements de l’Ashanti Belt et de la Sumpani Belt (Obasi, Prestea, Bogosa, Bibiani, Alafo, etc.). Plus récemment, de nouveaux districts ont été découverts, en particulier ceux de Sadiola, Morila et Syama au Mali, Siguiri et Léro en Guinée et Essakane au Burkina Faso. D’autre part, il existe d’importants paléoplacers aurifères dans les bassins de type « intrachaîne » de Tarkwa (Ghana). De plus, cette province fait partie d’un ensemble plus vaste intégrant le Bouclier Guyanais, dont les caractéristiques sont similaires à celles de l’Afrique de l’Ouest et qui renferme aussi d’importants gisements aurifères au Vénézuéla, au Guyana, au Surinam et en Guyane Française. Les minéralisations aurifères éburnéennes d’Afrique trouvent leurs équivalents dans le Trans-amazonien du Brésil. Dans ce pays, on peut citer les districts de Rio Atapicuru (incluant le gisement de Fazenda Brazileiro correspondant à une structure filonienne majeure à quartz et sulfures ayant produit 150 t Au, de Jacobina (comportant des minéralisations portées par des conglomérats hydrothermalisés) et, de manière plus éloignée, une partie du district du Quadrilatère Ferrifère, avec des minéralisations orogéniques à tourmaline abondante à Passagem de Mariana (60 t Au produites). Les minéralisations de Jacobina, portées par des séries conglomératiques considérées comme des paléoplacers, ont été réinterprétées comme liées à des processus s’intégrant dans le modèle « or orogénique » (Milesi et al. 2002). Ces minéralisations majeures fournissent un cadre conceptuel global pour l’interprétation des gisements d’âge comparable associés à l’orogène éburnéen du Gabon.

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Mise en place de l’or et principaux métallotectes Les observations détaillées plus haut montrent que la majeure partie des minéralisations aurifères associées au formations paléoprotérozoïques du Gabon s’intègrent dans un modèle de type « or orogénique ». Dans ce schéma, les événements tectonométamorphiques éburnéens constituent un facteur essentiel pour la production de gisements, ce qui apparaît de façon particulièrement évidente dans les districts du Domaine de l’Ogooué et le secteur de N’Djolé (cf. supra). Néanmoins, le rôle de processus de préconcentration liés à l’histoire anté-orogénique (magmatisme, hydrothermalisme etc.) ne peut être négligé. Des concentrations sulfurées précoces existent ainsi sur le gîte d’Ovala, portées par des schistes noirs dans un contexte volcanique mafique à intermédiaire. Ces minéralisations sont attribuée à un hydrothermalisme précoce à adulaire, à l’origine d’altérations de type « exhalatif », voire « épithermal » (Autran, 1969, in Prian et al., 1991), et pouvant entraîner une pré-concentration de l’or. Les analyses (éléments majeurs et traces) sur roches réalisées dans le cadre du projet SYSMIN (cf. supra) mettent par ailleurs en évidence un « fond géochimique » en or particulièrement élevé dans de nombreuses lithologies paléoprotérozoïques (Tableau 46), qui semble souvent en relation avec l’abondance des suflures. Il est donc très probable que l’histoire précoce des ensembles paléoprotérozoïques a permis le passage d’une première étape de préconcentration nécessaire à la production des minéralisations aurifères, mais les causes précises de cette phase précoce restent à étudier. Postérieurement à cette phase précoce, les processus orogéniques ont permis la formation de minerais, sous forme de veines et veinules de quartz à sulfures jalonant des failles et structures majeures (décro-chevauchement de l’Ogoulou-Offoué, cisaillement d’Ikoy-Ikobé, plan axial cisaillant du mégapli de N’Djolé etc.). Comme pour l’Archéen, les minéralisations du Paléoprotérozoïque montrent donc un fort contrôle litho-structural, mais également chimique, du fait de l’existence de pièges, constitués par des formations riches en fer, des roches mafiques, des schistes noirs ou des carbonates. Le rôle de massifs granitiques, tels celui de Dondo Mobi, à l’origine de tellurures de bismuth, molybdénite, tourmaline, est également envisageable. En dépit des analogies de modèle, le potentiel aurifère du Paléoprotérozoïque gabonais apparaît à ce jour beaucoup plus modeste que celui des terrains birimiens d’Afrique de l’Ouest ou du Trans-amazonien du Brésil. Relativement au contexte Ouest-africain, une différence importante réside dans le caractère souvent intra-cratonique des bassins gabonais (Bassin de Franceville) et dans le développement réduit de ceux que l’on pourrait considérer comme peu ou prou « océaniques » (Domaine de l’Ogooué, Bassin de N’Djolé). La probabilité de découverte d’un gisement d’or important au Gabon doit donc être pondérée de la surface occupée par les formations géologiques favorables. Ce degré de favorabilité à l’or des formations géologiques du Gabon (toutes époques confondues) a été hiérachisé par un traitement multi-critères combinant les données géophysiques réinterprétées ou acquises lors du projet SYSMIN (voir les rapports du volet « Géophysique aéroportée » du projet) et les indices d’or répertoriés (Fig. 66). Cette démarche confirme le haut degré (relatif) de favorabilité des principaux districts (cf. supra), à l’exclusion d’autres secteurs aux indices beaucoup plus dispersés. Pour l’ensemble du Gabon, la carte met clairement en évidence la priorité à attribuer à deux métallotectes majeurs : •

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les formations paléoprotérozoïques engagées dans la tectonique éburnéenne ;

•

les ceintures de roches vertes archéennes (Groupe de Bélinga) affectées par la tectonique néoarchéenne.

Tableau 46. Teneurs moyennes en silice et or d’un ensemble de roches gabonaises analysées par activation neutronique (dosage Au). M = teneur moyenne ; N = nombre de dosages. Les teneurs moyennes supérieures à 5 ppb ont été surlignées en jaune.

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République gabonaise Thématique Or Addition des scores des formations géologiques et des scores issus de la géophysique pour 4 groupes d’indices

Fig. 66. Indices d’or et degré de favorabilité des formations géologiques de tous âges, en fonction des indices d’or répertoriés. Processus supergènes et ressources économiques Le district d’Etéké reste caractérisé par une disproportion anormale entre l’or exploité en placer et les minéralisations reconnues en roche. Des minéralisations similaires à celles de

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la « lentille D » de Dango, portées par un fin stockwerk minéralisé dans des schistes déformés et très altérés, pourraient correspondre aux sources principales de l’or. A titre d’hypothèse et comme dans d’autres régions, on pourrait envisager que les faciès très hydrothermalisés schisteux n’affleurent pas, sauf lorsqu’ils sont armés par des barres de roches dures comme cela apparaît à Dango. Dans ce cas, ce type d’objectif aurait pu avoir été manqué par les travaux de prospection qui visaient une minéralisation filonienne à forte teneur. De tels faciès, très fortement déformés et hydrothermalisés, mais non affleurants, pourraient constituer l’alimentation principale des placers, à partir d’un démantèlement subautochtone. Ils seraient donc à rechercher en aveugle (géophysique et forages) dans la zone d’emprise immédiate des principaux placers. Comme pour les gîtes aurifères encaissés dans l’Archéen, il faut donc attirer l’attention sur le fait que l’association des minéralisations avec une structure rectiligne n’est pas toujours flagrante, ce qui rend la prospection difficile en raison de la dispersion non linéaire des indices aurifères.

Ressources minérales associées aux domaines granitiques éburnéens Tungstène La scheelite et la wolframite ont été assez souvent trouvées en concentrés de batée, mais les seules minéralisations en place ont été observées au niveau du gîte de Dondo Mobi, dans la région d’Etéké (degré-carré de Mouila). En effet, de la scheelite existe comme minéral accessoire dans des veinules de quartz et de dolomite, de même que dans des cornéennes carbonatées développées par altération hydrothermale de roches ultramafiques en contact avec le granite d’Ovala. Sur le gîte aurifère d’Ovala, de la scheelite a été également observée dans des ortholeptynites hydrothermales et des métatonalites. D’autres indices alluviaux existent, aux alentours des dômes de l’Abamié et de Diany-Miyolé, ainsi qu’au sud de Mandji (degré-carré de Fougamou). La métallogenèse du tungstène peut se comparer à celle de l’étain avec lequel il est souvent associé. Au Gabon, les terrains les plus propices sont ceux affectés par l’orogenèse éburnéenne où des gîtes viables de scheelite pourraient être mis en évidence dans des skarns et des zones de contact granitique. Il faut signaler qu’un gîte à cassitérite-wolframite a été exploité dans le Mayombe du Congo, immédiatement au-delà de la frontière (Martini et al., 1995).

Cuivre, Plomb, Zinc Les travaux de prospection générale ont mis en évidence la présence de quelques petits gites à pyrite et traces de sulfures de Zn-Pb-Cu, sous forme de fissures, de veinules et de rares indices alluvionnaires. Ils sont situés à l’intérieur, ou en périphérie, des domaines granitiques. Ce sont de simples indices, sans développement de veines significatives, que l’on peut mettre en relation avec l’évolution cassante tardi-orogénique de ces domaines granitiques. En particulier, les concentrés de batées prélevés sur le socle au niveau du degré-carré de Kango contiennent des sulfures en abondance, notamment de la blende et de la galène. Un de ces sites a été mis en relation avec une forte anomalie géochimique en cuivre permettant de suspecter la présence de sulfures massifs syngénétiques (Diouly-Osso, 1986). Des veines synorogéniques de quartz aurifère, telles que celles du gîte de Mitendi (degré-carré de Booué), peuvent contenir de la galène et de la blende, parfois associées à de la pyrite et du mispickel.

Minéralisations volcano-sédimentaires De manière très locale, des minéralisations en « contexte volcano-sédimentaire », telles que celles connues Brésil, existent au Gabon (secteur de Bembélé). Il s’agit de petits horizons manganésifères à proximité de jaspes ou de quartzites évoquant des minéralisations

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exhalatives, périphériques à la mise en place de minéralisations sulfurées. Au Burkina Faso, l’amas sulfuré à Zn-Ag de Perkoa et différents indices ont été trouvés dans un contexte comparable. Des concentrations sulfurées précoces existent également sur le gisement d’Ovala, portées par des schistes noirs dans un contexte volcanique mafique à intermédiaire (cf. supra). Le fait que ces formations soient métamorphisées dans le faciès amphibolite rend leur identification difficile.

Roches ornementales Le massif granitique de Fougamou (degré-carré de Fougamou) présente deux faciès : un faciès à grain fin, leucocrate, à deux micas et de couleur rose à grisâtre et un faciès porphyroïde légèrement orienté. Les photos de sections polies réalisées dans le cadre du projet SYSMIN (Fig. 67) témoignent du bel aspect des roches. L’occurrence de blocs erratiques de plus de 20 m3 suggère des fractures très espacées, susceptibles de permettre la production de blocs de grande taille. Des travaux complémentaires seraient nécessaires pour confirmer plus avant le potentiel du granite de Fougamou comme roche ornementale.

Fig. 67. Sections polies du granite de Fougamou.

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Ressources minérales associées aux bassins d’avant-pays de l’orogène éburnéen Pendant le Paléoprotérozoïque, l’orogenèse éburnéenne provoque une réactivation de certains accidents majeurs archéens, induisant l’ouverture des bassins d’avant-pays intracratoniques de Booué, Franceville et Okondja. Le creusement de ces bassins permet une accumulation de sédiments pro parte volcanogéniques, qui sont à l’origine des gisements uranifères du district de Mounana et des dépôts de manganèse du district de Moanda et de la région d’Okondja. Un volcanisme alcalin, synchrone de la sédimentation, se développe en liaison avec les failles crustales bordières. Ses racines sub-volcaniques s’observent au Nord, dans le Complexe de N’goutou (2027 ± 55 Ma), mais des produits volcanoclastiques ou volcano-détritiques se trouvent dans l’ensemble des bassins. Des indices de terres rares, niobium et tantale sont en relation avec le complexe de N’goutou, et il existe aussi dans les bassins, des indices d’or, de fer et de cuivre. Ces bassins intracratoniques sont caractéristiques du Gabon et n’ont pas d’équivalent et dans le Transamazonien d’Amérique du Sud, ce qui témoigne d’une dissymétrie de la chaîne éburnéenne.

Minéralisations liées aux faciès détritiques grossiers de la plate-forme francevillienne Uranium, Vanadium Contexte géologique et métallogénique Les gisements à uranium liés à des bassins sédimentaires sont de deux types : soit des grès à uranium concodrants de « type red beds » (dit aussi « type Colorado »), soit des grès à uranium sur discordance de « type Athabasca ». Le gisement de Mounana au Gabon, classiquement attribué aux grès à uranium de « type Colorado », présenterait un caractère intermédiaire entre ces deux types. Les gisements d’uranium de « type Colorado » représentent 20% des réserves mondiales. Ils se forment dans des bassins intracontinentaux et présentent des teneurs relativement faibles (0,05 à 0,3% U3O8), mais des tonnages élevés (jusqu’à 50 000 t U3O8). La découverte de l’uranium au Gabon date de 1956, avec la mise en évidence, dans un premier temps, d’un indice sur le Mont Iboudji puis, très rapidement, du gisement de Mounana (Pons, 1971 ; Bourrel et Pfiffelmann, 1972). Les recherches postérieures ont révélé de nombreux indices et mis au jour les autres gisements de taille économique, d’un total de plus de 40 000 tonnes d’uranium. Ils ont été exploités par la COMUF de 1961 à 1999. Les gisements d’uranium, moins répandus que ceux de manganèse (cf. infra), sont quasiment circonscrits à la bordure SW du Bassin de Franceville (degrés-carrés de Franceville et Koulamoutou), où ils occupent une aire de 150 x 25 km² (Martini et Makanga, 2001). Ils sont, le plus fréquemment, encaissés dans les grès du Francevillien A, et généralement localisés à proximité de schistes noirs (« black shales ») du Francevillien B. On considère que le caractère réducteur de ces derniers est déterminant sur la minéralisation uranifère. Les gisements sont localisés au voisinage de failles bordières qui délimitent les bassins, ou sur des flexures monoclinales. L’uranium est fréquemment associé à du vanadium. La minéralisation primaire est principalement constituée de pechblende et accessoirement de coffinite, pour l’uranium, et de karélianite, montroseite et roscoelite, pour le vanadium. Dans une moindre mesure, on trouve également de la duttonite et de la corvusite, sous

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forme remaniée. Les autres minéraux primaires associés sont de la pyrite, de la galène avec un peu de sphalérite et de chalcopyrite plus ou moins altérée en néodigénite et covellite (Martini et Makanga, 2001). Les fluides minéralisateurs ont circulé le long d’accidents, au sein des grès du Francevillien A, et ont précipité l’uranium en arrivant au contact des schistes noirs, réducteurs et peu perméables, du Francevillien B. L’uranium a imprégné les grès sous-jacents, formant des horizons stratiformes en lentilles irrégulières et trapues ou en couches plus continues. Ces phénomènes sont contemporains du fonctionnement du bassin, comme en atteste une datation fiable à 2050 ± 30 Ma (Devilliers et al, 1975 ; Gancarz, 1978) obtenue sur la minéralisation (Tableau 4.2). District de Mounana, à proximité de failles normales NW-SE contrôlant le Bassin de Franceville Le district de Mounana contient des ressources économiques estimées à plus de 40 000 t U réparties sur plusieurs gisements (degré-carré de Franceville).

• Le gisement de Mounana, exploité de 1961 à 1975, a produit 5759 t U @ 0,5% U. L’amas minéralisé consiste en une imprégnation de grès feldspathiques dans une zone très faillée et redressée, adossée à un horst de socle archéen. Il s’allonge sur 150 m pour une largeur maximale de 40 m ;

• Le gisement de Boyindzi, exploité de 1972 à 1990, a produit 2500 t U @ 0,3% U. Par sa taille et sa morphologie, il est comparable au gisement de Mounana. Les grès siliceux stériles du mur suggèrent qu’une phase de silicification a comblé la porosité avant l’arrivée des minéraux uranifères (Diouly-Osso et Chauvet, 1979) ;

• Le réacteur nucléaire naturel d’Oklo, exploité en carrière de 1968 à 1985, a produit 7200 t U @ 0,45%, ensuite, exploité en mine de 1985 à 1997, il a produit 8100 t @ 0,32% U. Le gisement d’Okelobondo, exploité de 1973 à 1997, a produit 3500 t @ 0,33% U. Ces deux gîtes sont adossés au flanc est du même horst granitique archéen, dans une flexure monoclinale. Ici, la minéralisation, franchement stratiforme et confinée dans un banc gréseux de 6 à 8 m de puissance, couvre une grande surface ;

• Le gisement de Bangombé, qui renferme des ressources de 3000 t U encaissées dans des grès, n’a pas été exploité afin de préserver son intérêt scientifique. Il n’est pas associé à des zones de fractures, mais localisé au sommet d’un large bombement anticlinal d’axe NW-SE (Gauthier-Lafaye et Wéber, 1989) ;

• Le gisement de Mikouloungou, dernier gisement exploité (1997 - 1999), possédait des ressources initiales de 4700 t U. La minéralisation s’est développée le long d’une faille normale inclinée de 45° vers le Nord, mettan t en contact des grès fluviatiles avec des pélites noires intensément plissotées (Wéber, 1968).

• Le gisement de Kiené (degré-carré d’Okondja) ne présente pas des teneurs viables économiquement. Il s’est développé sur une faille normale mettant en contact un faciès gréseux avec des shales ampéliteux, la minéralisation étant circonscrite à un certain nombre de cycles sédimentaires. Réacteurs nucléaires naturels Dans le Bassin de Franceville, certains des gîtes ont fonctionné comme des réacteurs nucléaires naturels. Ils montrent des réactions de fission qui créent des anomalies caractérisées par des appauvrissements en 235U. Le premier de ces réacteurs a été trouvé à Oklo en 1972 et, en 1989, les découvertes s’élevaient à quatorze, quasiment toutes

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localisées dans le secteur d’Oklo, à l’exception des réacteurs d’Okelobondo et Bangombé (Gauthier-Lafaye et Wéber, 1989). Les réacteurs consistent en des lentilles de minerai riche (25 à 60% U), plurimétriques et épaisses de 10 à 15 cm. L’uraninite appauvrie en 235U (0,3% au lieu de 0,7% dans l’uranium normal) constitue le cœur, entouré d’une enveloppe argileuse composée de chlorite magnésienne, pour la partie interne, et d’illite, pour la partie externe, le tout encaissé dans des grès à 1 à 15% U, minéralisés avec de l’uraninite de composition isotopique normale. La réaction naturelle de fission a débuté dans les zones où la richesse du minerai (10% U) lui permettait d’atteindre la masse critique, processus facilité par la présence d’un uranium plus riche en 235U au Paléoprotérozoïque (3% 235U vers 2000Ma), qu’aujourd’hui. Les températures au moment de la réaction sont estimées à 400°C au cœur du réacteur, 300 à 350°C dans la zone chloriteuse et 200 à 225°C dans la zone à illite (Martini et Makanga, 2001).

Eléments de gîtologie prévisionnelle Principaux métallotectes et processus supergènes A l’échelle mondiale, les formations porteuses de gisements d’uranium sont généralement des séquences détritiques puissantes, essentiellement fluvio-lacustres, accumulées dans des bassins intra-montagneux, des bassins intracratoniques et des plaines marines littorales. L’encaissant (grès, conglomérats plus ou moins consolidés) est d’origine principalement détritique, avec une participation éventuelle de produits d’origine volcanique. Au Gabon, les grès du Francevillien sont la principale formation qui réunisse les critères précédents. Sa favorabilité à l’uranium, relativement aux autres entités géologiques, est illustrée par la Figure 68, qui expose les « scores » de l’ensemble des formations du Gabon, obtenus par un traitement multi-critères associant les levés géophysiques et les données géologiques. Les gisements d’uranium mondiaux présentent trois types de morphologie (Jébrak et Marcoux, 2008) :

• Les rolls, qui sont des corps plus ou moins stratiformes en forme de rouleaux, limitant des zones d’oxydation différentes et formant des langues atteignant 100 km². Les zones plus minéralisées sont situées dans des grès altérés, en limite des fronts d’oxydo-réduction, et s’étendent vers l’extérieur jusqu’à une centaine de mètres ;

• Les bankets, qui sont des paléochenaux pénéconcordants dans des zones plus perméables ou riches en matière organique, dont les faciès sont rarement uniquement gréseux. Les minéralisations sont recouvertes par des dépôts lacustres et les gisements, de formes tabulaires, peuvent atteindre plusieurs kilomètres d’extension ;

• Les disséminations, qui sont parfois plus verticales que les deux types précédents. On les retrouve principalement près des failles bordières des bassins. Les gisements du district de Mounana, dans lesquelles les accidents ont joué un rôle majeur, se rattachent au troisième type. Ces accidents ont permis le drainage de fluides enrichis en U vers des zones réductrices, Dans ce type de modèle, l’uranium est supposé provenir du lessivage des formations détritiques basales (dans ce cas, les conglomérats et grès du Francevillien A) par des fluides oxydants salins tardifs, généralement de basse température (80 à 170°C). L’uranium est transporté sous une for me oxydée qui le solubilise, et en remontant le long des failles, les fluides bassinaux enrichis en uranium sont susceptibles de précipiter s’ils débouchent dans un environnement réducteur, ce dernier étant généralement fourni par des faciès de « black shales ». A Mounana, il s’agit des schistes noirs du

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Francevillien B, dont le caractère réducteur traduit un environnement de dépôt tout à fait distinct (tectonique en horst et graben, intervention d’un volcanisme alcalin, production de matière organique etc.) de celui à l’origine du Francevillien A (cf. supra). La recherche des discontinuités structurales, et des interfaces lithologiques Francevillien A/Francevillien B, est donc essentielle pour la propection de l’uranium dans le Bassin de Franceville. On notera finalement le rôle possible de la matière organique, dont la migration sous forme de complexes uranifères peut conduire à des enrichissements parfois exceptionnels (jusqu’à 60% U3O8).

République gabonaise Thématique Uranium Favorabilité avec combinaison des scores issus de la géologie et des levés aérogéophysiques

Fig. 68. Carte de favorabilité de l’uranium en fonction des formations géologiques et des anomalies et indices connus.

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Ressources économiques Les travaux de prospection réalisés dans la région de Franceville, ont permis la découverte et le développement du district minier de Mounana. Les prospections menées, par ailleurs, dans le soubassement granito-gneissique, sur la Nyanga et le Permien, n’ont pas conduit à la mise en évidence de minéralisations significatives. Le sujet uranium n’est pas fermé pour la profession minière, comme le montre la reprise de la prospection par la société AREVA dans la région de Franceville. La prise en compte des nouveaux levés géologiques et géophysiques (Projet SYSMIN), et les prospections actuelles (AREVA), devraient permettre une réévaluation du potentiel en uranium du Gabon.

Ressources minérales francevilliens

liées

à

la

sédimentation

des

grabens

Manganèse Contexte géologique et métallogénique A l’échelle mondiale, les plus importants gisements de manganèse sont, à de rares exceptions près, encaissés dans des roches sédimentaires et volcano-sédimentaires postarchéennes (Laznicka, 1992 ; Roy, 2006). Ceci témoigne de l’importance d’une atmosphère riche en oxygène pour la genèse de ces gisements. Ceux-ci se forment dans des environnements littoraux peu profonds (de type delta ou plateforme continentale) ou dans des environnements euxiniques (de type Mer Noire), souvent en liaison avec des dépôts de fer. Le manganèse est préférentiellement associé à trois types de formation sédimentaire : des niveaux de fer de type BIF « Lac Supérieur », des niveaux gréseux et des niveaux carbonatés. Les principaux gîtes sont liés à des BIF, comme par exemple le gisement de Kalahari (Afrique du Sud), qui contient 13 Gt de minerai manganésifère et représente le plus grand gisement mondial (Jébrak et Marcoux, 2008). Le district de Moanda,situé au SE du Gabon, est l’un des principaux au monde, et son âge est paléoprotérozoïque. La qualité de la ressource y est étroitement conditionnée par deux processus successifs : (1) une préconcentration liée à l’histoire du bassin hôte (Bassin francevillien) ; (2) une altération supergène. La prise en compte conjointe de ces deux paramètres est essentielle pour la prospection, celle-ci supposant : (1) une localisation des aires de concentration initiale, (2) la délimitation des zones où les faciès préconcentrés ont été soumis, pendant une période suffisante, à l’action des eaux météoriques.

Principaux indices, gîtes et gisements du Gabon District de Moanda, dans la partie sud du Bassin de Franceville Le manganèse du Bassin de Franceville a été découvert à la fin du 19ème siècle (Barrat, 1895), mais n’a été prospecté qu’à partir de 1951. La mise en exploitation du gisement de Moanda (degré-carré de Franceville) a débuté en 1961 et continue aujourd’hui (société COMILOG). Il est composé d’un groupement de cinq gîtes situés sur différents plateaux : Bangombé, Okouma, Massengo, Bafoula et Yéyé, dont les deux premiers sont les plus importants (Martini et Makanga, 2001). Le site de Bangombé est le seul exploité actuellement. La minéralisation primaire est liée à des faciès carbonatés associant une dolomie manganésifère (Mg0,8Mn0,2)Ca(CO3)2 et de la rhodocrosite calcique (Mn0,9Ca0,1)CO3. L’enrichissement supergène a permis de faite passer cette minéralisation primaire non économique, à un minerai de surface exceptionnellement riche et exploitable en carrière. Le district de Moanda a une production annuelle de l’ordre de 2 Mt de concentré @ 50-51% Mn. Les réserves du gîte de Bangombé s’élevaient avant l’exploitation à 200 Mt de tout

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venant, de même ordre de grandeur que le gîte d’Okouma, soit un tonnage total de minerai riche de l’ordre de 550 Mt. La minéralisation primaire est interstratifiée dans la partie sommitale des shales ampéliteux du Francevillien B. La couche manganésifère, d’une épaisseur de 75 m, titre en moyenne à 13% Mn avec des teneurs maximales à 25% (Martini et Makanga, 2001). Elle ne contient en moyenne que 2,5% de fer (Wéber, 1973), avec une base plus riche (jusqu’à 12%) et contenant un peu de phosphore (0,6%). Cette couche basale est plus marquée vers le Nord, dans les gisements d’Okouma et Bafoula, où le minerai repose directement sur un niveau ferrugineux de 10 m d’épaisseur (Martini et Makanga, 2001). L’altération supergène poussée, à l’origine du gisement, s’est déroulée en climat chaud et humide (latéritisation). Elle a produit un faciès oxydé qui forme des couches sur les plateaux dont l’altitude est de l’ordre de 600 m. Ceux-ci correspondent à une paléosurface d’érosion qui recoupe la minéralisation primaire. Cette surface, formée à la limite Crétacé-Tertiaire, aurait été reprise par un nouveau cycle érosif au Miocène (Chatelin, 1964). La zone enrichie se compose de divers types de minerais, de haut en bas (Baud 1954, 1956 ; Bouladon et al., 1966, in Plan Minéral du Gabon, 1971 ; Martini et Makanga, 2001) :

• Une couche meuble (Horizon de couverture) de 5 à 6 m de puissance, pratiquement stérile (15% Mn), constituée de pisolithes ferrugineuses à couches concentriques de gibbsite-goethite et plus rarement lithiophorite, noyées dans une matrice ocreuse de goethite, gibbsite et un peu de kaolinite ;

• Un niveau de transition de 0,5 à 1 m de puissance, plus ou moins cuirassé, à fragments de plaquettes minéralisées, agrégats de pisolithes cimentés par de la cryptomélane concrétionnée et gros blocs de grès grossier. Ce niveau (Stone line) correspondrait à la base du sol ayant subi des remaniements mécaniques ;

• Un niveau à plaquettes de 3 à 9 m de puissance, qui constitue l'essentiel de l'horizon productif du gîte, avec 44% Mn en moyenne (Martini et Makanga, 2001). Des plaquettes centimétriques de minerai et des fragments plus massifs sont enrobés dans une matrice ocreuse, contenant des petits fragments de minerai où s’observent parfois des pisolithes. Les constituants du minerai sont des oxydes et hydroxydes amorphes de manganèse cryptocristallins, comme la pyrolusite (polianite), nsutite, lithiophorite et cryptomélane, dans une matrice de goethite et gibbsite ;

• Une couche compacte formant le niveau de base d’une puissance de 0,20 à 0,50 m, constituée d’un minerai massif lité à hydroxydes amorphes à manganite, groutite, nsutite, polianite, lithiophorite et dialogite surmontant un mince ruban de pyrolusite reposant sur le substratum. De la rhodochrosite apparaît à l'extrême base du minerai, comme constituant d’un niveau d'ampélites partiellement décarbonatées, noires et friables, dans lequel le manganèse a été lessivé. Dans les talwegs recoupant les plateaux, le minerai en plaquettes se transforme progressivement en cuirasse massive manganésifère. Ce phénomène est postérieur au développement de la minéralisation oxydée principale. Il découle d’une remobilisation en profondeur du manganèse et d’une précipitation par oxydation près de la surface (Martini et Makanga, 2001). Districts du SE de Franceville et de l’ouest d’Okondja D’autres gisements plus petits et non exploités présentent des similitudes importantes avec celui de Bangombé, mais à des teneurs généralement plus basses. Ils se situent au SE de Franceville (Menaï, Bignomi, Okonga) et dans la région d’Okondja (Okondja,

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Ambinda) (Baud, 1954, 1956). Les ressources globales des gîtes de la région de Franceville, autres que ceux de Moanda, sont estimées à une centaine de millions de tonnes, susceptibles de produire 45 à 50 Mt de concentré @ 30% Mn. Les indices de la région d’Okondja ont été prospectés et les observations réalisées suggèrent des gîtes comparables aux précédents. Indices régionaux A l’échelle régionale, de très nombreux indices de Mn sont décrits, dont les potentialités sont négligeables relativement à celles des districts précédents. Ces minéralisations peuvent néanmoins être intéressantes pour une compréhension globale du cycle primaire du manganèse dans le Paléoprotérozoïque du Gabon. Ces indices mineurs se suivent tout le long de la bordure du Bassin de Franceville, sur les degrés-carrés de Lastoursville, Mouila, Booué et Kango, où ils semblent associés à des niveaux jaspoïdes alternant avec des schistes noirs du Francevillien C ou des quartzites à manganèse du Complexe de l’Ogooué (Prian et al., 1990). Parmi les indices liés aux jaspes, on peut citer le petit gîte d’Abouka (Wéber, 1971) et un autre, situé à 25 km à l’E-SE de Mimongo (Baud, 1956). Ils sont formés de petites lentilles décimétriques de minerai de 1,5 m de puissance au maximum, surmontées d’une croûte massive coiffant une paléosurface d’érosion. Les indices situés dans la zone de l’orogène éburnéen (nord de N’Djolé) sont liés à des niveaux de quartzites. Le plus important (Bembélé, degré-carré de Kango) a été examiné dans la section dédiée aux minéralisations de l’orogène éburnéen. Il couvre 9 km² et renferme quelques centaines de milliers de tonnes de minerai @ 33% Mn (Baud, 1957). Il fait actuellement l’objet d’une préfaisabilité par une société chinoise. La rentabilité d’un éventuel gisement est surtout liée à la proximité à la côte, mais semble bien aléatoire.

Eléments de gîtologie prévisionnelle Les plus grands gîtes de manganèse dans le monde sont des BIF à Mn, dont le plus bel exemple est le gisement de Kalahari, en Afrique du Sud, avec 13 Gt de minerai, presque complètement caché sous des dépôts tertiaires. On connaît des gisements comparables en Inde (Orissa) et au Brésil (Minas Gerais). Les gisements protérozoïques sont généralement associés à des schistes noirs (« black shales »), comme les gisements de Chine et du Brésil (Serra do Navio) (Jébrak et Marcoux, 2008), et comme deux du Gabon. Mise en place du manganèse et principaux métallotectes Les gisements associés à des schistes noirs sont souvent corrélés à des épisodes de transgression et de régression marine (Frakes et Bolton, 1984). Pour expliquer la surconcentration du manganèse dans le milieu de dépôt, plusieurs processus non mutuellement exclusifs sont proposés :

• Apport de manganèse, soit causé par une altération continentale importante, soit d’origine sous-marine à partir de l’altération de laves mafiques ;

• Concentration et stockage du manganèse dans des eaux profondes ; • Intervention d’un hydrothermalisme en liaison avec un volcanisme sous-marin (Pouit, 1989 ; Mucke et al., 1999). Dans le district de Moanda, la mise en place du minerai primaire s’est produite durant la phase d’approfondissement (horst et graben) du Bassin de Franceville, dans un contexte transgressif marqué par la sédimentation des séries ampélitiques et géso-ampélitiques du

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Francevillien B. Le volcanisme alcalin, qui s’est développé dans le bassin en réponse à la réactivation de failles crustales, et dont le rôle dans la sédimentation apparaît très significatif (cf. supra), constituerait la principale source du manganèse. Le caractère anoxique des eaux profondes serait à l’origine de son enrichissement. La remontée de ces eaux riches en manganèse vers la surface, au contact d’une tranche d’eau oxygénée, aurait entraîné la précipitation du manganèse, sous forme d’oxydes et de carbonates. En revanche, les gîtes à manganèse du Groupe de N’Djolé, de taille beaucoup plus petite, pourraient être interprétés comme des niveaux à composante exhalative, en périphérie de centres volcaniques paléoprotérozoïques, semblables aux gîtes de manganèse du Birimien d’Afrique de l’Ouest, tels ceux du Ghana et du Burkina Faso. Processus supergènes et ressources économiques Les districts de Franceville et d’Okondja représentent une concentration majeure de manganèse, qui constitue la troisième province à l’échelle mondiale, après celles de Namibie et d’Ukraine. La production du gisement de Moanda fait du Gabon un acteur majeur sur le marché du manganèse, malgré des difficultés logistiques liées à son éloignement. Les processus supergènes sont essentiels pour la production d’un minerai économique, combinant une forte teneur et des réserves de production de plusieurs dizaines d’années. De tels niveaux réapparaissent en surface dans la région d’Okondja non exploités à ce jour.

Dolomie Au sein des dépôts des bassins francevillien, affleurent des séries carbonatées d’une puissance maximale de l’ordre de 70 m, qui ont été reconnues principalement aux abords de Lastoursville et dans une moindre mesure au nord de Franceville (degrés-carrés de Lastoursville et Franceville). Il s’agit de dolomies parfois silicifiées formant des falaises abruptes et plus ou moins karstifiées. Elles affleurent sur trois niveaux : les dolomies supérieures, les dolomies dites « récifales » et les dolomies inférieures. Les niveaux les plus carbonatées sont les dolomies « récifales », situées en position médiane dans la pile stratigraphique. La pauvreté de l’est du Gabon en roches carbonatées fait de ces dolomies une cible potentielle pour une exploitation. L’extraction des dolomies pourrait se faire à ciel ouvert, sans que la découverture ne soit trop pénalisante. Néanmoins, la contrainte majeure, audelà des variations chimiques du produit, est représentée par les réseaux karstiques, bien connus dans la région, et susceptibles de compliquer l’exploitation. Les réserves sont évaluées, dans le secteur de Lastoursville, à plusieurs millions de tonnes. L’accès est aisé et l’évacuation des matériaux serait facilitée par la proximité du chemin de fer transgabonais. Les caractéristiques géochimiques de ces dolomies les rendent aptes à une utilisation dans le secteur agricole (Tableau 47). Ces formations pourraient également être valorisées comme fondant dans le processus métallurgique du ferromanganèse (recherches COMILOG), sous réserve que les teneurs en carbonates soient suffisantes et les teneurs en silice pas trop pénalisantes.

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%CaO %MgO %CaO+MgO %SiO2 %Al2O3 %P2O5 48 6 1 0,073 Dolomies intermédiaires 47,5 6,8 0,98 0,065 48,8 4,9 0,65 0,052 Dolomies sup. et inf. 20,1 12,7 32,8 25,6 5,6 0,06 massives 40 15 29,6 16,2 45,8 8.9 1,5 0,07 Dolomies sup. et inf. 33 25 rubanées 36 20 Niveau dolomitique

Tableau 47. Analyses géochimiques des dolomies de Lastoursville (sources COMILOG et SYSMIN).

Minéralisations associées au complexe alcalin de N’goutou (2027 ± 55 Ma) Fluorine, Terres rares La principale zone d’émission du magmatisme alcalin du Francevillien correspond au Complexe alcalin de N’goutou (degrés-carrés d’Okondja et Batouala). Les prospections réalisées dans ce domaine, à différentes époques, indiquent la présence de fluorine en traces disséminées dans des syénites peralcalines et sous forme de veinules accompagnées de quartz, carbonates, albite, recoupant des granophyres syénitiques et granitiques. En revanche, malgré la présence d’anomalies en yttrium, lanthane, cérium et tantale, la présence de carbonatites ou de concentrations en terres rares n’a pas été caractérisée. Une teneur maximum de 1419 ppm d’yttrium a été observée dans un échantillon de sédiments de ruisseau (Gnangamoukoula, 1996). La prospection géochimique du projet SYSMIN a montré que les terres rares, le niobium et le phosphore étaient abondants, mais à des teneurs lithologiques, donc sans enrichissement supergène.

Minéralisations diffuses associées au contexte volcano-sédimentaire généralisé des bassins francevilliens Cuivre, Plomb, Zinc Les bassins du Francevillien renferment un certain nombre d’indices cuprifères de type « dissémination stratiforme » dans les shales noirs de la partie sud du bassin (degré-carré de Franceville), qui ont fait l’objet de prospections systématiques. Malgré leur morphologie stratiforme, les minéralisations sont souvent localisées au croisement de l’horizon porteur avec des dykes mafiques. Des sondages ont montré de très basses teneurs en profondeur, atteignant seulement 0,2% Cu. Dans d’autres indices, le cuivre est associé au zinc, où de la malachite et de la smithsonite imprègnent un banc gréseux de la base du Francevillien (degré-carré de Franceville). Des minéralisations filoniennes à chalcopyrite et galène ont également été observées dans le Bassin des Abeilles (degrés-carrés de Booué et Lastoursville), avec un indice local atteignant 8,55% Cu (Prian et al., 1990). D’autres indices à métaux de base (Cu, Pb, Zn) ont été signalés dans le Francevillien (Lagny et Monthel, 1985). Dans les grès du Francevillien A, un indice anecdotique à smithsonite et malachite à été découvert près de Mongouango, ainsi que des sulfures à Pb, Zn, Cu dans le gisement de Mounana. Dans le Francevillien B, il existe quelques traces de galène dans les quartzites de la base et, en équivalent latéral des minéralisations à manganèse, il existe

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une assise « jaspo-ferrugineuse » décamétrique présentant des faciès à pyrite et sidérite, et des faciès à silicates de fer (greenalite, stilpnomélane), sidérite et lits phosphatés millimétriques à apatite. A la limite des unités Francevillien C et D , de fréquents indices et anomalies géochimiques à pyrite, sulfures de cuivre et traces de Pb, Zn, Co, Au (0,2 g/t) et Ag (0,2 à 0,8 g/t) ont été signalés (Bache, 1967). Ces minéralisations diffuses sont en liaison avec un niveau porteur représenté par des jaspes, qui résultent de la silicification de tufs vitroclastiques felsiques et de dolomies du Francevillien C, et par des shales noirs de la base du Francevillien D. Il a été parfois envisagé d’interpréter ces concentrations cuprifères sédimentaires de bordure de bassin, comme des minéralisations de « type red beds » ou « kupferschiefer » (Pélissonier, 1971), mais les arguments proposées sont ténus et aucune prospection n’a donné de résultats significatifs sur ce thème. Tout au plus, peut-on noter des concentrations plus locales à l’intersection de ce niveau avec des fractures ou des dykes doléritiques. Cette présence de phénomènes minéralisés a été confirmée par les résultats de la prospection géochimique du projet SYSMIN. En effet, un hydrothermalisme de large répartition géographique à sulfures disséminés a été repéré sur les marges sud du bassin, évoquant des minéralisations de « type IOGCD » (Iron Oxides Gold Copper Deposits), type encore peu documenté en Afrique, mais de fort potentiel. Le suivi de ces anomalies devrait permettre de valider cette interprétation préliminaire, renouvelant les concepts de la prospection sur ce thème.

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Ressources minérales Néoprotérozoïque

encaissées

dans

le

Généralités Les terrains du Mésoprotérozoïque (1600 à 1000 Ma) sont inconnus au Gabon (cf. supra). Ils affleurent en revanche au sein des chaînes panafricaines du Nord du Congo et de l’Ouest de l’Angola, où ils montrent des minéralisations à Fe-Ti-V en relation avec des complexes mafiques anorthositiques. Ce type de gisement est inconnu au Gabon. Le Néoprotérozoïque gabonais débute par des phénomènes tectoniques extensifs (~ 980 900 Ma), qui se caractérisent par :

• Un important faisceau de dykes orientés Est-Ouest, affleurent essentiellement dans la partie SE du Gabon ;

• Un plutonisme essentiellement basique (gabbro de Mayumba), localisé dans le Bassin interne de l’orogène Ouest-congolien ;

• La réactivation de structures préexistantes, telles que le cisaillement d’Ikoy-Ikobé, en relation possible avec la mise en place de la carbonatite de Mabounié. Néanmoins, l’âge néoprotérozoïque inférieur de cette intusion n’est pas totalement établi et un âge néoprotérozoïque supérieur (~ 640 Ma) est également envisageable (cf. supra). Quoi qu’il en soit, ce complexe constitue la principale ressource connue dans le Néoprotérozoïque du Gabon, avec une minéralisation primaire d’apatite et de pyrochlore donnant une concentration résiduelle enrichie en phosphate et niobium, associée à une paragenèse à minéraux de terres rares. A l’issue de la phase précoce d’extension, l’activité néoprotérozoïque se concentre dans le SW du Gabon, où elle conduit au dépôt de la série détritique et carbonatée du Domaine Mayombe – Nyanga, à la terminaison septentrionale de l’orogène Ouest-congolien. Cette sédimentation se déroule sur un intervalle de près de 300 Ma (~ 900 - 600 Ma), quasisuperposée au Cryogénien (850 - 635 Ma). Au Gabon (cf. supra), comme à l’échelle mondiale, cette période se caractérise par de très importants épisodes glaciaires entraînant une nette diminution des circulations marines et une baisse de l’oxygénation des océans. Les périodes de déglaciation, avec libération des eaux océaniques et retour de la circulation, sont à l’origine d’une ré-oxygénation dont les effets sont la précipitation de Fe et de Mn, par passage de la forme soluble à une forme oxydée insoluble (Force et Cannon, 1988 ; Kirschvink et al., 2000). Ce mécanisme est à l’origine de dépôts sédimentaires similaires aux BIF de type « Lac Supérieur ». De telles formations sont connues au Togo, et des formations interstratifiées à BIF et oxydes de Mn sont décrites dans la séquence de Damara en Namibie (Roy, 2006 ; Ilyin, 2009) Une minéralisation en fer de ce type est connue au Gabon, représentée par le gisement de Milingui. La reprise de l’activité biologique à l’issue des glaciations peut également entraîner le dépôt de niveaux phosphatés, à l’origine de gisements connus dans le Panafricain du Cameroun et du Togo-Bénin, ainsi au Burkina Faso et au Niger (Trompette et al., 1980). Une telle ressource est inconnue au Gabon. Les horizons phosphatés connus s’observent au sein du Bassin de la Nyanga, dans les unités supérieures du Groupe Schisto-calcaire (SC2 et SC3). Ils sont ici en relation avec le développement d’un milieu de plateforme à tendance évaporitique. Ils sont associés au dépôt de carbonates calciques et magnésiens dans lesquels s’intercalent les très volumineux

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gisements de talc de la Nyanga (Gabon et Congo), dont la genèse résulte de la superposition de processus sédimentaires et tectoniques. Outre les phosphates, les séries carbonatées néoprotérozoïques d’Afrique centrale peuvent renfermer des gisements métalliques d’importance majeure. A l’écart de l’orogène Ouestcongolien, la marge du sud du Craton du Congo (Kampunzu et al., 1999), avec le « Lufilian arc » d’Afrique centrale (dit aussi « Katangan belt » ou « Copper belt ») et le « Damarian orogen » de Namibie, montre de très gros gisements à Cu-Co-U et Pb-Zn-Cu (Cailteux et al., 2005). Ces derniers, qui correspondent au « type Kipushi » (RDC) ou « Tsumeb » (Namibie), sont des minéralisations polymétalliques à Zn(Ge) dominant et Cu, occupant des systèmes de fractures et des corps brêchiques sécants, en pipes ou subconcordants, interprétés comme des systèmes karstiques développés dans des assises carbonatées par la circulation de fluides. Au Congo, les formations de la région de Bouenza présentent de très nombreux indices à Pb, Zn, Cu, ainsi que les petits gisements riches en cuivre de Boko-Songho et YangaKoubanza (projet SOREMI, marché-tropicaux.com, 2007), avec une ressource de l’ordre de 5,5 Mt @ 7,95% Zn, 6,97% Pb et 1,87% Cu (Coakley, USGS, 1998). Ces minéralisations ont une parenté avec le type « Kipushi-Tsumeb » par la nature de leur encaissant (carbonates), leur âge néoprotérozoïque et leur paragénèse. En revanche les tonnages sont beaucoup plus faibles que ceux de la « Copper belt ». Au Gabon, les indices de minéralisations polymétalliques néoprotérozoïques (Mayombe – Nyanga) ne se localisent dans le Domaine Nyanga - Mayombe. L’orogenèse panafricaine qui affecte les terrains néoprotérozoïques vers 600 Ma est beaucoup moins riche en minéralisations que l’orogène éburnéen. De petits indices aurifères (indices alluvionnaires et orpaillages) sont connus dans le Mayombe gabonais, qui se prolongent au Congo. L’annonce faite, en 1998, par « SAMAX Gold Inc » de recoupes en sondage de plus de 3,5 g/t sur plus de 20 m n’a pas été confirmée. D’autres indices sont représentés par quelques minéralisations périmagmatiques.

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Ressources minérales associées à la carbonatite de Mabounié Phosphate, Niobium, Terres rares Le gisement de pyrochlore (niobium) et apatite (phosphate) de Mabounié, situé à 50 km à l’est de Lambaréné (degré-carré de Lambaréné), est lié à une carbonatite. Sa découverte (Laval et Coste, 1986) découle de la prospection géophysique aéroportée menée par la CGG (1983-1984), qui mettait en évidence un chapelet d’anomalies radiométriques subcirculaires, organisées le long d’un axe NNW-SSE. L’analyse de la signature radiométrique et magnétométrique de ces zones anomales amenait à les attribuer à un complexe alcalin. La carbonatite affleure sur une surface de 6 km sur 2 km. Vers l’Ouest, elle est limitée par un recouvrement de grès du Crétacé inférieur, dont les contacts avec l’intrusion carbonatitique sont surtout marqués par des failles.

Contexte géologique et métallogénique La mise en place du Complexe alcalin de Mabounié, de type sub-circulaire et intrusif dans les migmatites et gneiss du Domaine de Lambaréné – Waka, témoigne d’un épisode de distension. Celui-ci peut alternativement être estimé à ~ 970 ou 640 Ma d’après les données géochronologiques (cf. supra). Un âge ancien (~ 970 Ma) est envisagé dans la partie « géologie » de la présente notice Indépendamment de l’âge, la mise en place pourrait s’expliquer par une réactivation en distension du système de failles orientées NNW-SSE, parallèles au cisaillement d’Ikoy-Ikobé. Le Complexe de Mabounié a fait l’objet d’une cartographie très détaillée, réalisée dans le cadre des différents projets d’explorations menés entre 1986 et 1990 (Fig. 69) (Caïa et al., 1994). La carbonatite est entourée d’une zone de syénite albitique fortement altérée à amphibole sodique, dont l’origine est à la fois métasomatique et magmatique (Makanga, 1989) ou considérée comme une zone de fénitisation intense des migmatites (Caïa et al., 1994). Cette auréole passe à une zone externe, où les roches archénnes et éburnéennes ne sont que faiblement affectées par la fénitisation ; celle-ci se développe le long des fissures. Une phase tardive est marquée par des dykes de trachyte alcalin et de lamprophyres carbonatés, qui sont orientés NE-SW et recoupent les syénites, l’auréole de faible fénitisation et les migmatites non affectées par le magmatisme carbonatitique.

Distribution et morphologie des minéralisations Dans la carbonatite minéralisée, trois grandes subdivisions ont été définies, de la surface vers la profondeur (Laval et al., 1988 ; Oganda-Agondjo, 1988 ; Tourlière et al., 1988 ; Makanga, 1989 ; Angel et Couetdic, 1994 ; Caïa et al., 1994) : niveau d’altérites superficielles riches en niobium, niveaux phosphatés et roche saine. Les altérites superficielles représentent une épaisseur moyenne de 20 m environ et sont constituées de trois horizons : les sols rouges, les sols glébulaires et l'horizon bariolé. L'horizon des sols rouges, de 3 m d’épaisseur en moyenne, constitue la partie superficielle de la zone riche en niobium. Ce sont des sols pulvérulents, rouge brique, à grain fin. Les sols glébulaires ont une couleur rouge brique à ocre jaune et sont caractérisés par l'apparition de glébules d'oxydes de fer disséminées dans la matrice. Localement, le niveau ferrugineux peut former une cuirasse indurée de faible épaisseur. Ces deux horizons présentent des minéralogies similaires à magnétite, goethite et hématite dominantes, associées à de l’ilménite, du pyrochlore (oxyde de niobium complexe), des phosphates secondaires (type

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crandallite) et un peu de quartz, kaolinite, gibbsite, parfois fluorine. L'horizon bariolé, puissant de 15 m en moyenne, est caractérisé par des alternances centimétriques à décimétriques de niveaux jaunes à bruns. La minéralogie de cet horizon est dominée par la magnétite, goethite et hématite (plus de 50%), avec en moindre abondance de l’ilménite, du pyrochlore et des phosphates secondaires (type crandallite).

Fig. 69. Carte géologique détaillée du Complexe de Mabounié (d’après Caïa et al., 1994 in Chevallier et al., 2002). Les niveaux phosphatés, de 15 à 20 m d’épaisseur moyenne, sont constitués d’argiles blanches litées, d’apatitites indurées, d’argiles phosphatées et d’argiles micacées et phosphatées. Les argiles blanches litées se présentent sous la forme de fines alternances blanches à beiges d'aspect finement sableux. Cette formation est considérée comme un équivalent de l'horizon bariolé, mais plus riche en phosphate. Les apatitites indurées forment des puissances cumulées variant de 6 à 20 m. C'est une roche poreuse de couleur grise à rouille présentant des structures collomorphes et de nombreuses cavités remplies d'agrégats fibroradiés (faciès "karstique"). Les agrégats fibroradiés sont composés d'une apatitite secondaire (carbonate-fluorapatite ± crandallite) et de produits ferrugineux d'altération,

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associés localement à quelques minéraux résiduels de la carbonatite originelle (apatite primaire prismatique, pyrochlore). Leur formation est vraisemblablement liée à la dissolution des carbonates de la carbonatite en conditions supergènes lors de la latéritisation. Les argiles phosphatées se rencontrent en remplissage dans les cavités des apatitites, à toutes les échelles, depuis le centimètre jusqu'à plusieurs mètres de puissance. Elles peuvent aussi représenter à elles seules l'horizon phosphaté. La roche saine est atteinte à une profondeur moyenne se situant aux alentours de 35 m. Elle consiste principalement en une carbonatite à calcite (sovite) et à dolomie ferrugineuse (beforstite). Elle renferme de l’apatite en masses isolées ou en dissémination dans la carbonatite. Les minéraux subordonnés les plus fréquents sont le pyrochlore, la monazite, la synchisite (carbo-fluorure de terres rares), l’ilménite, la baddéléyite, la pyrite, la pyrrhotite et la chalcopyrite. La carbonatite de Mabounié est généralement finement grenue, avec parfois l’apparition de certains minéraux (magnétite ou phlogopite) plus largement développés. Elle présente souvent une texture rubanée, due à l’alternance du carbonate avec des lits plus sombres à phlogopite et magnétite. Localement, surtout dans la partie SE du complexe, on peut observer un faciès à grain plus grossier.

Types de minerai et processus supergènes La carbonatite de Mabounié présente des teneurs moyennes en roche saine de 3% P2O5, 0,2% Nb2O5 et 0,15% d’oxydes de terres rares, dont 563 ppm Ce et 100 ppm Y (Laval et al., 1988 ; Makanga, 1989 ; Ogandaga-Agondjo, 1989). Elle ne constitue pas le minerai. En fait, le minerai proprement dit, correspond à la couverture latéritique de 35 à 40 m d’épaisseur en moyenne. Celle-ci est enrichie en phosphates, mais aussi en niobium et accessoirement en terres rares, sous l’effet de l’altération météorique. Deux types de minerai principaux sont distingués :

• Le minerai phosphaté, de 15 à 20 m d’épaisseur moyenne, représente la partie basale de la croûte d’altération latéritique et passe sans transition à la carbonatite fraîche. Cette partie basale consiste en une roche indurée caverneuse avec des zones friables de débris lithiques sans phosphate. Le minéral dominant est la carbonatefluorapatite, finement cristallisée en fibres à section hexagonale, qui constitue 60% d’un minerai à 24% P2O5 en moyenne (Martini et Makanga, 2001) ;

• Le minerai de niobium se trouve principalement dans le niveau d’altérites superficielles (Laval et al., 1988 ; Oganda-Agondjo, 1989 ; Caïa et al., 1994), avec des teneurs de : 1,4% Nb2O5 dans les sols rouges superficiels, 1,5 à 2% Nb2O5 dans l’horizon bariolé mais également dans l’horizon phosphaté qui contient 0,7% Nb2O5. Les minéraux de niobium sont le pyrochlore, qui se transforme progressivement en aeschynite par des processus métasomatiques (Oganda-Agondjo, 1989).

Estimation des réserves et gîtologie prévisionnelle Les travaux de prospection et d’exploration menés entre 1986 et 1990 ont permis de définir le potentiel économique du gisement de Mabounié à 140 Mt de minerai phosphaté @ 24% P2O5 et près de 3 Mt de niobium métal @ 1,3% Nb2O5 (Martini et Makanga, 2001). Bien que les ressources en phosphate soient importantes, aucune exploitation n’a âs encore débuté. Pour le niobium, les problèmes minéralurgiques liés à la mauvaise flottation des grains de pyrochlore-aeschynite recouverts par la goethite pénalisent l’exploitation. La carbonatite de Mabounié comporte également des sous-produits, tels que le titane, le zirconium et les terres rares. Ces sous-produits sont enrichis dans l’horizon latéritique (0,1 à 0,5% Ce ; 0,09% Zr en moyenne ; 0,1 à 0,4% TiO2), notamment dans l’horizon bariolé dans lequel les teneurs atteignent 0,3 à 0,5% Ce, 2 à 9% TiO2 et 0,2 à 0,4% Zr (Laval et al., 1988).

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Ces trois éléments pourraient être exploités comme sous-produits du niobium sans les soucis minéralurgiques (Martini et Makanga, 2001). Selon une logique comparable à celle employée pour la découverte du gisement de Mabounié, mais avec une méthodologie plus sophistiquée (Classification Ascendante Hiérarchisée ou « CAH ») et de nouveaux levés radiométriques, une recherche systématique de zones anomaliques potentiellement indicatrices d’intrusions alcalines différenciées a été réalisée dans le cadre du volet « Géophysique aéroportée » du Projet SYSMIN (Fig. 70). Parmi les cibles identifiées, certaines correspondent à des formations archéennes (granites rose de la région de Mékambo et de Makangonio) ou paléoprotérozoïques (granites de Lécoué, Complexe de N’goutou), mais aucune ne semble pouvoir constituer un équivalent du complexe de Mabounié par l’âge ou la nature pétrographique.

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République gabonaise Occurrences de groupes de CAH pouvant être associés à des intrusifs alcalins différenciés

Fig. 70. Signatures à U, K, Th issues de la géophysique aéroportée, susceptibles d’indiquer la présence d’intrusions alcalines différenciées.

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Minéralisations associées aux dépôts de BIF du Bassin interne du Mayombe Fer Contexte géologique et métallogénique Au Gabon, de nombreux niveaux de BIF et bancs de quartzites sériciteux et chloriteux à magnétite sont cartographiés dans les faciès gréso-pélitiques de la Chaîne du Mayombe (désormais rapportés au Bassin interne) (Dévigne, 1959). Le gîte de fer de Milingui, situé à 36 km au NW de Tchibanga (degré-carré de Tchibanga), est le plus important de la région, il se localise dans les faciès principalement quartzitiques de la Formation de la Mbeïa (Goujou et al., 2009). D’autres gisements plus petits sont observables au S-SE de Tchibanga, toujours dans les faciès gréso-pélitiques du Bassin interne.

Principaux indices, gîtes et gisements du Gabon District de Milingui, sur la chaîne du Mayombe Le gisement de Milingui (degré-carré de Tchibanga) se situe le long d'une crête du Mayombe de direction NNW-SSE, dont l'altitude varie de 350 à 600 m. Cette crête correspond à la Formation de la Mbeïa, dans laquelle sont intercalés, sur 20 km de long et 1 km, de large environ, niveaux à petits cristaux de magnétite disséminés. Les teneurs en fer de ces quartzites varient entre 15 et 60%. Pour des teneurs inférieures à 35%, les quartzites sont riches en phyllites et présentent un aspect schisteux. Lorsque les teneurs sont supérieures à 35%, les quartzites sont noirs, massifs et durs. Dans les 50 m superficiels, les quartzites prennent un aspect de grès tendre, poreux, de couleur gris souris et la magnétite est partiellement ou totalement martitisée. Les bancs de quartzites ferrugineux présentent un pendage de 20 à 30° vers le NE, cohérent avec la vergence moyenne des structures du Mayombe (cf. supra), et des infléchissements locaux accentuent ces pendages qui peuvent atteindre 45 à 50°. Dans c ette formation, quatre zones distinctes de 1 à 2 km de long présentent des teneurs supérieures à 35% Fe. Les quartzites phylliteux à magnétite se sont transformés, le long d’accidents, en un enchevêtrement d'amandes de quartz massif et d'écailles formées d'empilements de feuillets d'hématite de dimensions centimétriques à décimétriques. Ces formations, dites à hématite feuilletée, titrent en général à plus de 45% Fe. Quatre types de minerai sont distingués dans le gisement de Milingui :

• Des formations superficielles indurées à ciment latéritique ou à ciment argileux ; • Une formation à hématite feuilletée, connue principalement dans un secteur, avec une teneur moyenne de 49% Fe ;

• Des quartzites à magnétite (au-dessous du niveau hydrostatique) ou à martite (audessus de ce niveau) avec ou sans paillettes d'hématite, dont la teneur moyenne est de 40% Fe environ ;

• Des quartzites phylliteux à magnétite (ou martite), à teneur comprise entre 25% et 35% Fe. Après débourbage, les réserves des formations superficielles ont été estimées à 18,2 Mt @ 54,7% Fe et 9% SiO2 (Bedouret, 1971). Au total, les réserves de minerai de fer sont estimées à environ 145 Mt @ 40-45% de teneur moyenne en fer. Ces chiffres correspondent aux minerais à plus de 35% Fe, mais qui forment plusieurs couches alternant avec des

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quartzites plus pauvres. Leur exploitation à ciel ouvert nécessiterait l'abattage de 57 Mt de quartzites pauvres, dont 9 Mt stériles et 48 Mt de quartzites à 25% Fe en moyenne. Autres indices Les autres indices de fer, du même type que Milingui mais plus petits, se localisent dans la partie sommitale des quartzites de la Formation de la Mbeïa (Dévigne et Hirtz, 1958 ; Dévigne, 1959, in Martini et Makanga, 2001).

Eléments de gîtologie prévisionnelle A l’échelle mondiale, les principaux gisements de fer, associés à des formations de type BIF, sont d’âge archéen ou paléoprotérozoïque. Les gisements de ces âges ont des tailles colossales ; 1 à 100 Gt, en Ukraine ou en Australie ; en Mauritanie, les gisements de Zouérate ont produit 300 Mt de fer à partir d’un minerai à haute teneur (60%), encaissé dans des quartzites à basse teneur (37%). En Guinée, les districts majeurs des Monts Nimba et du Simandou ne sont pas exploités, et au Gabon, le gisement de Bélinga est en cours de développement. Face à ces « vieux » géants, le fer néoprotérozoïque semble bien modeste. Son origine est également différente ; les variations majeures que suppose la précipitation de fer, ne sont pas liées à l’oxygénation de l’athmosphère induite par l’activité biologique, mais à des variations climatiques extrêmes (galaciations, déglaciations), désormais inscrites dans les sédiments du Cryogénien. Mise en place du fer et principaux métallotectes L’ouverture du Domaine Mayombe – Nyanga, et les crises climatiques qui ont rythmé le Néoprotérozoïque, ont été des facteurs déterminants pour la mise en place des quartzites ferrifères. L'hypothèse la plus probable, pour la concentration du fer de Milingui, correspond à la précipitation d'oxydes à partir d'eaux enrichies en fer par des fluides hydrothermaux intra-bassinaux (?) et par des apports continentaux pendant les crises climatiques du Cryogénien. Dans le modèle « boule de neige » (Hoffman et Schrag, 2002), les glaciations généralisées sont provoquées par une augmentation de la teneur en oxygène, qui entraîne une destruction du méthane présent dans l’atmosphère et produit une diminution de l’effet de serre. Ces bouleversements sont caractérisés par des dépôts de schistes quartzeux, de tillite puis de carbonates (Jébrack et Marcoux, 2008), telle que l’on peut l’observer dans le Domaine Mayombe – Nyanga au travers le la succession : terrains détritiques du Bassin interne, Groupe du Niari, Groupe Schisto-calcaire. Le développement de glaciers et d’une banquise provoque une réduction des échanges « atmosphère-océan », ce qui conduit à une anoxie globale des eaux profondes dans les bassins océaniques et à leur enrichissement en fer soluble. A la fin d’une période de glaciation, les échanges « atmosphère-océan » reprennent, l’océan s’enrichit en oxygène, ce qui aboutit à la précipitation d’oxydes de fer et la formation des dépôts de BIF. La relation possible entre les BIF de Milingui est les phénomènes glaciaires du Cryogénien est tout à fait envisageable, dans la mesure où les caractéristiques des dépôts du Bassin interne suggèrent effectivement une mise en place lors d’une période plutôt « froide » (cf. supra). Néanmoins, l’événement glaciaire le plus nettement caractérisé (Groupe du Niari) est postérieur.

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En ce qui concerne la répartition générale des BIF, comme pour l’Archéen, la géophysique aéroportée et la cartographie géologique effectuée pendant le projet SYSMIN donnent des résultats intéressants. En effet, les fortes anomalies magnétiques mises en évidence en géophysique peuvent être reliées à des formations ferrifères potentielles (Fig. 61). Processus supergènes et ressources économiques Concernant l’exploration, si la plupart des grandes formations de fer de la planète ont été reconnues, les enrichissements à une échelle plus locale peuvent être recherchés en prospection électromagnétique au sol ou aéroportée, ceci allié à une analyse sédimentologique pour repérer les faciès oxydés les plus intéressants. Mais les principaux enjeux sont de nature économique, car ces gisements nécessitent des infrastructures et des investissements très lourds.

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Ressources minérales liées au Bassin externe de la Nyanga Talc Le talc du Bassin de la Nyanga, connu de longue date, ne s'est affirmé en tant que substance minière qu’à l’issue de quatre campagnes de terrain menées entre 1977 et 1980. Représentant une des importantes occurrences mondiales, il est lié aux formations du Groupe Schisto-calcaire du Supergroupe de l’Ouest-Congo, et désormais rapporté au Bassin externe. Les gisements de talc les plus importants sont ceux de Doussala, Porro et Mourindi situés à l’Ouest de Moabi, sur le flanc SW du Bassin externe. Les réserves identifiées sont de l'ordre de plusieurs milliards de tonnes, mais de qualité moyenne en général.

Contexte géologique de mise en place Le talc de la Nyanga est pratiquement reconnu de manière continue sur tout le pourtour de la structure synclinale, cette disposition suggérant une origine sédimentaire ou diagénétique (cf. Martini et Makanga, 2001). Le groupe Schisto-calcaire, hôte des minéralisations, s’est formé dans une vaste mer morte, avec des dépôts de style lagunaire peu profonds, à la faveur d'une lente subsidence (cf. supra). La partie supérieure de la série est constituée de bancs de dolomie et calcaire blanc, localement oolithiques ou stromatolithiques, dans lesquels les niveaux de talc sont parfois décrits comme « interstratifiés » (Chevallier et al., 2002) ; cette observations n’a pu être confirmée par les levés du projet SYSMIN (cf. supra). Des faciès évaporitiques apparaissent dans la partie moyenne à supérieure du Groupe Schisto-calcaire (Sous-groupe SC2 et SC3). Ils sont recouverts par les terrains détritiques du Groupe Schisto-gréseux (Groupe de M’Pioka dans l’Ouest-Congo). Un très faible métamorphisme est connu à la base du groupe Schisto-gréseux (chlorite, séricite, épidote), mais uniquement sur le flanc ouest du Bassin de la Nyanga. Ce métamorphisme ne semble pas avoir une influence déterminante sur la formation du talc et les travaux d’exploration conduisent à attribuer à ce dernier une origine primaire (Boutin, 1980). En revanche, ce talc primaire pourrait avoir été concentré secondairement, soit par bourrage tectonique et remobilisation, comme dans les gîtes de Doussala et Porro, soit par l'altération supergène du gisement primaire, avec dissolution de la dolomie et de la silice, comme dans le gîte de Mourindi (Martini et Makanga, 2001). Les observations réalisées dans le cadre du projet SYSMIN s’accordent avec une remobilisation du talc lors de la tectonique panafricaine (cf. supra).

Distribution, morphologie des minéralisations et processus supergènes L'horizon porteur du talc est constitué, dans sa manifestation non altérée, de bancs ou de lits de talc intercalés au sein des dolomies. Les indices de talc sont peu abondants sur le flanc est du Bassin de la Nyanga, où les roches n’ont subi aucune déformation et aucun métamorphisme En revanche, un niveau de talc, souvent masqué par une couverture latéritique, est présent en continu sur le flanc ouest, sur une longueur cumulée de 600 km et sur une largeur d’un kilomètre. Sur ce flanc, les couches sont intensément plissées par la tectonique panafricaine. Deux types de gisement sont décrits (Boutin, 1985) :

• Un gisement considéré comme primaire, où le talc s’intercale en lits millimétriques à centimétriques entre des bancs de calcaires dolomitiques plus ou moins silicifiés, dont l’épaisseur varie du centimètre au décimètre ;

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• Un gisement dit secondaire, où le talc est le résidu principal de l’altération supergène de l’horizon dolomitico–talqueux primaire, suite à la dissolution de la dolomie. Le talc résiduel forme alors une accumulation de quelques mètres à plus de dix mètres d'épaisseur, intercalé entre une couverture latéritique et un mur dolomitique rendu irrégulier par la dissolution karstique. Dans les premiers types de gisement, le talc est assez pur, blanc et monominéralique, à l’exception d’un peu de chlorite, quartz et carbone organique. Ce talc ne présente pas d’intérêt économique, sauf dans le cas où il est reconcentré par bourrage tectonique ou remobilisation (gîtes de Doussala et Porro, degré-carré de Tchibanga). Les gisements secondaires n'existent que lorsqu'un recouvrement latéritique protecteur est présent. Le talc secondaire contient de nombreuses impuretés argileuses, débris dolomitiques et débris quartzeux, qui lui donne des teintes variant du blanc au jaune orangé. De plus, sous le manteau latéritique, le talc est pigmenté par des oxydes de fer apportés par les circulations météoriques, qui lui donne une couleur rouge. Du fait de la dissolution de la dolomie par altération supergène, les gisements de talc secondaire représentent des volumes nettement plus importants que les gisements primaires et présentent donc un potentiel économique plus intéressant que celui de la partie non altérée sous-jacente.

Estimation des réserves et perspectives économiques Le talc de la Nyanga constitue des réserves géologiques de plusieurs milliards de tonnes. Plusieurs lentilles de talc de bonne qualité de 500 000 t et plus ont été identifiées. La lentille de talc primaire du gîte de Porro renferme des réserves de 0,5 Mt @ 76% de talc ; celle du gîte de Doussala des réserves de 2 Mt @ 79,7% de talc (Boutin, 1985). Le gisement de talc secondaire de Mourindi (degré carré-de Tchibanga) est plus important en volume que les précédents. Il renferme des réserves de 70 Mt @ 62 à 85% de talc, ce qui ne représente qu’une partie des ressources potentielles (Martini et Makanga, 2001). Un indice de talc secondaire, localisé à Minganga (degré-carré de Ndendé), sur le flanc est du synclinal de la Nyanga, a été considéré de volume économique, mais de qualité moyenne (Bélivier, 1977). La taille exceptionnelle du gisement de talc laisse la possibilité de découvrir des occurrences de haute qualité, aptes à alimenter les marchés internationaux pour des utilisations haut de gamme, dont le prix élevé pourrait rendre économique une exploitation. Toutefois, les occurrences connues sont de qualité moyenne et ne se révèleraient économiques que pour des utilisations en peinture, papier ou céramique, dans le cas de l'émergence d'un marché local (Boutin, 1985). La rentabilité économique du talc de la Nyanga serait envisageable à travers un scénario en trois points :

• La mise en évidence de réserves avec une blancheur acceptable sur les marchés internationaux de charges minérales (papier et peinture principalement) ;

• La création d’économies d’échelle avec l’exportation de volumes importants, peut être en vrac, d’un produit simplement séché, visant le marché de la céramique en Amérique du Nord et en Europe ;

• Le développement d’un marché local regroupant tous les pays limitrophes. Il faut noter, depuis 1980, l’apparition de nouveaux créneaux concernant l’utilisation du talc, avec le développement de son utilisation dans des toitures goudronnées et dans les matières plastiques du fait de ses propriétés physiques particulières. Le talc de la Nyanga, avec son habitus lamellaire, devrait être proposé à ces industries.

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Cuivre, Plomb, Zinc, Fluorine Au Gabon, le Bassin de la Nyanga renferme des minéralisations polymétalliques de type « amas sulfuré » représentées par de nombreux indices de sulfures à Cu-Pb-Zn-Fluorine dans les formations carbonatées du Groupe Schisto-calcaire. Les énormes gisements de cuivre d’âge néoprotérozoïque connus au Congo et en Zambie (Copperbelt), représentent l’une des plus importantes provinces minières du monde (Annels et Simmons, 1984 ; Cailteux et al., 2005 ; Jébrak et Marcoux, 2008). Bien que petits, les indices du Gabon, de type « Mississippi Valley » (MVT), ont la même origine épigénétique que les minéralisations de la Copperbelt (Nicolini, 1959). Les indices minéralisés à Cu-Pb-Zn-Fluorine résultent de l’interaction de fluides salins libérés par la compaction des sédiments pendant la subsidence du bassin et la transformation des minéraux argileux pendant la diagénèse, avec les séries détritiques sous-jacentes. Les fluides mis à disposition ont lessivé ces formations pour s’enrichir en métaux de base. Au contact de la barrière imperméable que forment les carbonates, les métaux précipitent en imprégnation dans les carbonates ou dans des veinules de quartz et calcite au cours de réactions de basse température, sous forme de sulfures (chalcopyrite, bornite, sphalérite, galène), de malachite et de fluorine (Nicolini, 1955 ; Demange, 1971 ; Pélissonnier, 1971 ; Bechennec et al., 1981), soit par réduction bactérienne, soit par réduction thermochimique des sulfates par la matière organique (Speczik, 1995). Bien que ces processus soient présents, aucun indice conséquent n’a encore été découvert dans le Bassin de la Nyanga.

Or, Niobium, alluvionnaires

Tantale,

Etain,

Chromite,

Terres

rares,

Diamants

Le flanc SW du Bassin de la Nyanga porte un certain nombre de petits indices d’or alluvionnaire non économiques, présent dans la Chaîne du Mayombe et ou au sein du Groupe Schisto-gréseux. Ils se sont probablement mis en place par remobilisation de l’or du socle archéen et paléoprotérozoïque, lors de la tectonique panafricaine. Ces indices sont accompagnés par quelques traces dispersées de columbotantalite, cassitérite, chromite et terres rares au niveau de la Chaîne du Mayombe. Au Néoprotérozoïque, on ne peut exclure la mise en place de placers diamantifères, notamment à l’est du Bassin de la Nyanga et sur le Massif du Chaillu, en liaison avec les formations glaciaires (tillites). Les sédiments glaciaires, produits dans des périodes d’érosion mécanique intense, peuvent constituer un vecteur pour le transport de diamants (Tompkins et al., 1989), issus kimberlites recoupant les terrains archéens.

Carbonates, Argiles Le Groupe Schisto-calcaire forme une auréole sur le pourtour du Bassin de la Nyanga qui comprend d’épais niveaux de carbonates, essentiellement des dolomies, des calcaires magnésiens et localement des calcaires purs. Le flanc ouest a subi un métamorphisme à l’origine de la nature marmoréenne des carbonates, alors que le flanc oriental présente des séries sédimentaires peu ou pas déformées. Dans tout le Groupe Schisto-calcaire, les silicifications peuvent être nombreuses mais ne sont pas généralisées. Les analyses chimiques effectuées dans différents échantillons de carbonates (Tableau 48) montrent des teneurs en chaux plutôt élevées (~ 50% ou plus en général) et des teneurs souvent acceptables en silice (< 2%). Les échantillons prélevés dans la carrière de Dousséoussou (extrémité NE du degré-carré Mayumba) présentent les plus fortes teneurs en chaux.

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Echantillon CaO% MgO% SiO2% Formation

Auteurs

Nsc1c-a

49

tr

10

Nsc1c

Dévigne ; 1957

Nsc1c-b TCH0302A S18

46,8 49,3 54

0,5 2,2 0.5

1,3 4,8 2.3

Nsc1c Nsc1c Nsc1c

Dévigne ; 1957 Projet SYSMIN Projet SYSMIN

S19

54.4

0.5

2.1

Nsc1c

Projet SYSMIN

S20

30.5

21.6

1.1

Nsc2

Projet SYSMIN

Tableau 48. Analyses des marbres calcaires du groupe Schisto-calcaire de la Nyanga occidentale. Les marbres de la Nyanga présentent des concentrations moyennes en chaux stables et élevées, ce qui leur permet de répondre à de nombreux critères industriels. Ces ressources peuvent répondre notamment aux besoins en carbonates de la COMILOG pour l’usine d’agglomération et aux besoins en chaux de l’industrie sucrière (usine de la société SUCAF, dans la région de Franceville) Des niveaux plus dolomitiques atteignent quasiment la composition des dolomies pures et répondent aux critères de l’industrie métallurgique, à la production de charge pour l’industrie du plastique, des peintures et à la fabrication de produits en verre et aux traitements des eaux usées. Concernant les calcaires à ciment, les marbres de la Nyanga disposent des meilleures compositions chimiques, les calcaires du flanc oriental étant de moindre teneur en chaux. Les grands potentiels en carbonates et calcaires à ciment résident donc dans la Nyanga, une région dont le développement minier et industriel est envisagé depuis plusieurs années. Concernant la ressource en argiles, on notera la présence d’une dizaine de mètres d’argilites micacées bariolées passant progressivement aux grès du membre supérieur à la base de la série du flanc oriental du Bassin de la Nyanga (Formation de la Bouenza) est composée (Fig. 45).

Roches ornementales Sur le SW du Bassin de la Nyanga, le Groupe Schisto-calcaire est largement constitué de marbres ou carbonates marmoréens. A Dousséoussou, les couleurs dominantes sont le gris et le blanc, avec aussi des couleurs sombres, voire noires (Fig. 71). A Tchibanga, une carrière de dolomie, exploitée pour la production de granulats recèle des roches siliceuses d’un gris moiré, particulièrement homogène et d’un très bel aspect. Les essais de polissage sont très concluants et, compte tenu de son utilisation pour la confection de la piste de l’aéroport, les essais de résistance sont supposés suffisants. Globalement, la densité de fracturation est assez faible, avec des diaclases espacées de plusieurs mètres, ce qui confère à cette roche la possibilité de production de blocs plurimétriques.

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A

C

B

D

Fig. 71. Marbres de la carrière de Dousséoussou (a, b c) et de Tchibanga (d).

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Ressources minérales encaissées dans le Phanérozoïque

Généralités Le Phanérozoïque au Gabon débute au Permien, par le Groupe de l’Agoula. Dans le Gondwana, cette époque se marque par des phénomènes glaciaires et l’individualisation de bassins intracontinentaux (Parnaiba, Parana en Amérique du Sud et Karoo et Angola en Afrique), portant parfois des minéralisations uranifères. Au Gabon, la prospection du Groupe de l’Agoula a mis en évidence de petits gîtes d’uranium sédimentaire sans importance économique. A l’échelle de l’Afrique centrale et de l’Amérique du Sud, l’essentiel des ressources minérales se mettent en place au Mésozoïque, en liaison avec les processus liés à l’ouverture de l’Atlantique (Crétacé supérieur) :

• Intrusion de complexes plutoniques alcalins à carbonatites et volcanisme alcalin, fréquents en Amérique du Sud, mais en revanche non identifiés au Gabon ;

• Individualisation de sous-bassins au niveau de la marge continentale permettant le dépôt de sédiments riches en matière organique à l’origine des hydrocarbures (Cameroun, Guinée Equatoriale, Gabon, Congo et Brésil) ;

• Evolution de ces bassins s’accompagnant de très importants dépôts d’évaporites (sel, potasse, sels mixtes de potassium et de magnésium), aussi bien au Brésil (Bassin du Sergipe) qu’au Gabon et au Congo. Dans ce pays, outre l’ancienne mine de Makola (1969 à 1977), un très important gisement de potasse à Kouilou est en cours de développement (magindustries.com), avec un potentiel de production de 600 000 t par an, par dissolution in situ à partir de quatre horizons exploitables (10 à 20 m) de carnalite. Ce projet est combiné à la valorisation du magnésium pour la production de magnésium métal. Le bassin évaporitique gabonais présente lui aussi un très important potentiel qui est en cours d’exploration par la compagnie Rio-Tinto ;

• En marge des bassins, au cours de la sédimentation et de la diagénèse, se constituent des minéralisations à Pb-Zn-Ba (Cu) le long de paléovallées localisées en marge des bassins océaniques (gîtes de Kroussou et Dourékiki au Gabon) et des minéralisations de type « red beds » à Cu-U dans des bassins plus continentaux (Brésil).

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Ressources minérales continentales du Permien

associées

aux

formations

Uranium, Cuivre Au Gabon, des minéralisations similaires à U-Cu d’extension très réduite sont décrites dans le Permien du Groupe de l’Agoula à une trentaine de kilomètres à l’est de Bifoun et de Ntoum (degrés-carrés de Libreville et Lambaréné). Cette formation s’est déposée dans un bassin intracontinental qui s’est formé avant la période de rifting à l’origine de l’ouverture de l’Atlantique (cf. supra). Il est situé sur la marge orientale du Bassin Intérieur. La base est constituée par les conglomérats de N’Kom, surmontés par les grès rouges, argiles noires et dolomies lagunaires de l’Agoula. Les niveaux uranifères à coffinite (silicate d’uranium) sont généralement de très minces niveaux de pélites, riches en matière organique, qui sont interstratifiées dans des shales et grès fins carbonatés rouges. Ces niveaux uranifères stratiformes se développent seulement sur quelques centimètres d’épaisseur et quelques centaines de mètres de longueur, au voisinage de failles intra-bassinales recoupant le Groupe de l’Agoula. L’origine de la minéralisation est probablement syngénétique à diagénétique précoce. Très souvent, les métaux sont transportés sous différents types de complexe (chlorures, sulfures, organiques) par les fluides hydrothermaux. La percolation de ces fluides au travers des couches riches en carbone organique provoque des modifications des conditions d’oxydoréduction (Gatellier et Disnar, 1989 ; Wood, 1996) ou des complexations chimiques (Wood, 1996) au contact « fluide-encaissant ». Les différentes formes ioniques des métaux sont alors réduites ou complexées par la matière organique, précipitées et déposées (Gouin, 2008). La mobilisation de l’uranium s’est faite à partir des grès rouges sous-jacents (milieu oxydant), sous l’effet de circulations hydrothermales. Sa fixation a eu lieu au contact des niveaux organiques réducteurs. La relation existant entre les niveaux uranifères et les failles, suggère un rôle drainant de ces dernières vis-à-vis des fluides minéralisateurs. Il existe une occurrence particulière qui consiste en l’imprégnation d’uranium et de cuivre dans les conglomérats de base du Groupe de l’Agoula, le long d’une faille mettant cette dernière en contact avec les schistes pyriteux du Groupe de N’Djolé. Les grès rouges d’âge permien sont minéralisés sur 4 à 5 m d’épaisseur, mais cette minéralisation reste d’extension très réduite (Martini et Makanga, 2001).

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Ressources minérales du Mésozoïque associées au Domaine Côtier, conséquence de l’ouverture de l’Atlantique De part et d’autre de l’Atlantique sud, l’événement géodynamique majeur à l’origine de la plupart des ressources minérales d’âge mésozoïque est l’ouverture de l’Atlantique. Le contexte global est très différent de celui de l’or orogénique archéen ou paléoprotérozoïque, puisque dans ce cas, l’environnement géologique est fondamentalement extensif, induisant une gamme de minéralisations spécifiques. A l’échelle mondiale, les ressources qui concentrent les plus gros enjeux économiques sont : le diamant et le pétrole. Néanmoins, la place existe pour des matériaux valorisables dans un cadre régional, telles que les métaux de base ou la barytine. En Afrique et Amérique du Sud, les principales ressources diamantifères sont portées par des kimberlites et lamproïtes d’âge mésozoïque. La fragmentation continentale à l’origine de l’ouverture océanique a permis l’individualisation de magmas à grande profondeur et leur remontée dans les espaces ouverts par le réseau de fractures. Les exemples les plus connus en sont les kimberlites de Kimberley (Afrique du Sud), Koidu (Sierra Leone), Banankoro (Guinée), Séguéla (Côte d’Ivoire), Bopolu (Libéria) ou du Mato Grosso (Brésil) (Pouclet et al., 2004 ; Andreazza et al., 2008 ; Jébrak et Marcoux, 2008). A ce jour, aucune kimberlite d’âge mésozoïque n’a été décrite au Gabon, et l’ouverture de l’Atlantique ne semble pas s’y être accompagnée d’un magmatisme visible en surface. Dans les domaines sédimentaires, au sein des marges continentales, une forte productivité primaire planctonique combinée à une bonne préservation de la matière organique fournit les conditions favorables à la production d’huile et à la formation ultérieure de gisements de pétrole, essentiellement localisés dans le domaine « off shore ». Les marges concernées s’étendent du Sénégal à l’Afrique du Sud (Coward et al., 1999), avec un piégeage des hydrocarbures induits par l’halocinèse des formations salifères (diapirs, dômes) d’âge crétacé . Des ressources pourraient également exister dans les séries de même âge associées aux rifts intracratoniques de l’Afrique Centrale ; au Niger, au Nigéria, au Tchad ou en RCA (Genik, 1992, 1993 ; Obaje et al., 2006 ; Purdy et MacGregor, 2003). En revanche, la sédimentation du bassin intracratonique du Congo au Crétacé, est majoritairement détritique, constituée par des conglomérats et grès plus ou moins grossiers. A ces formations sont associés les importants paléoplacers alluviaux diamantifères du Kasaï (RDC) et de Berbérati (RCA). Au Gabon, l’extension mésozoïque est également accompagnée du développement de minéralisations polymétalliques à Pb-Zn-Ba. La localisation des indices dans le domaine des « lobes crétacé », sur la bordure orientale du Domaine Côtier de l’Ouest du Gabon, établit clairement la relation entre le phénomène minéralisateur et l’ouverture du Bassin Atlantique (Formation des Grès de la Remboué – N’Zémé-Asso). Dans le bassin, les gisements d’hydrocarbures (pétrole, gaz) sont piégés dans les diapirs aux niveaux évaporitiques (sel, potasse, phosphate).déposés dans la phase post-rift. Des indices de diamants alluvionnaires, probablement issus de paléoplacers du Crétacé, existent à l’est du Gabon, en relation avec les formations gréseuses (unité du Stanely Pool) de la partie inférieure des Plateaux Batékés.

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Minéralisations de type « Mississippi Valley » dans le bassin pré- à synrift Plomb, Zinc, Barytine Les indices de Pb-Zn-Ba les plus importants sont localisés tout le long de la marge est du Domaine Côtier. Ils sont encaissés dans les brèches et conglomérats de base de la formation des Grès de la Remboué – N’Zémé-Asso, d’âge aptien inférieur. Les minéralisations forment des imprégnations stratiformes dans les sédiments détritiques, des nodules, de courtes veines et des veinules. Des campagnes de prospection menées dans les années 1960, ont mis évidence différentes zones minéralisées dont la plus riche est celle de Kroussou sur le degré-carré de Fougamou (Arnould, 1966).

Contexte géologique et métallogénique Les minéralisations stratiformes à Pb-Zn-Ba de la bordure du Bassin Atlantique sont localisées dans les sédiments gréso-feldspathiques à conglomératiques situés à la base de la couverture sédimentaire d'âge crétacé, transgressive sur le socle précambrien. Cette transgression s'est faite sur une surface d'érosion irrégulière, caractérisée par l’existence de nombreuses et profondes paléovallées de direction Est-Ouest, appelées « lobes », à la faveur desquelles les sédiments ont pénétré plus ou moins profondément dans le socle. C’est dans ces lobes que les indices les plus intéressants ont été découverts. L'influence du socle sur la sédimentation est très sensible ; il induit des variations latérales de faciès et des biseaux de sédimentation. De plus, une tectonique synsédimentaire, associée à la période de rifting précédant l'ouverture de l'Atlantique, a vraisemblablement joué un rôle important dans la structuration et la répartition des dépôts. De petits horsts et grabens bordiers se sont créés, orientés sensiblement Nord-Sud, parallèlement à l’axe d’ouverture de l’Atlantique, et dans lesquels se sont mises en place les minéralisations. Dans la région de Kroussou, la série porteuse des minéralisations est une séquence transgressive recouverte par des sédiments lagunaires, qui se composent de :

• brèches à blocs et conglomérats à matrice arkosique, passant aux faciès gréseux (grès, arkoses, argilites à débris de végétaux) ;

• grès arkosiques à ciment argilo-carbonaté ; • shales noirs et calcaires bitumineux ; • grès arkosiques à ciment calcaire, avec parfois des évaporites. L’origine de la minéralisation est probablement diagénétique précoce (Caïa, 1976), épigénétique, de type « Mississippi Valley », comme les gîtes de Laisvall en Suède et de Largentière et des Malines, sur la bordure cévenole du SE de la France. Les métaux sont transportés par des fluides hydrothermaux oxydants de basse température (< 200°C), dont la salinité est due à l’infiltration de saumures en profondeur pendant l’évaporation, ou au lessivage de la série salifère déjà déposée (Martini et Makanga, 2001). Les fluides s’enrichissent en métaux par lessivage des sédiments siliciclastiques sous-jacents du Crétacé Inférieur (brèche, conglomérat, grès). Dans la zone de rift, le flux thermique a pu induire des cellules de circulations hydrothermales. Les fluides minéralisateurs parviennent au niveau du rift et circulent ensuite le long des failles actives et dans les séries détritiques perméables, sous le toit imperméable de la série salifère. En bordure de bassin, les saumures entrent en contact avec des eaux souterraines soufrées et anoxiques, le soufre étant produit par sulfato-réduction bactérienne au cours de l’évaporation (Goodfellow et al., 1993). Ceci provoque la précipitation des métaux sous forme de petites lentilles de sulfures (galène, sphalérite, pyrite). Dans ce contexte de petits bassins en distension et de lagunes,

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se forment des minéralisations stratiformes de barytine dans les biseaux transgressifs sur la marge continentale. La matière organique joue un rôle mineur dans la mise en place de la minéralisation primaire. On observe quelques épigénies de bois fossile par de la galène dans les structures ligneuses (Carrie et al., 1968) ou des disséminations et petites lentilles de sulfures (pyrite, galène, sphalérite) intercalées dans les shales noirs (Martini et Makanga, 2001). En revanche, les minéralisations à Pb-Zn, souvent associées à des bitumes, pourraient témoigner d’une remobilisation plus tardive d’une partie de la minéralisation primaire pendant la migration des hydrocarbures dans le bassin.

Distribution et morphologie des minéralisations Sur la bordure « socle-Crétacé », se localisent de nombreux indices, du Sud au Nord du Gabon (degré-carré de Lambaréné) : la rivière Mimi, Bongo, Kroussou et la région des lobes, la zone de Mboulé (lac Ezangua) et la région du lac Azingo (in Plan Minéral du Gabon, 1971). Les minéralisations sont observées depuis les brèches grossières basales (disséminations irrégulières de pyrite, galène +/- blende et chalcopyrite) jusqu'aux shales noirs. Dans la région de Kroussou, les indices les plus significatifs, de type stratiforme, sont à prédominance plombifère. Ils se présentent sous forme d'imprégnations lenticulaires dans les faciès arkosiques et, dans une moindre mesure, dans les faciès silicifiés des horizons plus carbonatés. Il semble exister une zonalité horizontale et verticale de la distribution des minéralisations qui a été observée en sondages dans le lobe de Dikaki (degré-carré de Fougamou) (Artignan et Ralay, 1980). La minéralisation passerait, d'amont en aval, d'une dominante plombifère à une dominante zincifère. Corrélativement, la position des horizons minéralisés se déplace verticalement dans la succession lithostratigraphique. Les faciès plombifères se localisent dans les niveaux gréseux de la Formation de la Remboué – N’Zémé-Asso, à proximité de la limite actuelle socle-couverture, alors que les faciès zincifères apparaissent en direction du bassin, en aval du lobe, dans des faciès d'argilites ou shales noirs à intercalations grésocarbonatées.

Types de minéralisation Cent cinquante indices environ ont été découverts dans la région de Kroussou par les missions du BRGM, dont certains présentent l’unique intérêt d’améliorer la définition des caractéristiques métallogéniques des minéralisations (in Plan Minéral du Gabon, 1971). Deux types de minéralisations à plomb-zinc-barytine ont été décrits. Il s’agit de minéralisations de plomb-zinc en imprégnations stratiformes d’une part, et de minéralisations à barytine et plomb-zinc subordonnées, d’autre part. Minéralisations à Pb-Zn en imprégnations stratiformes Ces minéralisations sont encaissées dans tous les faciès de la formation des Grès de la Remboué – N’Zémé-Asso. Le socle, la mégabrèche et les conglomérats sus-jacents présentent de la pyrite disséminée, associée à un peu de galène-sphalérite et plus rarement de la chalcopyrite dans la mégabrèche. Les shales noirs, dans lesquels la pyrite est abondante, contiennent aussi de fines disséminations avec des petites lentilles et veinules de galène et sphalérite (Martini et Makanga, 2001). Au-dessus des conglomérats, dans la partie basale du faciès argilo-gréseux, un mince niveau de calcaire dolomitique irrégulièrement silicifié forme un niveau repère. Ce marqueur, dit de Kroussou, correspond soit à un horizon unique d’environ 1 m d’épaisseur, soit se divise en plusieurs petits bancs sur une épaisseur de quelques mètres. Il est particulièrement

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développé dans le secteur de la Dikaki et de Niadmadbimbou (degré-carré de Fougamou) et contient en général une minéralisation à sulfures (galène, sphalérite, pyrite) finement disséminés. Il peut être segmenté par de fines diaclases remplies de calcite, dolomie et galène plus grossièrement cristallisées, qui lui donnent parfois un aspect bréchique. La minéralisation la plus riche est contenue dans le faciès d’arkoses à ciment calcitique, où les sulfures apparaissent en remplacement du ciment. A part la pyrite, les sulfures sont constitués majoritairement de galène et sphalérite subordonnée, avec parfois un peu de greenockite et d’argent (Martini et Makanga, 2001). Dans les zones les plus riches, le ciment calcitique est complètement remplacé par la galène. Minéralisations à Ba et Pb-Zn subordonné Ces minéralisations sont encaissées à la base des formations crétacées ou dans le socle, mais toujours à proximité de la base du Crétacé. Elles se présentent sous forme de courtes veines lenticulaires et stratiformes dans le Crétacé, et discordantes dans le socle, avec un remplissage de quartz-barytine faiblement minéralisé en sulfures (galène, sphalérite, pyrite et chalcopyrite), associés à un peu d’argent à l’état natif et sous forme de sulfosels (Demange, 1971). Le caractère épigénétique des minéralisations se manifeste par la grande taille des cristaux de barytine et par des structures géodiques souvent remplies de bitume. Ce type de minéralisation n’a été que rarement observé en place. Généralement, il apparaît en blocs dispersés marquant la limite « socle-Crétacé ». Parfois, des indices riches en sulfures forment des chapeaux de fer, comme par exemple celui de Kayanda, immédiatement au nord du gîte de Kroussou. Il s’agit d’un filon-couche d’un mètre de puissance suivant exactement le contact « Crétacé-gneiss » sur une longueur de 100 m, avec un pendage de 45°. Le remplissage bréchique co nsiste en quartz-barytine avec abondance de pyrite, un peu de galène-sphalérite et du cuivre dans la zone de cémentation (Martini et Makanga, 2001).

Estimation des réserves et perspectives économiques Le seul indice exploré systématiquement, représentant la zone la plus riche en Pb-Zn, est le gîte de Kroussou sur le lobe Dikaki (degré-carré de Fougamou). Ce gîte contient une lentille formant un petit gisement affleurant de 22 400 t @ 20% Pb et présente un niveau repère de calcaire plus ou moins dolomitique étendu sur l’ensemble du lobe, de plus de 500 m de large sur 5 à 6 km de long, contenant 9% Zn-Pb. L’ensemble représenterait des ressources de quelques centaines de milliers de tonnes de stock métal (Martini et Makanga, 2001). Plusieurs autres indices de ce type, moins riches en Pb (5%), ont été mis en évidence par le BRGM dans les années 60 par des forages non systématiques dans d’autres lobes (Niadmadbimbou, Niambokamba et Dignali), mais dont les tonnages et les puissances sont insuffisants. Cependant, d’autres zones de la région des lobes n’ont pas été prospectées, suggérant la possibilité de découvrir un gîte économique. Des niveaux zincifères étendus pourraient exister dans des faciès de type shales noirs, dont on connaît un équivalent en Angola, le gîte de Loeto (Van Eden, 1978). Concernant la barytine, seul le gîte de Dourékiki (degré-carré de Tchibanga) semble présenter un petit intérêt économique (Vandenbroucke et Van Daalhoff, 1960 ; Albouy et Veux, 1977 ; Anonyme, 1986a). Des puits ont mis en évidence un gisement de type éluvionnaire qui résulte du démantèlement sur place d'un gîte primaire. Le minerai est constitué de barytine massive, rubanée et géodique, formant des blocs résiduels hérités d’une minéralisation primaire à la base du Crétacé et emballés dans de la latérite, et de barytine secondaire remaniée chimiquement formant des nodules et de fins cristaux dans l’argile. La barytine est relativement pure mais souvent associée à des oxydes de fer. Les ressources sont estimées à 1,2 Mt @ 46% BaSO4 (Martini et Makanga, 2001). Plus au nord, des minéralisations épigénétiques à barytine, galène, sphalérite et pyrite, avec du quartz et

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de la calcite, jalonnent des failles affectant le Groupe de Cocobeach dans le Bassin Intérieur (Demange, 1971), mais ne sont que d’importance minime. Les études économiques de 2001, menées par le BRGM, avaient montré une faible rentabilité de la barytine de Dourékiki avec les paramètres de l’époque. Un plan d’extraction de 30 000 t/an avait été formulé, avec production sur place d’électricité (ressources de la rivière Douaou), et obtention d’un produit de densité de 4,2 et d’une teneur de 65% BaSO4. Le plan comprenait le transport par barges capables de porter 500 tonnes le long de la côte. La viabilité commerciale de la barytine de Dourékiki doit être reconsidérée, surtout dans le contexte d’une baisse de production mondiale du minerai de haute qualité, bien que la Chine reste le producteur principal. Le montant des imports au Gabon justifierait une telle reprise du projet.

Gisements d’évaporites associées à la formation salifère et à la sédimentation post-salifère du bassin syn- à post-rift La série salifère aptienne du Domaine Côtier gabonais fut découverte en 1935 par le forage pétrolier de Madiéla, situé à 40 km au SW de Mandji. Les couches de potasse ont été identifiées en 1940 par un sondage pétrolier implanté au NW du lac Azingo. A partir de 1954, des recherches ont été entreprises dans cette région pour prospecter la potasse et, bien que des réserves importantes aient été mises en évidence (Gonnard, 1971a-b), le tonnage à teneurs économiques n’était pas suffisant pour justifier une exploitation. Vers la fin des années 50, il a été démontré que la série salifère s’étendait sous l’ensemble du Bassin Côtier, constituant une ressource considérable en divers sels avec un potentiel minier certain. Des horizons phosphatés ont également été repérés dans les sédiments du Domaine Côtier. De nombreux indices furent découverts en 1966 et 1967, dans des affleurements du Sénonien dans les secteurs de Rembo N’Komi, Rembo Rabi et Rembo Kotto. En 1968, les indices du Cap Esterias et d’Ekouata ont été prospectés sur une étroite bande d'affleurement du Sénonien. Bien que les ressources potentielles soient importantes, la minéralisation définie est souvent trop diffuse pour une exploitation.

Sel gemme, Potasse Contexte géologique de mise en place Pendant l’évaporation de l’eau de mer un peu de calcaire se dépose, suivi d’une grande quantité de gypse et anhydrite, puis d’halite Les sels potassiques ne se déposent qu’après une réduction importante du volume de la saumure, laquelle devient surconcentrée en sels dissous. Exceptionnellement, de la bischofite peut se former en fin d’évaporation (Martini et Makanga, 2001). Les couches salifères de l’Aptien du Gabon et des autres bassins du sud de l’Atlantique se caractérisent par l’absence d’anhydrite à la base de la série et par une grande quantité de sels potassiques et magnésiens par rapport à l’halite, l’absence de sulfates (anhydrite, polyhalite, kieserite, kaïnite), dans les couches potassiques, et la présence de chlorure de calcium (tachyhydrite). Ce type d’anomalie s’étend sur une grande partie du Bassin salifère Atlantique, mais aussi à la majorité des gisements de potasse mondiaux. De nombreux modèles génétiques ont été proposés. Belmonte et al. (1965) avaient imaginé une série salifère déposée à partir de saumures d’origine marine normale, mais pré-concentrées plus au Sud, là où se seraient déposés les calcaires, l’anhydrite et une partie de l’halite. Certains auteurs suggèrent une origine marine directe, avec présence d’une barrière volcanique et récifale séparant l’extrémité sud du bassin évaporitique de l’océan (De Ruiter, 1979 ; Ojeda, 1982), avec un possible contrôle de la composition de l’eau de mer par des variations de la circulation

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hydrothermale dans les dorsales océaniques et des apports fluviaux (Spencer et Hardie, 1990). D’autres auteurs supposent la présence d’un mince golfe marin, au centre du bassin, séparé des côtes africaines et brésiliennes par des barrières continues derrière lesquelles les évaporites se seraient déposées (Belmonte et al., 1965 ; Nairn et Stehli, 1973 ; De Ruiter, 1979 ; Ojeda, 1982). Les similitudes observées entre les séries salifères du Gabon et du Brésil (Wardlaw et Nicholls, 1972), indiquent cependant que les évaporites ne formaient à l’Aptien qu’un grand bassin salifère unique. De plus, le Bassin Atlantique s’est développé dans un fossé tectonique actif. Des infiltrations de saumures hydrothermales concentrées se sont produites le long des failles, ou à travers les épais sédiments immatures du Crétacé inférieur lacustre (Martini et Makanga, 2001). Ceci est confirmé par la présence de minéralisations de Pb-Zn-Cu-Ba dans les terrains du Crétacé du Gabon et de l’Angola (Hardie, 1991) et par des traces polymétalliques dans les sels (Wardlaw et Nicholls, 1972). D’après Martini et Makanga (2001), il faut imaginer un long bassin évaporitique en dépression sous le niveau de la mer, alimenté, à partir du Sud, par des infiltrations marines déjà plus ou moins appauvries en sulfate et enrichies en CaCl2. Ces modifications chimiques auraient été accentuées par un recyclage hydrothermal de saumures concentrées dans le bassin même. Les évaporites les moins solubles auraient été déposées dans le Sud et les saumures résiduelles se seraient progressivement enrichies en chlorures de K-Mg-Ca durant leur migration vers le Nord. Le dépôt cyclique des sels suggère que les apports de nouvelles saumures étaient pulsés. La présence de bischofite et de tachyhydrite indique un climat particulièrement chaud et sec, en liaison avec une position continentale encore centrale (Hardie, 1991). Dans le tiers supérieur de la séquence salifère, la prédominance d’halite renfermant de minces couches d’anhydrite suggère l’arrivée de saumures moins préconcentrées. La prédominance de l’anhydrite au sommet de la séquence (cycle inverse final) annonce l’invasion par le domaine marin franc ayant conduit à la formation de l’Atlantique.

Distribution et morphologie de minéralisations Dans le Bassin Côtier, les déformations halocinétiques sont importantes et les manifestations diapiriques nombreuses. Lorsqu’elle n’est pas affectée par l’halocinèse, la formation salifère ne fait pas plus de 800 m d’épaisseur (Teisserenc et Villemin, 1990). Sur une bande Nord-Sud de 20 à 40 km de large bordant la limite est du bassin, le toit du sel n’a pas été enfoui à plus de 600 à 800 m de profondeur, alors que plus à l’Ouest, la formation a été très déformée par les montées diapiriques. Elle repose en concordance sur la formation fluviatile à lagunaire de N’Zémé Asso (ou formation des Grès de la Remboué – N’ZéméAsso), qui est ici très mince et constituée de grès de base, de shales et d’un peu de dolomie et d’anhydrite. La série salifère est principalement constituée d’évaporites : environ 60% d’halite, 30% de couches à carnallite, 2% de bischofite et tachyhydrite, 5% d’anhydrite et 3% de dolomie. Des éléments détritiques argileux dispersés dans les évaporites, ou concentrés en très fins niveaux, complètent la composition de la série. Les couches d’halite, de couleur variable (jaune, orange, brune, grise à noire), ont une texture en microcycles sédimentaires décimétriques, avec à la base une surface de dissolution, puis successivement, de l’halite grossière hyaline, puis finement saccharoïde et enfin en cristaux radiés. La carnallite est de couleur orange à rouge sang, d’aspect souvent bréchique mais aussi lité lorsqu’elle forme des alternances avec de fines couches d’halite. La bischofite-tachyhydrite est blanche, ambrée à orange, souvent massive et peut présenter des laminations suggérant des microcycles (Belmonte et al., 1965). Ces termes lithologiques constituent une alternance de couches de sel et de potasse et de lits d'argiles noires, le tout surmonté souvent d’une couche anhydritique. Ces alternances sont rythmiques, chaque cycle (10 à 150 m) étant

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formé de trois termes verticaux : alternances sel-potasse au toit ; sel gemme au milieu ; 1 à 2 m d'argiles bitumineuses avec lignite et niveaux dolomitiques à la base ; jusqu’à 12 cycles peuvent être superposés (Martini et Makanga, 2001). Quelques cycles sont complétés par de la bischofite-tachyhydrite, qui forme des bancs d’épaisseur très variable (< 100m). Outre les cycles normaux ci-dessus, des cycles inverses, moins caractéristiques, ont aussi été décrits (De Ruiter, 1979) vers la base de la formation, montrant une augmentation des bancs de halite aux dépens de la carnallite vers le sommet du cycle. Le sommet des formations salifère représente aussi un cycle inverse : la halite passe vers le toit à de l’anhydrite, en lits massifs et nodulaires, avec intercalations argileuses, puis à des dolomies avec encore un peu d’anhydrite (De Ruiter, 1979). Le tout est surmonté par les calcaires du Groupe de Madiéla, dont la base est aptienne.

Types de minéralisations et perspectives économiques Un phénomène important, pour l’obtention d’un minerai d’intérêt économique, est la transformation de la carnallite en sylvite par déshydratation et lessivage du MgCl2 et enrichissement relatif en K (Borchert et Muir, 1964 ; Borchert, 1977). Cette transformation s’est produite dans la partie sommitale de la Formation salifère, prospectée dans la région de Mamana (degré-carré de Port Gentil), où de la sylvite riche (29% K2O) a été intersectée en sondage, mais avec un passage rapide à la carnallite (Gonnard, 1971b). Les phénomènes de lessivage dans la partie sommitale de la formation salifère se sont produits pendant et après la transgression marine du Groupe de Madiéla. Durant ce processus, la sylvinitisation de la carnallite s’est produite près du toit de la série salifère, souvent sur de faibles bombements anticlinaux, mais sur une extension faible, de l’ordre de quelques kilomètres (Martini et Makanga, 2001). La limite de rentabilité des cibles économiques de potasse au Gabon est fixée à 20% K2O (Gonnard, 1971b). Malgré la présence de niveaux de sylvite atteignant 29% K2O, la noncontinuité de ces indices, ainsi que la faible dimension des lentilles et l’abondance des couches carnallitiques à faible teneur (inférieures à 20%), font que, malgré des ressources globales très importantes (plusieurs dizaines de milliards de tonnes), l’exploitation des sels de potasse n’est pas économique par les méthodes conventionnelles d’extraction souterraine. Il n’est pas exclu cependant de trouver des couches de sylvite primaire, résultant de la transformation synsédimentaire de la carnallite, qui pourraient être plus continues, comme on peut en trouver par exemple, dans le Bassin de Sergipe (Brésil), très proche du Bassin Atlantique gabonais à l’Aptien (Martini et Makanga, 2001). Une des alternatives envisageable, pour valoriser le potentiel salifère du Domaine Côtier au Gabon, serait une exploitation du minerai (sels de potasse + halite) par lessivage profond à partir de sondages à l’aide d’eau très chaude, puis récupération de la potasse et de l’halite après décantation en surface. Cette méthode est utilisée pour le gisement de potasse de Kouilou (Congo), qui est en cours de développement (magindustries.com) avec un potentiel de production de 600 000 t par an, par dissolution in situ à partir de quatre horizons exploitables (10 à 20 m) de carnalite. Le secteur de la potasse est en plein essor (Fig. 72) comme le montre un communiqué du 25 juillet 2008 dans lapresseaffaires.com annonçant que Rio Tinto comptait investir dans la potasse d'ici 2015, avec deux projets visant à acquérir environ 10% du marché de l’engrais : les projets « Potasio Rio Colorado » et « Regina Potash » en Argentine, qui devraient produire plus de 6 millions de tonnes par an.

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800.00 700.00 600.00 500.00 400.00

POTASSE

300.00 200.00 100.00

ju il08 se pt -0 8 no v08

ju il07 se pt -0 7 no v07 ja nv -0 8 m ar s08 m ai -0 8

ju il06 se pt -0 6 no v06 ja nv -0 7 m ar s07 m ai -0 7

ja nv -0 6 m ar s06 m ai -0 6

0.00

Fig. 72. Evolution du prix moyen mondial de potasse en US$/tonne entre 2006 et 2008.

Phosphate Contexte géologique de mise en place Les principales règles de la sédimentation phosphatée exigent plusieurs critères qui sont tout d'abord l'existence de courants « d'upwelling » le long d'une côte en période de sédimentation biochimique ; ceci en liaison avec des bassins côtiers peu profonds (50 à 200 m), largement ouverts sur la haute mer et séparés de cette dernière par des seuils et des hauts-fonds. Les couches phosphatées rencontrées dans le Domaine Côtier gabonais se sont déposées dans un tel contexte, le long des côtes, là où les eaux marines abyssales remontent à la surface. Ces eaux profondes sont enrichies en phosphates par la décomposition des organismes qui sédimentent sur le fond. L’apatite précipite ensuite par dégazage de CO2 dans des bassins côtiers communiquant largement avec la haute mer. Ces conditions existaient au Gabon au Sénonien, l’Atlantique étant déjà largement ouvert. Pour la formation de couches suffisamment riches, il est essentiel que la sédimentation détritique ou chimique soit réduite, ceci pour éviter une dilution des granules de phosphate. De ce point de vue, les hauts-fonds balayés par des courants, ou brassés par les vagues, sont particulièrement favorables. Un dépôt en milieu agité est suggéré par une texture généralement oolithique-pisolitique des phosphates.

Distribution et morphologie des minéralisations Plusieurs indices de phosphates ont été identifiés dans les couches marines. Le plus connu est interstratifié à la base du Sénonien, subaffleurant et irrégulièrement minéralisé sur toute sa longueur, soit plus de 300 km, du nord de Sette Kama au Cap Estérias, sur le degrécarré de Libreville (Gonnard, 1971c). La base sénonienne (Coniacien), composée de marnes et d’argiles finement sableuses à silex, présente des minéralisations diffuses de phosphate sous forme de nodules et oolithes de carbonate-hydroxyde-apatite. Les teneurs sont basses (< 5% P2O5 en général), mais peuvent localement atteindre 20%, selon l’abondance des ossements de poissons accumulés. D’autres indices ont été recensés :

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• à l’est du contact « Turonien-Sénonien », préservés dans de minces synclinaux liés à la tectonique salifère où des sables phosphatés sont interstratifiés dans une séquence plus détritique avec intercalations continentales (Hudeley et Belmonte, 1970) ;

• dans le Paléogène supérieur (Eocène et Miocène), où les indices sont mal connus et rarement affleurants du fait des conditions marécageuses (in Plan Minéral du Gabon, 1971 ; Martini et Makanga, 2001).

Types de minéralisation et perspectives économiques Deux types essentiels de minéralisation sont à considérer :

• Une minéralisation diffuse, sous forme de débris et grains, nodules et arénites phosphatés associés à des débris organiques : les teneurs en P2O5 sont faibles (inférieures à 5%), quoique plus importantes dans le Coniacien. Dans les synclinaux, les concentrations varient entre 10 et 20% dans des « bone-beds ». Sur les marges ouest et nord du haut-fond, elles sont de 10 à 15% en concentrations métriques. Enfin sur le môle proprement dit, elles sont inexistantes ;

• Une minéralisation lenticulaire dans le Coniacien et dans la zone de transition avec le Turonien, constituée d'apatite dont les teneurs varient de 20 à 39% P2O5. Ces lentilles phosphatées sont minces, inférieures au mètre et d’extension horizontale limitée. Elles sont essentiellement localisées dans la zone de Benghé (degré-carré d’Omboué), où l'on trouve des blocs alluvionnaires riches, ainsi que sur le môle situé sur d’anciens hauts-fonds marins développés sur un anticlinal entre les deux diapirs de Wora et d’Ikassa. Le prospect du contact « Turonien-Sénonien » demeure le plus attrayant. Cependant, les résultats des prospections, bien qu’ayant mis en évidence des ressources considérables, n’ont pas révélé de teneurs suffisamment élevées pour être rentables. De plus, les lentilles les plus riches ont une extension trop limitées pour être exploitées. Cependant, la base du Sénonien n’a pas été explorée partout et la possibilité de trouver des gîtes viables subsiste. Notamment sur les zones d’anciens hauts-fonds, où les phosphates peuvent être plus riches, comme au nord de l’indice de Benghé, ou immédiatement au sud de l’Ogooué (Gonnard, 1971c). Une prospection scintillométrique pourrait être envisagée dans les zones marécageuses d'affleurement du Paléocène supérieur et de l'Eocène, non prospectées à cause des conditions géographiques défavorables. Les gisements de phosphates de Floride, situés dans des milieux similaires, ont été découverts par cette méthode, les phosphates marins contenant toujours un peu d’uranium.

Gisements d’hydrocarbures du Bassin Côtier Pétrole, Gaz Le pétrole et le gaz ne sont pas considérés comme des substances minérales, cependant le lien existant entre les hydrocarbures et les formations salifères du Bassin Côtier, ainsi que leur importance sur le plan économique, nous oblige à les évoquer brièvement. Une description plus détaillée de ces gisements est réalisée dans la notice explicative de la « Carte métallogénique de la République Gabonaise » (Martini et Makanga, 2001). Les gisements d’hydrocarbures du Gabon sont d’âge crétacé et exclusivement présents dans le Domaine Côtier et off shore, sur la marge Atlantique. Les roches-mères supposées sont des black shales riches en matière organique, vraisemblablement d’origine planctonique, donc à fort potentiel pétroligène, étant donné le contexte de dépôt au Crétacé

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(contexte marin peu profond à lagunaire en milieu subtropical favorable à une forte productivité primaire). Dans les séquences sédimentaires pré-salifères, les deux formations susceptibles d’être à l’origine des gisements sont : les black shales de la Formation de Kissenda qui contiennent 1,5 à 2% de carbone organique total (COT) et ceux de la Formation de Mélania, contenant en moyenne 6,1% COT (20% max.). Dans les séquences sédimentaires post-salifères, il s’agit des black shales de la Formation d’Azile (3 à 5% COT). Les champs pré-salifères sont principalement connus dans le sous-bassin du Sud. Certains d’entre eux (Lucina, Mbaya, Mwengi) sont encaissés dans la partie haute de prismes sédimentaires à pendage est dans les grès de base de Kissenda et Mélania, sous les formations imperméables plus jeunes de Dentale et Ezanga. D’autres sont encaissés dans les Grès de Gamba, qui sont situés entre la série salifère imperméable au toit et la Formation Dental au mur. La formation est en générale monoclinale à pendage ouest de 1,5° à 3°, mais forme aussi des anticlinaux qui, lorsqu’ils présentent des fermetures suffisantes, permettent à l’huile de s’accumuler. Près de 90% des gisements pré-salifères sont encaissés dans la Formation de Gamba, dont les champs les plus gros sont Gamba et Rabi. Ce dernier est le gisement le plus important, il possède des ressources de 175 Mt d’huile, dont plus de 100 Mt sont récupérables (Martini et Makanga, 2001). Les champs post-salifères sont majoritairement off shore ». Ils s’étendent sur 100 km du Nord au Sud, et 70 km de large, avec l’extrémité nord localisée au niveau du Cap Lopez. Ce groupe occupe la fosse de Port-Gentil, dans laquelle se sont accumulées des quantités colossales de sédiments argilo-sableux turbiditiques sénoniennes du Crétacé supérieur et du Tertiaire. Dans leur quasi-totalité des pièges (99%) sont liés à des dômes de sel, seules les trappes miocènes sont purement stratigraphiques (gîte de Tchengué supérieur). Parmi ces 99%, les gîtes peuvent être localisés, soit sur des bombements au-dessus de diapirs de sel non perçants (84%, dont les champs d’Anguille, Torpille et Grondin), sur des diapirs perçants (6%, dont les champs de Mbéga, Animba et Ozouri), soit sur des flancs de dômes perçants quand la roche-réservoir bute contre un niveau salifère sous une couverture argileuse imperméable (9%, dont les champs de Batanga et Simany). Des niveaux de schistes et calcaires bitumineux sont également présents au nord de Lambaréné dans le Bassin Intérieur, mais ne constituent pas de réserves suffisantes pour être exploités. Des indices de gaz, en général « off shore », très petits et souvent mal connus, sont répertoriés dans trois zones principales : Mayumba, Port-Gentil et Libreville. Depuis 1991, l’exploration s’est ralentie. La production cumulée de pétrole jusqu’en 1998 a été de 343 Mt, mais l’exploitation du Domaine Côtier semble maintenant en phase de déclin. Toutefois, il n’est pas exclu de trouver des zones pétrolières intéressantes plus en profondeur, dans le Crétacé Inférieur sous la plaine côtière et dans le Tertiaire plus au large, ou sous le sel de la Formation Dentale pour trouver du gaz (Martini et Makanga, 2001).

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Ressources minérales associées aux phénomènes d’altération supergènes du Néogène et du Quaternaire La période néogène à quaternaire est marquée par des phénomènes supergènes importants, qui conduisent à l’altération des surfaces continentales. Les roches et les minéraux subissent des transformations chimiques et physiques au contact des agents de la surface, dans des conditions différentes de celles qui prévalaient dans leur milieu de genèse (Meyer et Hemley, 1967). Dans les milieux sub-tropicaux chauds et humides, le processus d’altération commun est la latéritisation. Les latérites sont des horizons ferrugineux pauvres en silice, qui résultent d’un long processus d’altération par destruction en surface des minéraux, évacuation des éléments mobiles (Si, Mg, Na, K, Ca) et concentration des éléments insolubles (Ni, Al, Fe, Mn). Un « profil d’altération » latéritique typique comprend, du sommet vers la base :

• une cuirasse très riche en oxydes de fer (< 5 m), parfois surmontée d’un sol ; • une zone argieuse (1 à 30 m) à kaolinite dominante, tachetée de goethite et d’hématite ;

• une zone argilisée à smectite dominante (< 100 m), passant progressivement à la roche saine (Jébrak et Marcoux, 2008). Les gîtes pédogénétiques qui en résultent forment les plus gros gisements mondiaux de nickel (latérites : Nouvelle-Calédonie, Russie, Australie) et les plus grosses réserves mondiales d’aluminium (bauxite : Guinée, Australie). Il existe aussi des enrichissements supergènes très importants dans la partie superficielle des gisements métalliques (cuivre, fer, or), appelés « chapeaux de fer » ou gossans. Au Gabon, le processus de latéritisation a produit une cuirasse qui est désormais presque totalement démantelée (événement « stone line »). Ainsi, aucun indice de nickel latéritique n’est reconnu, et seuls quelques profils tronqués apparaissent çà et là, dont l’un montre un indice de bauxite (plateau de Makongonio au sud du Gabon) sans intérêt minier. Les effets les plus significatifs de la latéritisation sont :

• les enrichissements supergènes en fer dans les BIF du gisement de Bélinga et en manganèse dans les ampélites du gisement de Moanda ;

• l’enrichissement résiduel en phosphates, niobium et terres rares au sommet de la carbonatite de Mabounié. Le processus de latéritisation apparaît donc essentiel pour la production de certains des principaux gisements d’intérêt économique du Gabon. La prise en compte de la latérisation est également essentielle pour la compréhension et la prospection des minéralisations aurifères. Ces processus conduisent à l’oxydation et à l’altération de toutes sortes de phases minérales contenant de l’or, notamment les sulfures, ou à la remobilisation de paléoplacers aurifères. L’or, ainsi mobilisé dans les eaux d’altération météorique, est acheminé vers les cours d’eau où il précipite et pépitise sous forme d’or libre visible pour s’accumuler en placers plus ou moins proximaux des minéralisations primaires ou secondaires desquelles il est issu. Ceci est également le cas des paléoplacers diamantifères.

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Indices et gîtes de placers et matériaux alluvionnaires Diamant Outre les districts décrits précédemment en détail, des diamants alluvionnaires sont décrits dans la région de Franceville et en bordure des Plateaux Batékés. La proximité de la bordure du bassin crétacé congolais, composé de niveaux gréseux réputés diamantifères et équivalents stratigraphiques de la formation des grès diamantifères de Carnot (RCA), suggère une remobilisation de ces diamants alluvionnaires à partir de paléoplacers diamantifères du Crétacé.

Or Les travaux d’exploration ont conduit à la découverte de nombreux indices d’or alluvionnaire qui sont reportés sur la Carte de la Géologie et des Ressources Minérales de la République Gabonaise et dont les principaux ont été évoqués dans des chapitres précédents.

Sable L’approvisionnement en sable de la capitale Libreville est principalement assuré par la société des Sablières d’Owendo, qui exploite un gisement « off shore ». Malgré une granulométrie grossière favorable à une utilisation comme sables à béton, cette exploitation est pénalisée par : (1) son coût d’exploitation, (2) la qualité rarement constante des matériaux et surtout, (3) une très forte probabilité de dépassement de la salinité admissible, risquant de générer des désordres sur le bâti à moyen et long terme. Alternativement, l’exploitation des sables alluviaux ou continentaux est limitée par une granulométrie trop fine, les rendant impropres à la confection de bétons. Pendant le projet SYSMIN, des analyses granulométriques ont été effectuées sur quelques échantillons et comparées aux standards sud-africains pour les sables à béton (Fig. 73). Aucun des sables étudiés n’a montré des caractéristiques adéquates pour ce type d’utilisation.

Ressources liées à l’altération superficielle Latérite La latérite trouve une utilisation systématique dans la confection des pistes. Les gisements exploités sont principalement des occurrences gravillonnaires, issues d’un remaniement (« événement Stone line ») et dont les Photos 30 et 31 donnent un bon exemple. Les gravillons, initialement mêlés avec les produits fins de l’Horizon de couverture, sont épandus à la surface, et le lessivage de la fraction fine par la pluie livre une couche assez stable, bien adaptée aux conditions climatiques gabonaises. En 1971, le « Plan Minéral du Gabon » avait tenté de proposer une carte prédictive des types de latérite en fonction du substratum reconnu, cette typologie donnant un rôle dominant au contrôle lithologique. Les formations géologiques considérées comme étant les plus favorables étaient d’âge anté-miocène. En revanche, les formations argileuses et marneuses étaient classées comme médiocres, ne produisant que des latérites argileuses, sans cuirasse ni gravillon. Les lithologies les plus favorables, sur lesquelles étaient supposés se développer d’épais horizons de gravillons étaient les suivantes : carbonates ( ?), grès, pélites, ampélites, quartzites, gneiss, schistes et micaschistes.

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Fig. 73. Analyses granulométriques de sables comparées aux standards sud-africains. La réalité est malheureusement très différente et ce notamment du fait de la remobilisation des cuirasses initiales lors de processus d’érosion récents, dont le plus évident est extrêmement jeune (« événement Stone line »). Il est à l’heure actuelle encore impossible de dresser une typlogie des occurrences latéritiques à l’échelle du pays, la reconnaissance d’un gisement ne pouvant se faire que dans le cadre circonscrit d’une région et dans un but particulier, généralement pour un chantier. L’exploitation de la latérite s’adresse au marché routier et l’essentiel de la consommation vient de zones de prélèvement le long des chantiers. On peut évaluer grossièrement que la consommation annuelle du pays est de l’ordre de 3 à 5 000 000 m3. Dans les secteurs de forte activité, comme aux abords de Libreville, les carrières en exploitation ne suffiront plus à répondre à la demande.

Bauxite A Makongonio (degrés-carrés de Ndendé et Mouila), la latérite forme un plateau à rebords nets représentant un des nombreux vestiges d'une ancienne paléosurface, généralement attribuée à la fin du Crétacé, et qui a été profondément entaillée par un cycle d'érosion récent. La stratigraphie du profil d'altération comprend tout d'abord une cuirasse ferrugineuse bien cimentée et résistante à l'érosion, épaisse de 2 à 3 m. En profondeur, elle passe à une couche plus ou moins bauxitique constituée de plaquettes violacées emballées dans une matrice de pisolithes ferrugineuses et d'argile latéritique, dont l'épaisseur est de 4 à 5 m. Le niveau sous-jacent est argileux, de teinte claire et repose sur le substratum altéré. Sur vingt-cinq puits et sondages foncés sur le plateau, cinq ont révélé de la bauxite pouvant être retenue comme minerai. Les analyses de ces passées relativement riches ont donné 38% Al2O3 liée à la gibbsite ou à la boehmite, 4% Al2O3 liée à la kaolinite, et 33% Fe2O3. Les réserves ne sont pas connues, mais les gisements sont irréguliers et la surface latéritique

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couvre une surface de 12 km². Des réserves de 3 Mt @ à 38% Al libre peuvent être estimées. A Kouyi (degré-carré de Malinga), le plateau, situé à cheval sur la frontière du Congo, possède les mêmes caractéristiques morphologiques et stratigraphiques que le précédent : cuirasse, couche bauxitique et argiles d’altération reposant sur le socle. Les quatre-vingt dix puits ont mis en évidence des teneurs en alumine libre ne dépassant pas 48%. Les ressources ont été estimées à 9,4 Mt @ à 37% Al libre et 5% Si combinée, couvrant une surface de 15 km2 sur un plateau latéritique de 40 km2. L'épaisseur moyenne de la bauxite est de 1,23 m, recouverte par 5,74 m de morts-terrains. Comme pour Makongonio cette bauxite n'a pas été considérée comme rentable. La présence possible de bauxite de type karstique, développée dans le synclinorium de la Nyanga, a été testée près de Ndendé (Baud, 1967, degré-carré de Ndendé). Trois puits ont été foncés dans la vaste pénéplaine latéritisée recouvrant les carbonates du groupe Schisto-calcaire, mais n'ont montré que des argiles sous la cuirasse. Cette absence de bauxite a été attribuée à une déficience du drainage dans les sols et à un aquifère trop proche de la surface.

Granulats Les ressources en granulats, qui découle de l’exploitation de roches dures, ne sont pas strictement liées à des phénomènes d’altération supergènes, néanmoins, l’ampleur de l’altération est un facteur essentiel, susceptible de rendre non économique une ressource de qualité que recouvrirait une trop grande épaisseur de formations de surface. Au Gabon les gisements de granulats sont quasiment sans limite, mais ces roches doivent être exploitées au plus près des centres de consommation, pour limiter l’impact des coûts d’acheminement. Leur production dépend de la demande locale et des caractéristiques mécaniques recherchées. Les roches magmatiques, les grès quartziques, les migmatites et certains gneiss ont des caractéristiques mécaniques bonnes à excellentes, répondant à la production de ballasts et de graviers à béton. Elles ont été largement exploitées le long du chemin de fer transgabonais pour fournir les matériaux nécessaires à la construction de la voie ferrée. Certaines sont intensément exploitées à l’heure actuelle, essentiellement pour fournir les granulats grossiers de Libreville, Franceville et du chemin de fer. Plus d’une vingtaine de permis d’exploitation et d’exploration de roches dures sont en cours, mais seule une dizaine sont effectifs. La majorité se situe dans la province de l’Estuaire, pour alimenter Libreville et sa région, les carrières exploitant principalement les granites des Monts de Cristal. Dans le Haut Ogooué, les granulats sont produits aussi bien à partir de roches granitiques que des grès quartziques du Francevillien. Les carriers fabriquant les concassés s’appuient sur des ressources abondantes, mais parfois très éloignées des centres de consommation. Les cas les plus flagrants concernent les villes du littoral, comme Port-Gentil et surtout Libreville, dont les carrières des Monts de Cristal sont éloignées de plus quatre-vingt kilomètres.

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BILAN ET PERSPECTIVES Les travaux géologiques et de recherche minière réalisés dans un cadre institutionnel de type « inventaire » ou par des entreprises privées confirment le fort potentiel des terrains du Néoarchéen pour le fer, l’or et les minéralisations en liaison avec le magmatisme mafique à ultramafique, et celui des terrains du Paléoprotérozoïque pour le manganèse et l’uranium dans le Bassin de Franceville et, dans une moindre mesure, pour l’or et les minéralisations péri-granitiques dans la zone orogénique de l’Ouest-Gabon. Outre les domaines orogéniques, une des particularités de l’histoire géologique du Gabon, a été l’importance des phénomènes tectoniques extensifs, à différentes époques, et leur rôle dans des minéralisations spécifiques, soit liées aux magmatismes associés (carbonatites, kimberlites), soit liées aux évolutions bassinales (Francevillien, Nyanga, Permien, Crétacé). Les travaux du projet SYSMIN apportent leur pierre à la connaissance du sous-sol du Gabon de trois manières différentes :

• par les prospections géochimiques, ils soulignent le potentiel aurifère du Néoarchéen et, de manière plus locale, le potentiel en molybdène ;

• par la cartographie géologique et ses analyses (structurales, gîtologiques, géochimiques, géochronologiques), ils permettent de proposer des modèles de mise en place des minéralisations et une chronologie des métallotectes ;

• par la géophysique aéroportée et ses traitements multivariés, ils permettent de dresser des cartes de favorabilité et ainsi d’élargir le champ des futures prospections. Toutefois la mise en valeur de sujets identifiés ou à potentiel élevé est fortement dépendante des conditions d’accès et nécessite clairement le désenclavement des régions considérées. Cette contrainte explique d’ailleurs les efforts d’inventaire déployés en relation avec la construction du chemin de fer transgabonais. Dans ce cadre, de manière générale, deux types de mise en exploitation peuvent être distingués :

• des exploitations avec des niveaux d’infrastructure relativement limités. Il en est ainsi pour l’or, le diamant, le niobium, le tantale et les terres rares par exemple ;

• des projets très lourds en termes d’investissement, d’infrastructure et de logistique, qui concernent les pondéreux tels que le fer, le manganèse, le nickel et la potasse. Depuis longtemps, le Gabon est un pays de production minière : exploitations d’uranium de la région de Mounana, gisement de manganèse de classe mondiale de Moanda et gisement de fer de Bélinga. Pour le fer, le manganèse, le talc, la potasse et autres évaporites, la carbonatite à phosphate, le niobium et les terres rares de Mabounié, les sujets sont déjà cernés et correspondent à des projets actifs, ou à des stades avancés de développement, pour de démarrage d’une exploitation est surtout dépendante des paramètres économiques. Concernant les autres types de gisements, les perspectives sont variables et nécessitent, en complément des différents travaux d’inventaire, une mise en perspective et une réflexion globale.

Thème « fer » Le potentiel en fer du NE-Gabon est connu et caractérisé, en particulier en ce qui concerne le gisement principal de Bélinga, en cours de développement. D’autre part, il existe dans la même région d’autres sujets « fer », à un stade de développement moins avancé, mais qui présentent aussi un potentiel important. Les paramètres majeurs de leur développement sont

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liés à l’accessibilité ; en effet, ces projets souffrent de leur éloignement et en particulier du manque d’infrastructure ferroviaire. D’autre gîtes sont géographiquement mieux placés, mais présentent des teneurs plus faibles, nécessitant des procédures d’enrichissement pénalisantes pour obtenir des concentrations économiques.

Thème « or » Les travaux d’exploration ont conduit à la découverte de nombreux indices d’or alluvionnaire et, comme en Guyane, seuls quelques-uns ont débouché sur l’identification de ressources en roche ; ceci s’explique par des difficultés de prospection dues au déplacement de l’or sous une forme soluble entraînant une précipitation parfois distale par rapport à sa source et par les difficultés de la prospection en zone de forêt dense. La découverte d’un gisement majeur (1 à plusieurs million d’onces, > 30 t Au) n’a pas encore eu lieu au Gabon, les gisements exploitables s’échelonnant entre 5 et 30 t Au. Malgré les cours actuels élevés, les gisements identifiés apparaissent encore subéconomiques ou insuffisamment prospectés, en particulier tous ceux qui sont en liaison avec les « greenstone belts » archéennes. L’effort de prospection par les sociétés minières est resté faible, s’expliquant par les difficultés de prospection et de logistique. A titre de comparaison, il faut noter que l’équivalent géologique du Gabon au Brésil (Nord du Craton de Sao-Francisco), qui renferme les districts aurifères de Jacobina et de Rio Itapicuru (Fazenda Brazileiro > 60 t d’or produites), se placent dans un environnement géographique beaucoup plus accessible. Les caractéristiques géologiques, en particulier la présence de « greenstone belts » minéralisées analogues de ceintures minéralisées à BIF majeures, font du Gabon un territoire attractif (cf. résutats de la prospection géochimique du projet SYSMIN). Il n’y a donc aucune pénalité géologique pour la découverte de gisements plus importants que ceux actuellement en cours de reconnaissance. Il faut attirer l’attention sur le fait que les difficultés de prospection y sont de deux ordres : structuration médiocre des anomalies en raison de la morphologie à faible pendage des structures porteuses ; formaions superficielles masquant les anomalies.

Thème « cuivre-molybdène-or » Comme nous l’avons vu plus haut, une des cibles retenues pour une prospection tactique dans la zone de Baniaka a fourni des résultats très encourageants pour le molybdène, en association avec l’or et le cuivre. Le molybdène est souvent associé, directement ou indirectement, à des anomalies or, mais à des teneurs plus faibles. S’il s’agit d’un type « porphyry copper», comme les associations élémentaires et la répartition géographiques le suggèrent, des niveaux économiques pourraient se situer en profondeur. Un autre indice anomalique en Cu et Mo avait été foré dans le NE du pays, évoquant un « porphyry copper ».

Thème « diamant » Les indices diamantifères sont nombreux et ont fourni d’excellentes pierres de joaillerie, principalement au sud du pays, donnant lieu à une activité artisanale limitée et épisodique ; cette activité est plus importante au Congo, dans un domaine géologique similaire. Des roches d’affinité kimberlitique sont connues dans l’Archéen à Mitzic, en association avec des gîtes de diamants alluvionnaires, et à Makokou, où sont signalés (SouthernEra) des indices diamantifères en roche. En revanche, les travaux de prospection menés dans un cadre institutionnel ou par des sociétés privées, en particulier De Beers, SouthernEra et Motapa, n’ont pas permis la mise en évidence de concentrations alluvionnaires ou en roche d’importance économique. Le thème reste toutefois ouvert ; il reste très dépendant de

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nouvelles découvertes, soit fortuites, soit issues de l’interprétation des nouvelles données aéromagnétiques à forte résolution du projet SYSMIN.

Thème « nickel, cuivre, chrome, platinoïdes » Un certain nombre d’ultrabasites contrôlées en prospection géochimique tactique par le projet SYSMIN ont montré de très fortes teneurs en Cr-Ni, mais, semble t-il, aucune dans un contexte permettant des concentrations supergènes. Cependant, la présence de l’antimoine associé sur certaines cibles tactiques (zones de Baniaka et Malinga) suggère la possibilité de minéralisations de type Ni-sulfuré. Le potentiel pour les platinoïdes et les minéralisations à Ni-Cu sulfurés reste à démontrer, bien que des indices en cours de prospection existent au NW du pays, en liaison avec la Suite de Kinguélé. Les « greenstones » de l’Archéen se caractérisent par l’importance des faciès mafiques et ultramafiques, attribués à des coulées volcaniques et aux réservoirs plutoniques associés. Ces faciès sont caractérisés par des fonds géochimiques importants en chrome et nickel, parmis lesquels il est très incertain de vouloir reconnaître directement la trace anomalique d’une minéralisation. En raison de leur importance suspectée, il conviendrait de tester les ensembles ultramafiques (komatiitiques ?) des « greenstone belts » pour des minéralisations à Ni-Cu et platinoïdes. Le mode d’occurrence de ces roches reste toutefois très mal connu et la tâche s’avère particulièrement difficile du fait de l’importance du recouvrement (Stone line, Horizon de couverture).

Thème « terres rares, niobium, tantale, étain, tungstène » Les minéralisations périgranitiques et pegmatitiques sont susceptibles de se rencontrer en roche, mais surtout de constituer des concentrations en placers alluvionnaires ou éluvionnaires. Les différents travaux de prospection en batée et l’évaluation des flats n’ont pas permis la mise en évidence de concentrations suffisantes pour une exploitation économique. En revanche, l’exemple de la mise en évidence, à Mabounié, de minéralisations à phosphore et niobium dans des carbonatites, ainsi que l’importance du magmatisme alcalin au Gabon, rendent potentiellement intéressantes les minéralisations liées à ce magmatisme. L’utilisation des résultats des levés géophysiques haute résolution du projet SYSMIN, pourrait permettre la mise en évidence de nouveaux complexes minéralisés. La prospection géochimique du projet SYSMIN sur l’intrusif hypo-volcanique de N’goutou a montré que les terres rares, le niobium et le phosphore étaient abondants, mais à des teneurs lithologiques, insuffisantes pour faire du sujet une cible économique. A N’goutou, les processus supergènes n’on pas permis de passer du stade d’une préconcentration à celui d’un gisement.

Thème « métaux de base » Les terrains du Gabon présentent, au niveau des « greenstone belts » archéennes et dans les terrains paléoprotérozoïques volcano-sédimentaires des unités de N’Djolé et de Massima-Etéké, des caractéristiques pouvant les rapprocher des provinces à amas sulfurés à métaux de base. En revanche, les seules manifestations sulfurées précoces ne sont connues qu’à Ovala et n’ont pas encore été mises en évidence à une échelle régionale. Concernant la prospection géochimique du projet SYSMIN, seul le cuivre est présent dans quelques cibles tactiques à des teneurs anomales, mais probablement insuffisantes pour

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correspondre à des corps minéralisés économiques. Le plomb et le zinc sont également ponctuellement élevés, en relation probable avec un hydrothermalisme.

Thème « uranium, cuivre » Les minéralisations en uranium et cuivre en contexte sédimentaire ont fait l’objet de travaux de prospection importants, dans le Bassin de Franceville, et ont permis la mise en évidence des minéralisations uranifères de Mounana. Le sujet uranium reste ouvert, avec des possibilités de nouvelles découvertes. En revanche, les résultats de prospection et le suivi des indices pour le cuivre n’ont jamais montré de résultats particulièrement prometteurs. Dans le Domaine Mayombe - Nyanga, il existe un fond anomalique (indices de sulfures et anomalies géochimiques) en cuivre, caractérisé par la prospection géochimique dans les schistes de base de la série du Bassin interne (Groupe de la Lokoula), qui n’a été que très partiellement étudié.

Thème « manganèse » Les bassins de Franceville et d’Okondja représentent une concentration majeure de manganèse (la troisième province à l’échelle mondiale, après celles de Namibie et d’Ukraine). Les minerais économiques à forte teneur, dont les réserves de production sont de plusieurs dizaines d’années, sont issus d’une concentration résiduelle in situ à partir d’une minéralisation primaire de plus basse teneur à carbonates de manganèse. De tels niveaux réapparaissent en surface dans la région d’Okondja, avec toutefois une répartition des faciès riches paraissant plus limitée. En revanche, les gîtes à manganèse de la formation de N’Djolé en bordure de l’Ogooué, sont des cibles beaucoup plus petites qui pourraient être interprétés comme des niveaux à composante exhalative en périphérie de centres volcaniques du Paléoprotérozoïque.

Thème « plomb, zinc, barytine » La bande située entre le bassin crétacé et le socle, où sont connus plus de 200 indices de plomb, zinc et barytine sur environ 300 km de long, représente un objectif important. En raison de l’enrichissement en zinc des minéralisations stratiformes à Pb-Zn-Ba lorsqu’on se déplace vers l’ouest dans le bassin, les objectifs seraient d’idenfier une minéralisation non affleurante sous couverture, à l’Ouest des principaux gîtes connus. Ceux-ci pourraient se développer préférenciellement au niveau de sous-bassins à sédimentation confinée, situés en aval de la région des lobes. La zone de Mayumba a montré, en prospection géochimique actuelle du projet SYSMIN, des niveaux de teneurs particulièrement élevées en baryum. Il semblerait que celles-ci soient liées à des granites paléoprotérozoïques riches en Ba toujours présents sur les prospects concernés.

Thème « talc » La taille exceptionnelle du gisement de talc laisse la possibilité de découvrir des occurrences de haute qualité, aptes à alimenter les marchés internationaux pour des utilisations haut de gamme dont le prix pourrait rendre l’exploitation économique. Toutefois, les occurrences connues sont de qualité moyenne et ne se révèleraient économiques que pour des utilisations dans l’industrie de la peinture, du papier ou de la céramique, dans le cas de l'émergence d'un marché local. Néanmoins, de nouveaux créneaux sont récemment apparus concernant les débouchés industriels du talc, en relation avec ses propriétés physiques particulières ; utilisation dans des toitures goudronnées et dans les matières plastiques, en

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particulier. Le talc de la Nyanga, avec son habitus lamellaire particulier, devrait être proposé à ces industries.

Thème « sel gemme, phosphates, potasse » A l’export, les besoins croissants en minéraux d’amendement peuvent permettre le développement des sujets tels que le sel gemme, les phosphates et la potasse, avec une valorisation du potentiel salifère du Domaine Côtier par lessivage profond à partir de sondages à l’aide d’eau très chaude, comme cela est le cas au Congo. Le secteur de la potasse est en plein essor, et la prospection a mis en évidence des ressources considérables. Cependant, la base du Sénonien n’a pas été explorée partout et la possibilité de trouver de nouveaux gîtes existe.

Thème « roches construction »

et

matériaux

industriels

et

de

Outre la barytine, le talc, le sel, les phosphates et la potasse, les minéraux industriels identifiés comme présentant un potentiel économique sont le kaolin, les carbonates ainsi que les matériaux de construction et les roches ornementales. Pour la plupart, les gisements sont situés dans le Domaine Côtier et souffrent du déficit d’infrastructure. Le Gabon, comme une grande partie du continent africain, est soumis à une pénurie de ciment. Des ressources en calcaires répondant aux critères de l’industrie cimentière ont été mises en évidence en dans le Domaine Côtier et dans le Bassin de la Nyanga. Les caractéristiques chimiques montrent une possibilité de valorisation complémentaire dans des industries diversifiées (agriculture, assainissement, viabilité,…). Les ressources en carbonates de bonne qualité sont soit situées dans des secteurs d’accès difficile (Nyanga), soit dans des zones urbanisées (région de Libreville). Les carbonates représentent de façon certaine l’un des axes potentiel de croissance industrielle du pays. Les argiles pour terres cuites ne sont pas encore valorisées mais, sont réparties régulièrement. Leur situation et les volumes disponibles, en font un potentiel de substitution aux granulats et au ciment La pénurie de sable de construction autour de la capitale impose d’augmenter la production de granulats marins et, de libéraliser ce marché. Les roches dures pour granulats concassés représentent une ressource importante et fréquente, mais restent éloignée des centres de consommation. Les coûts de transport étant considérables, la seule variable d’action consisterait en la construction d’une voie ferrée pour relier les centres de production à Libreville. Une grande variété de roches ornementales, dont certaines montrent des caractères exceptionnels, a été mise en évidence. L'intérêt économique et industriel de cette ressource reste à préciser.

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