Memoire Online - Etude d'un gisement type banded iron formations : gisement de f'derik, Kedia d'Ijil (province de Tiris-Mauritanie)

Master Spécialisé :
Ressources Minérales et Énergétiques : Genèse et Mise en Valeur

Ce travail a été réalisé en deux parties : la première partie est consacrée aux travaux de terrain durant un stage de deux mois au sein de Département de Recherche Géologique de la Société Nationale Industrielle et Minière (SNIM, Mauritanie) sous la direction de Monsieur Sangotte Mamadou. La deuxième est consacrée à l'étude pétro-métallographique qui à été réalisée au sein du Département de Géologie de la Faculté des Sciences de Meknès (Maroc) sous la direction des Professeurs : Mohamed AMENZOU et Hassan OUGUIR.

Ma profonde reconnaissance ira tout d'abord à ces personnes sans les quelles la réalisation de ce travail n'aurait pas été possible : mes Professeurs et mes encadrants, Mr. Mohamed AMENZOU responsable du Master spécialisé RMEGMEV, Mr. Hassan OUGUIR Chef du Département de Géologie pour avoir suivi le travail depuis le Maroc et Monsieur Sangotte MAMADOU, qui me fait bénéficier de leur grande connaissance du domaine et de leur longues années d'expérience des travaux de terrains, mais également de leurs encouragements, leurs conseils et leurs critiques constructifs.

Ma reconnaissance et mes remerciements aussi s'adressent également à mes chers professeurs constituant l'équipe pédagogique du Master Spécialisé Ressources Minérales et Energétiques pour cette formation solide aussi bien, du point de vue, théorique que pratique. Mes sincères remerciements s'adressent spécialement à mes encadrants et à : Mr. EL Moustafa AGHCHMI et Mr. Mohamed AISSA. Notamment mes remerciements vont également aux membres du jury.

Je tiens à remercier également Messiers Med Ould WESSAT chef de Département de Recherche Géologique de la SNIM, El Khalifa Ould ELAB, Med Ould HAMDINOU, Oks SENGORN et tous les géologues de département de géologie de la SNIM pour la qualité de leur enseignement, leurs conseils et de leur accueil ainsi que tous les employeurs du département sans oublier mon amis et mon frère Ahmed Ould HAMDINOU.

J'exprime aussi mes reconnaissances à tous mes collègues et amis du Master «Ressources Minérales et Energétiques (RME) » qui ont contribué au maintien d'une bonne humeur.

J'adresse mes très chaleureux remerciements aussi à deux personnes qui m'ont aidé Elghotob Md Salem et Monsieur Gabriel ZONON pour son aide et encouragement.

Je ne saurais aussi exprimer toute ma sympathie à mes amis mauritaniens et marocains de Meknès pour les moments agréables que nous avons passés ensemble, je nomme particulièrement : Brahim, Elmokhtar, Emrabih, Elfeta, Ahmed, Sidimohamed, Limam ...

Mes remerciements vont aussi à l'ensemble des habitants du Tiris en particulier ceux de F'Derik et Zouerate à les quelles j'appartiens.

Enfin, je ne saurais jamais comment remercier mes proches, en particulier ma mère, mon père, qui ont consenti de grands sacrifices pour me permettre ces longues années d'étude, c'est à eux que je dédie ce travail.

Certains auteurs considèrent les minéralisations de la Kedia d'Ijil qui sont encaissé dans des BHQ (ou Banded Hématite Quartzite), comme le résultat d'une longue période d'altération météorique, alors que d'autres proposent un modèle génétique hydrothermal.

Afin d'enrichir ce débat et d'essayer d'éclaircir les processus d'enrichissement du fer à partir de ces BHQ (Banded Hématite Quartzite), une étude minutieuse de géologie de terrain et métallogénique couplée à une étude géochimique s'impose.

L'objectif du présent travail est d'approfondir l'étude métallogénique et pétrographique des formations en essayant d'éclaircir la relation probablement génétique de la minéralisation avec les BHQ. (A cet objectif s'ajoute les deux points suivants :)

- Nous présentons également un essai de synthèse géologique de la Kedia d'Ijil à la lumière des travaux antérieurs et de nos observations personnelles ; et nous donnerons

- Une idée sur les BIFs (Banded Iron Formations) d'une manière générale, ceux de la Kedia d'Ijil en particulier et ses principales caractéristiques.

Pour atteindre ces objectifs, nous avons procédé à une recherche bibliographique, une étude géologique de terrain, et des études métallogénique et géochimique au laboratoire.

Résumé

Le gisement de type « Banded Iron Formation, BIF » étudié ici est celui de F'Derik, est l'un de principaux gisements de fer « Hématite » naturellement riche, dans la province ferrifère de Tris, en République Islamique de Mauritanie.

Exploité de 1963 à 1983, le gîte de fer de F'Derik est encaissé dans les formations sédimentaires détritiques, de quartzites ferrugineux rubanés (BIFs ou BHQ : banded hematite quartzites) ou non de la Kedia d'Ijil (groupe d'Ijil). Bronner, (1979) décrit le groupe d'Ijil, dont fait partie la Kedia d'Ijil, comme un ensemble d'unités allochtones en discordance tectonique complète sur le groupe du Tiris. Son âge birimien est précisé par les âges modèles Nd à 2.1 #177; 0.2 Ga. Le métamorphisme y est épizonal et montre deux phases principales de déformation : phase 1 caractérisée par un plissement synmétamorphique intense et phase 2 nettement postérieur, qui met en jeu, au cours d'une évolution structurale progressive, cisaillement, boudinage et laminage. Les études antérieure et cette étude en lames minces des roches de la Kedia d'Ijil et sur celles du gisement de F'Derik respectivement montrent une minéralogie simple avec quartz, oxydes de fer (essentiellement de l'hématite), et accessoirement des aluminosilicates (stilpnomélane parfois transformé en kaolinite).

Du point de vue géochimique, les faciès ferrugineux sont très riches en Fe et en Si et très pauvres en d'autres éléments.

Deux types de minéralisation d'hématite ont été reconnus dans ces formations: minéralisation en plaquettes et minéralisation type rocheux. A ces minéralisations correspondent deux principales hypothèses génétiques : origine métasomatique ou hydrothermale et origine latéritique par circulation d'eaux météoriques.

Cependant, l'étude microscopique nous a permis de déterminer trois phases de minéralisations : phase précoce synsédimentaire liée à la sédimentation des BIFs et, une deuxième phase liée à la tectonique. A ces deux phases on peut ajouter une troisième phase résultant de l'altération météorique.

Enfin, les BIFs de la Kedia d'Ijil sont de type lac superieur qui ayant formées pendant le Protérozoïque après la formation des gisements de fer de Tiris pendant l'archéen.

Mots clés : Dorsale Réguibat, Tiris, Kedia d'Ijil, F'Derik, BHQ, BIF, Fer.

II. Aperçu géographique et géologique de la province du Tiris (région de Zouerate) 6

BIF: Banded Iron Formations : Formations ferrifères rubanées.
BHQ: Banded Hematite Quartzite (Quartzite à hématite en ruban). CVR: Coupe Vertical Renseigné

Introduction

I. Généralités sur la Mauritanie

La République Islamique de Mauritanie couvre une superficie de 1030700 Km² entre

les 15 ° et 27^° parallèles nord et entre les 5^° et 17 ° méridiens ouest. Historiquement, elle a toujours constitué un lien entre le monde arabo-berbère du Nord de l'Afrique et le monde de l'Afrique noire.

I.1 Principaux caractères Géographiques (Fig.1) I.1.1 Climat

La Mauritanie se subdivise en deux régions climatiques : au Sud, un climat tropical humide avec une pluviométrie atteignant 600 mm/an.

Le reste du pays est désertique avec l'influence d'un climat océanique le long de l'océan Atlantique. Seul le Sud permet une agriculture et un élevage. Les écarts de température, diurnes et annuels sont élevés. L'évaporation est très forte ainsi que l'évapotranspiration car l'air est sec.

I.1.2 Réseau hydrographique

Du point de vue hydrographique, seul le fleuve Sénégal a un régime d'écoulement permanent. Ses deux grands affluents, le Gorgol et le Karakoro s'essèchent dans leur partie amont. Tout le reste du réseau hydrographique est fossile. Les oueds ensablés peuvent cependant connaitre des crues violentes mais brèves tous les trois ou quatre ans. Les lacs sont rares : le lac de Rkiz est le plus important. En revanche de nombreuses sources prennent naissance au pied des falaises de l'Adrar, du Tagant et de l'Assaba.

I.1.3 Relief

De l'immense pénéplaine essentiellement précambrienne, dont l'altitude croit depuis le littoral jusqu'aux confins algero-maliens (400 m en moyenne), sortent quelques reliefs couronnés le plus souvent par des formations paléozoïques. On distingue aussi ; le Zemmour, le Hank, l'Adrar qui culmine au point de Téniagouri à 730 m se prolonge vers le sud par le Tagant puis l'Assaba. Des collines isolées, souvent des inselbergs (Butte qui se dresse au-

dessus de plaines d'érosion, dans les régions tropicales ou désertiques), parsèment la pénéplaine précambrienne. La plus importante, est la Kediat d'Ijil (région de Zouerate), culminant à plus de 915 m.

Pays de l'Afrique de l'Ouest, la Mauritanie laisse affleurer plusieurs des grands ensembles lithostratigraphiques et structuraux qui composent l'Afrique de l'Ouest (Fig.2).

L'ossature de l'Afrique de l'Ouest est constituée par un socle précambrien communément appelé Craton Ouest Africain, totalement stabilisé vers 1.7 Ga. Ce craton apparait principalement au niveau de deux dorsales : Réguibat (Mauritanie) au nord et Léo (Mali) au sud. Il affleure aussi dans les boutonnières de Kayes et de KENIEBA-Kédougou (de part et

d'autre de la frontière entre le Sénégal et le Mali). Le reste du craton est couvert par des dépôts de plate-forme dont les plus anciens sont datés de 1 Ga (Fig.2).

La Mauritanie se subdivise en quatre grandes unités géologiques réparties comme suit (Fig.3) :

Figure 3 : Carte géologique simplifiée de la Mauritanie (modifié d'après Caruba et Dars 1991)

- La bordure occidentale du pays correspond au bassin côtier d'âge Jurassique à quaternaire qui se prolonge au Nord par le bassin Boujdour-Layoun d'âge crétacé-quaternaire.

- Des ensembles sédimentaires sub-horizontaux datés du Protérozoïque supérieur au Carbonifère sont représentés, au Nord par la terminaison méridionale du bassin de Tindouf et au Sud par le bassin de Taoudeni.

- Vers l'Ouest, la chaine hercynienne des Mauritanides, constitue la troisième unité qui dessine un arc dont la concavité est tournée vers l'Atlantique. Cette chaine renferme un complexe ophiolitique impliquant des formations sédimentaires, éruptives et métamorphiques plissées.

- Au Nord, affleure un socle cristallin baptisé Dorsale de Réguibat. Cet important domaine, formé en grande partie de terrains catazonaux plissés, de granites d'âges 3 - 1.6 Ga, des roches basiques et ultrabasiques ainsi que des roches métamorphiques variées. Cet ensemble se subdivise en deux grands domaines (Fig.4): un domaine central et oriental dit Birimien d'âge Protérozoïque inferieur et un domaine archéen à l'Ouest et au Sud-ouest correspondant

aux formations d'Oussat-Ghallaman, de Tiris, Tasiast, et d'Amsaga, contenant toutes des formations ferrifères.

Figure 4 : Unités lithosratigraphiques de la dorsale Réguibat (Lahondere et al, 2003).

Dans ce domaine archéen, la région de Tiris se distingue par son caractère ferrifère. Les formations ferrugineuses s'étendent, en effet, sur une centaine de kilomètres autour de Zouerate. On y distingue deux types de formations encaissant deux types de minéralisations distinctes :

- La Kedia d'Ijil (groupe d'Ijil) : Elle se distingue par ses BHQ (Banded Hématite Quartzite), son style tectonique et métamorphique, sa brèche originale et surtout d'importants amas de minerai riche en fer sous forme de "chapelet" le long de sa bordure nord.

- Le socle environnant (groupe de Tiris proprement dit) : c'est une série précambrienne essentiellement quartzo-feldspathique affectée par un métamorphisme catazonal,. Elle inclut des niveaux de quartzites à magnétite d'extension régionale autour de Zouérate.

Dans ce travail nous allons baser principalement sur la subdivision de Bronner (1979). Les termes de divergence entre ces deux groupes sont les suivants : la morphologie, le relief, l'âge des formations, la pétrographie et la minéralogie, l'importance métallogénenique et la

géochimie des éléments en traces. Ce qui conduit Bronner (1979) à penser que le groupe du Tiris et celui de la Kedia d'Ijil sont deux unités géologiques distinctes.

II. Aperçu géographique et géologique de la province du Tiris (région de Zouerate)

Le Tiris est une région naturelle comprise entre les méridiens 12° et 14° Ouest et les parallèles 22° et 24° Nord. Il est situé au Nord de l'Amsaga, au Sud-Ouest d'El OussatGhallaman et limité à l'Est par les dunes de l'Hamami et la falaise de l'Adrar.

Le Tiris est formé d'une puissante série métamorphique d'âge précambrien se rattachant au groupe de l'Amsaga (Blanchot, 1953 ; Barrère, 1967). Cette série est constituée essentiellement de formations quartzo-feldspathiques (leptynites, gneiss) en partie migmatisées à la base et de formations amphibolitiques et quartzo-ferrugineuse au sommet.

- Le métamorphisme, qui a affecté les formations, est moins profond et la migmatisation ainsi que la granitisation sont beaucoup moins importants ;

Certains auteurs (in Sengorn 1973) subdivisent la province du Tiris en plusieurs zones séparées par le grand massif de Kedia d'Ijil et on distingue:

- Zone d'Ijil-Sud : Cette zone fait la transition entre les formations du Tiris au nord et celle de l'Amsaga au sud.

- Kedia d'Ijil : La kedia d'Ijil est un massif imposant par ses dimensions, 25 Km de long sur plus de 10 Km sur sa grande largeur, dominant la pénéplaine de 500 m.

- Zone d'Ijil Nord : C'est la zone qui se caractérise par l'abondance des bancs de quartzites ferrugineux. Elle se situe au Nord de la Kedia d'Ijil et comprend la majorité des Guelbs à magnétite y compris le célèbre gisement de guelb El Rhen, qui est en exploitation depuis plus de 20 ans.

II.1 Groupe du Tiris

II.1.1 Caractères généraux

Le Groupe du Tiris occupe la majeure partie de la région de F'Dérik-Oum Dférat. Ce groupe peut se définir comme étant la région des Guelbs à magnétite, c'est une pénéplaine ^d'oüémergent des massifs arrondis ou des chainons de 400 m d'altitude. Ces massifs sont appelés

Guelbs (Inselbergs), (Fig.5). Essentiellement formé de matériel quartzo-feldspathique, il est caractérisé par l'abondance de quartzites ferrugineux. Il est daté archéen : 2779 #177; 84 Ma (Vachette et Bronner, 1973).

II.1.2 Pétrographie et Minéralogie du groupe de Tiris

Le groupe du Tiris est caractérisé par un faciès granulitique dû au métamorphisme catazonal qui l'a affecté. A la différence d'autres socles de même âge, il présente plusieurs niveaux ferrugineux représentés par des quartzites à magnétite très résistants à l'érosion et qui constituent l'essentiel du relief de cette région. La cartographie géologique et l'établissement des logs stratigraphiques ont permis de classer en trois catégories essentielles de roches en se basant sur l'importance du matériel quartzitique dans la roche:

En outre si on regarde l'importance du quartz et de la magnétite associés dans la roche, le premier groupe peut se subdiviser en trois sous groupes, suivant que la magnétite y est prédominante, accessoire, rare ou absente (Cunney, Bronner et al., 1975) : quartzites à magnétite sains, quartzites à magnétite associée à d'autre minéraux et les quartzites blancs, composée exclusivement de quartz.

Figure5: Schéma structurale de la province ferrifère de Tiris, (Bronner, 1978a) II.2 Groupe d'Ijil

Le Groupe d'Ijil affleure principalement dans la Kedia d'Ijil et partielement dans la Chaîne de M'Houdat (Bronner and Chauvel, 1979). II se distingue du socle archéen catazonal, sur lequel il repose en discordance tectonique, par un métamorphisme plus faible, une tectonique plus simple et un âge vraisemblablement plus jeune : 1.7 Ga avec des formations ferrifères différentes de celles du Groupe du Tiris, en particulier, généralement un rubanement très marqué et moins métamorphisées.

II.2.1 Kedia d'Ijil

La Kedia d'Ijil est un massif montagneux de forme grossièrement piriforme, orienté suivant une direction Est - Ouest sur une longueur de 25 km. Elle est constituée par six unités, tectoniquement superposées. Elle correspond à un synforme à flanc Sud incomplet. Ces unités ont été ensuite reprises lors d'une phase tectonique ultime en un complexe formant un vaste syclinorium, déversé vers le Nord et qui est en contact anormal avec le socle du Tiris environnant. Au sud- Est, la Kedia d'Ijil s'ennoie sous les formations sédimentaires du bassin de Taoudeni (infracambrien). L'unité de Tazadit, l'unité la plus importante des unités de la Kedia d'Ijil où se situe notre secteur d'étude, forme la Bordure Nord et Nord- Est. Elle est formée de quartzites et schistes à grenat à la base et de quartzites ferrugineux rubanés (BIF) au sommet

II.2.2 Chaîne de M'Houdat

Elle se situe à 50 km au Nord-Est de Zouérate formant une bande linéaire, orientée NW - SE, sur 14 Km de long. Elle correspond à une formation réduite, équivalent de la partie supérieure de l'unité de Tazadit (Kedia d'Ijil). La séquence lithologique peut être résumée ainsi :

> A la base, des schistes ou des micaschistes, non étudiées. Leur appartenance à l'unité de M'houdat ou au groupe de Tiris n'est pas clarifiée, du fait de la non localisation de l'accident chevauchant constituant le contact anormal entre le chaîne de M'Houdat et le Tiris.

Si ces derniers faciès sont caractéristiques du gisement de M'Haoudat4, les autres faciès présentent des variations d'un type à l'autre. Celles- ci peuvent être progressives dans un même banc ou d'un banc à l'autre.

En ce qui concerne la puissance estimée de la colonne lithologique, elle ne peut qu'être estimée à la puissance de l'affleurement de l'Unité du M'Haoudat puisque cette dernière est limitée par deux accidents chevauchants, c'est-à-dire entre 300 et 400 m.

I. Contexte géologique de la Kedia d'Ijil

La Kedia d'Ijil occupe une place privilégiée dans la géologie régionale du Tiris. En effet, elle forme une entité géologique indépendante, tant par sa structure que par sa lithologie et son histoire géologique.

I.1 Succession stratigraphique

L'étude géologique du flanc Nord, réalisée par Spindler, (1958), (in Destombes, 1962), a mis en évidence une succession de micaschistes et de quartzites devenant massifs et de plus en plus riches en hématite vers le sommet de la série (Fig.6) : zone du mur et zone de quartzites à hématites.

I.1.1 Zone du mur (ou zone U de J.P. SPINDLER)

Nommée zone U par Spindler, (1958), elle comprend essentiellement des micaschistes et des quartzites blancs, beiges, roses ou gris de 1 à 10 m d'épaisseur et des quartzites colorés à hématite rubanée en lits alternés de plusieurs millimètres ou centimètres d'épaisseur (BIF) . L'épaisseur totale de la zone est de l'ordre de 150 m.

I.1.2 Zone de quartzites à hématites, à morphologie raide

Cette zone comprend, une zone inférieure, appelée par Spindler, (1958) : J, K, ou N suivant la position structurale. Il s'agit des quartzites à hématite à grains fins, d'aspect vitreux, à cassure conchoïdale, assez peu rubanés en général. Ils ont l'aspect de jaspes noir- bleuâtres. Ils se débitent en petites plaquettes par opposition à ceux de la zone inférieure. La présence de schistes rouges à jaspe rouges permet de les reconnaître rapidement.

Une zone supérieure, appelée W ou Y par Spindler, (1958). On n'y trouve plus aucune passée de schistes. Le rubanement est moins net, (en raison d'une plus grande teneur en hématite). La patine est brune, bleue ou verte. La puissance totale de ces deux zones est probablement de l'ordre de 150 à 200 m.

Figure 6 : Stratigraphie de quartzites à hématite, série de la Kedia d'Ijil ( in Destombes, 1962)

I.2 Unités géologiques de la Kedia d'Ijil (Bronner, 1979)

G. Bronner (1979) a défini six unités, tectoniquement superposées dans la Kedia d'Ijil (Fig.7).

Figure 7 : Carte géologique de la Kedia d'Ijil (O'Connor et al., 2005 in Schofield, Gillespie,
2007).

I.2.1 Unité de Zouerate

Au Nord, l`unité de Tazadit repose sur l'unité de Zouerate dont une faible partie seulement affleure. Cette unité, formée de quartzites ferrugineux, cipolins, schistes à amphiboles, amphibolites et quartzites non ferrugineux, repose directement sur le socle archéen au niveau du Guelb Zouérate.

I.2.2 Unité d'El Hmaryat

Elle est à l'extrême Nord de la Kedia d'Ijil, de la base au sommet on distingue: du cipolin à tourmaline, des micashistes à staurotide et grenat, quartzites micacés « cigares ».

I.2.3 Unité de Tazadit

L'unité de Tazadit forme la bordure Nord et Nord- Est de la Kedia d'Ijil. Elle est formée de quartzites et schistes à grenat à la base et de quartzites ferrugineux rubanés (BIF) au sommet. C'est dans ces derniers que l'on rencontre des enclaves d'enrichissement naturel, actuellement exploitées. A cette unité appartient le gisement de F'Derick dont l'extension est en cours de prospection et, qui est l'objet de la quatrième partie de ce travail.

Les formations géologiques de l'unité de Tazadit plongent uniformément vers le Sud ou le Sud- Ouest, avec un pendage compris entre 60° et 90°. La largeur des affleurements varie considérablement d'un point de la bordure à un autre : de 500 m à plus de 2.5 Km. Ces variations de puissance peuvent s'expliquer s'il s'agit d'une série isoclinale par un nombre de plis différents suivant les divers secteurs de cette bordure.

II.2.4 Unité de l'Achouil

Entre l'unité de Tazadit et l'unité de la brèche, se développe l'unité de l'Achouil. Elle est formée essentiellement de micaschistes de plusieurs milliers de mètres d'épaisseur qui ne subsistent que sous forme d'écailles très étroites et discontinues entre Rouessat et l'extrémité NW de la Kedia d'Ijil.

I.2.5 Unité de la Bréche

Elle constitue le coeur de la Kedia d'Ijil, la roche est faite d'éléments anguleux de quartzite à hématie rubanés (BIF) soudés entre eux par du matériel quartzeux et hématitique.

I.2.5.1 Description de la Bréche

La brèche d'Ijil est généralement constituée d'éléments anguleux ou ronds noyés dans un ciment quartzo- ferrugineux à grains fin, riche en hématite. La dimension moyenne des éléments est variable, mais dépasse rarement un décimètre. Les éléments de la brèche sont constitués de quartzites ferrugineux plus ou moins lités, de quartzites blancs ou de quartzites micacés (photo1).

Photo 1 : Echantillon de brèche d'Ijil, secteur de F'Derik On peut distinguer principalement trois types de Brèche :

- La Brèche isotrope dans laquelle les éléments sont sans orientation apparente et qui constitue la masse principale de la Kedia d'Ijil.

- La Brèche à structure linéaire dans laquelle les grands axes de certains éléments forment une famille de droites. Elle s'étend suivant une bande plus ou moins régulière à la limite septentrionale de la brèche d'Ijil.

- La Brèche laminée à structure planaire, remplaçant progressivement la Brèche isotrope dans sa bordure méridionale.

I.2.5.2 Théories de genèses

Diverses hypothèses ont été avancées pour expliquer la genèse de la brèche. Certains auteurs la considèrent comme une brèche d'origine volcanique, alors que d'autres émettent

l'hypothèse d'une « pipe bréchique ». En revanche, l'étude microscopique de ce faciès que nous avons effectué ne montre aucune marque d'élément ou matrice volcanique. Destombes, (1969), dans une étude détaillée, fait intervenir l'existence d'une cordillère dont le démantèlement progressif d'origine sismique aurait conféré à la brèche un caractère sédimentaire.

I.2.6 Unité d'El Hadej

Elle est formée par l'alternance de quartzite à magnétite, de quartzite micacé et de micaschiste à grenat, staurotide et amphibole. Elle affleure en bordure de la Kedia d'Ijil et forme les reliefs du Geulb Taouzbaguet, d'Oum el Habel et du Guelb el Hadej.

I.3 Tectonique de la Kedia d'Ijil

Un des événements majeurs de l'histoire tectonique du Groupe d'Ijil est sa mise en place en discordance sur le Groupe du Tiris. C'est donc par rapport à cet événement que doit être reconstituée la succession des différentes phases tectoniques observées. On pourra ainsi distinguer les phases précoces, les phases contemporaines de la mise en place et les phases tardives.

I.3.1 Phases précoces

Les différentes unités de la Kedia d'Ijil et l'unité de M'Haoudat sont profondément marquées par deux phases principales :

Phase 1 : Elle est particulièrement visible dans l'unité de Tazadit. Elle est caractérisée par des plis serrés à isoclinaux, à géométrie énantiomorphe, à longueur d'onde millimétrique à kilométrique, à axes d'orientation régulière NNE-SSW à NE-SW avec un plongement SW de 50° à 70°. Les charnières sont matérialisées à l'affleurement par des meneaux et par une linéation omniprésente, fortement marquée et soulignée par l'alignement des minéraux. Parallèlement à leurs plans axiaux, dans les faciès micacés, se développe une schistosité de flux. Elle est en général parallèle à la stratification du fait de la géométrie des plis. Elle est synchrone de la phase métamorphique principale, faciès amphibolite à faciès schistes verts, responsable de la recristallisation presque complète des roches (Bronner, 1979).

Phase 2 : Elle est caractérisée par une évolution structurale progressive qui met en jeu les
mécanismes suivants : cisaillement, boudinage et laminage. Cette évolution s'est échelonnée

dans le temps et l'espace, débutant au Sud et se déplaçant vers le Nord, déterminant plusieurs stades évolutifs successifs ; au terme de la phase 2, on observe des zones caractérisées chacune par un faciès structural typique dont la brèche d'Ijil constitue le terme le plus important et le plus évolué (Bronner, 1970).

I.3.2 Mise en place

Parmi les différentes unités allochtones qui constituent le synclinal de nappes de la Kedia d'Ijil, ce sont les unités de la bordure nord et NE qui fournissent le plus d'informations concernant leur mise en place. La géométrie des contacts anormaux est essentiellement caractérisée par des troncatures sommitales et par la forme lenticulaire des différentes unités : unité de Tazadit sur l'unité de Zouerate et sur le socle archéen, unité de la brèche sur l'unité de l'Achouil et sur l'unité de Tazadit (Fig.8). Le mode de leur mise en place est cependant difficile à préciser compte tenu de l'impossibilité d'observer directement les contacts.

Figure 8: coupe schématique structural du complex de la Kedia d'Ijil (O'Connor et al., 2005
in Schofield, Gillespie, 2007).

I.3.3 Déformations tardives

La plus évidente est la courbure kilométrique centrée sur Tazadit qui déforme à la fois les différentes unités, les contacts anormaux et à fortiori les plans axiaux de la phase 1. Elle est suivie par l'accident Sud-ijilien et son satellite, l'accident d'Oum el Habel auquel semble être lié le laminage de la partie méridionale de la brèche d'Ijil.

Enfin, de nombreuses failles, en général NW-SE, traversent de part en part les différentes unités et sont donc postérieures à leur mise en place. Elles sont parallèles aux nombreuses fractures qui affectent le Protérozoïque supérieur ainsi que le socle archéen au Sud de l'accident Sud-ijilien. II est de ce fait difficile de préciser leur âge : antérieur au dépôt du Protérozoïque et rejeu postérieur, ou postérieur au dépôt ? Certaines d'entre elles sont injectées de dolérites (secteur de Rouessat).

I.4 Métamorphisme

Le Groupe d'Ijil a subi une seule phase majeure de métamorphisme qui se situe dans le domaine de transition entre le faciès schiste-vert et le faciès amphibolite de type Barrow, selon les paragenéses suivantes :

- hornblende + plagioclase en relique (ancien gabbro) #177; épidote + grenat #177; actinote #177; albite #177; quartz.

II. Géologie des gisements ferrifères associés

Les concentrations naturelles d'hématite représentent un phénomène géologique de caractère régional, étroitement localisées dans les formations quartzo-ferrugineuses de la bordure Nord de la Kedia d'Ijil. Ces formations quartzo-ferrugineuses correspondent lithologiquement à des roches formées d'alternances de lits, d'épaisseur millimétriques en général, de silice pure et d'un mélange de silice et d'hématite. Le rubanement est très bien marqué et donne à la roche son aspect macroscopique typique, aspect typique des BIF. Ces roches sont très semblables aux Itabirites ou BIFs, qui encaissent les gisements de fer du Brésil.

II.1 Types des gisements

Toutes les concentrations d'hématite présentent un certain nombre de caractéristiques géologiques communes, qui permettent de les classer en deux grands types : gisements de type Plaquettes et gisements de type Rocheux.

II.1.1 Gisements de type Plaquettes

La minéralisation se présente suivant un empilement de plaquettes très fines, non cohésives, d'hématites, friables et même parfois réduites en poudre. Ces plaquettes sont très riches en fer, mais elles enferment très souvent un «sable« silico-ferrugineux, qui fait baisser sensiblement les teneurs moyennes. Un autre caractère distinctif est leur enracinement le plus souvent restreint 50 à 60 m sous la surface topographique actuelle, au plus 100m. La variation des teneurs varie de 37,5% de _Fe2O3 pour l'itabirite, la roche mère non désilicifiée, jusqu'à 68% de _Fe2O3 pour le minerai en plaquettes presque entièrement désilicifié (Photo 2)

Photo 2 : Affleurement de minerai en plaquette, gisement de F'Derik II.1.2- Gisements de type massif ou rocheux

Dans ce type de gisement, la minéralisation se présente en roche compacte, suivant des bancs au litage bien marqué et concordant avec celui des itabirites encaissantes. Elle forme des amas lenticulaires, qui s'enracinent profondément (plusieurs centaines de mètres sous la surface topographique actuelle). La désilicifation des itabirites, ou BIFs, est quasi-totale. Ce qui explique des teneures élevées en Fe2O3 de 68,5%.(photo3).

Ce type caractérise les gisements de Tazadite et, de F'Dérik, situés à l'intérieure des deux grandes flexures tectoniques qui affectent la bordure Nord et le gisement de TO14, alors que, le premier caractérise les gisements de Roussat et d'Azouazil, situés au centre de la même bordure.

II.2 Origine de la minéralisation

D'après Sengorn, (1973) deux principales hypothèses sur l'origine de la minéralisation sont émises : Origine métasomatique ou hydrothermale et origine latéritique par circulation d'eaux météoriques.

II.2.1 Origine hydrothermale

Cette hypothèse fait intervenir un remplacement métasomatique du quartz par de l'hématite, qui serait intervenu lors de la dernière phase tectonique et le métamorphisme des itabirites. Il serait le résultat de venues hydrothermales liées à la mise en place de massifs éruptifs. (Cette hypothèse parait peu vraisemblable pour la simple raison que les phénomènes éruptifs sont rares).

La localisation des gisements est étroitement liée à des zones plus fortement tectonisées que dans le reste du massif d'itabrites¹. On suppose qu'accompagnant le plissement intense des itabrites, Il y a une élévation localisée de température, liée soit à des venues hydrothermales soit au métamorphisme dynamique. Cette élévation est proportionnelle à la profondeur. On aurait deux stades :

- Premier stade : à une température d'environ 150 C°, seul la silice est entrainée vers la surface. L'itabrite est enrichie par simple désilicification en minerai en plaquettes.

- Deuxième stade : à plus grande profondeur et, à 450 C°, les oxydes de fer eux-mêmes sont mobilisés avec un mouvement ascendant. Les solutions profitent d'abord des failles et diaclases, puis colmatent entièrement les espaces inter plaquettes du minerai.

A ce stade, la structure originelle de la roche n'a pas été touchée. Plus en profondeur ou sous l'effet de contraintes tectoniques postérieures, la structure litée du minerai est détruite pour donner un minerai massif (Sengorn, 1973).

II.2.2 Origine latéritique par circulation d'eaux météoriques

Cette hypothèse suppose que, le vecteur de la minéralisation serait des eaux météoriques chargées d'acides humiques dissolvant la silice et laissant le fer sur place. La désilicification semble s'effectuer en plusieurs phases.

Cependant, le fait que du minerai riche soit encore reconnu à plusieurs centaines de mètres de profondeur, alors que l'altération météorique ne semble guère dépasser une centaine de mètres, invite à penser que d'autres agents de concentration du fer ont pu intervenir.

II.3 Age de la minéralisation

Suivant que l'on se réfère à l'une ou à l'autre théorie sur la genèse des minerais, celui-ci pourrait varier. Si on adopte la théorie métasomatique, l'âge devrait être la fin de la dernière phase tectonique, donc largement précambrien.

¹ Itabirite, jaspillites, Banded Iron Formations (BIF), et Banded Hématite Quartzite (BHQ) ; des synonymes désignant des roches ferrugineuses rubanées d'où dérivent ces gisements de fer : locutions mondialement utilisées par les spécialistes.

Au contraire, si l'on adopte la théorie latéritique, l'âge de la minéralisation est récent et devrait être tertiaire.

En effet, plusieurs faits amènent à penser que la minéralisation, pourrait être en partie précambrienne :

- des galets de minerai rocheux ont été trouvés dans le conglomérat de base de l'infracambrien du bassin de Taoudeni.

- La localisation très stricte de la minéralisation avec des « pièges » tectoniques, en exemple, les gisements de type « rocheux » sont placés dans les deux grandes flexures tectoniques de la bordure Nord de la Kedia d'Ijil.

Les gisements de type « plaquettes» sont eux aussi liés, au moins en partie, à la tectonique. Ils sont étroitement localisés au niveau de la zone de contact entre la formation itabiritique et la brèche d'Ijil. On sait que celle-ci est parfois en contact anormal, accompagné peut-être d'un chevauchement.

D'autres faits amèneraient, au contraire à penser que la minéralisation est beaucoup plus récente. Cette désilicification s'effectue dans des pays à climat tropical humide. Est-ce que ce type de climat existait au précambrien ?

II.4 Exemple de modèles de gisements

Nous avons vu que dans la Kedia d'Ijil, il existait deux types de gisements. Elles se rencontrent à toute échelle (du m² à plusieurs milliers de m²). Nous distinguons en allant d'Est en Ouest : gisement de TO14, groupe de Tazadit, groupe de Roussat, groupe de Seyala-Azouazil et, le gisement de F'Derik.

Ces gisements sont localisés tout au long de la bordure Nord de la Kedia d'Ijil, au niveau de l'unité de Tazadit. C'est en effet, tout au long d'elle que se succède le chapelet des gisements d'hématite. La formation à itabirite prédominante dans cette unité est un quartzite à hématite disposé en BIF, elle est souvent accompagnée par des quartzites schisteux non ferreux. La formation à itabirite dont l'épaisseur varie entre 300 et 2000 m comprend, de bas en haut, une phyllite siliceuse, une itabirite siliceuse (35 à 45% _Fe2O3 sur une épaisseur de 60 m) et une itabirite à hématite en bandes (63 à 64% _Fe2O3 sur 150 m d épaisseur) (BRGM, 1975), (Fig.9).

Figure 9: Detail de microrubanement et les données pétrographique de formations ferrifères
du groupe d'Ijil (unité de Tazadit), (Bronner et Chauvel, 1979).

La masse minéralisée est lenticulaire avec une teneur de 65% de _Fe2O3 principalement de l'hématite avec de la goethite. C'est une masse à hématite à 68% de Fe2O3, en forme de poche massive dans la formation de l'itabirite. Notons que les concentrations minérales présentant un intérêt économique sont seulement les zones lenticulaires présentant des teneurs Fe2O3 > 50%. Les concentrations peuvent être classées en trois groupes :

Fe2O3 < 50% Stérile (non commercialisées), 50% < Fe2O3 < 60% Mixte (peuvent être commercialisée) et, Fe2O3 > 60% Riche (commercialisée).

II.4.1Gisement de TO14

Découvert en 1991, c'est un gisement massif d'une grande importance, presque entièrement caché sous les grés et d'autres formations du Bassin de Taoudenni. Nous pensons, en accord avec M. Med WESAT,(communication orale), que les minerais d'hématites rencontrés au TO14 proviendraient des phénomènes d'enrichissement comparable à ceux des autres gisements de la Kedia, limités dans des cols et des zones très fracturées (Fig.10).

Figure 10 : Gisement de TO14 : Ccoupe de la bordure Nord-Est de la Kedia d'Ijil (SNIM). II.4.2 Groupe de Tazadit

La minéralisation est, soit, sous forme de bancs d'hématite compacte et pratiquement pure qui s'enracinent ; c'est le cas de Tazadit 1 et 6, soit sous forme de poches de minerai tendre, relativement superficielles c'est le cas de Tazadit5.

II.4.3 Groupe de Roussat

Ce groupe comptait une dizaine des petits gisements très dispersés. La minéralisation est superficielle et essentiellement sous forme de poche de minerai tendre (Fig.11, couleur rouge correspond à la minéralisation).

Figure 11 : Coupe géologique montrant le faible enracinement de la minéralisation, Rouessat
ouest.

II.4.4 Groupe de Seyala-Azouazil

La minéralisation est essentiellement du type rocheux, ce groupe comprend également les gisements d'Azouazil-Est et Azouazil-Ouest, correspond à des gisements de minerai en plaquette qui rappelle beaucoup ceux de Roussat (Fig.12).

II.4.5 Gisement de F'Dérik

La minéralisation est comparable à celle de TO14, à hématite massive dure et dense et se retrouve à plus de 400 m de profondeur. Un chapelet des affleurements minéralisés : Hématite dure massive riche, principalement dans la partie Ouest et Nord-Ouest, correspondant à la zone la plus déformée avec présence par endroit, d'affleurements d'hématite brechique. Hématite en plaquettes très minces souvent cachées sous des éboulis vers l'Est et vers son extension Est avec des passées de petits affleurements du BHQ parfois dans les poches (Fig.13).

Figure12 : Coupe géologique montrant le faible enracinement de la minéralisation, Azouazil
Ouest.

Figure13 : Coupe Verticale Renseignée, montrant l'enracinement de la minéralisation de plus
de 500 m (coupe 1200W, gisement de F'Derik, SNIM 2009)

Conclusion

La Kedia d'Ijil a fait l'objet de nombreuses études suscitées essentiellement par des intérêts miniers. L'étude de base qui a permis de définir le Groupe d'Ijil et qui en présente les principaux caractères est celle de Bronner et Chauvel, 1979.

Sur la base de ces études, on peut conclure que toutes les concentrations économiquement exploitables de la Kedia d' Ijil présentent certains caractères communs:

- Elles appartiennent à la même unité géologique, unité de Tazadit. Un chapelet des affleurements minéralisés dont la direction générale, semble coïncider avec celles des quartzites ferrugineux.

- Elles ont une relation nette avec les déformations que la Kedia d'Ijil a subie durant son histoire géologique. Car ces gisements sont liés à de grandes failles ou des zones de dépressions (TO14 par exemple) ; comprise entre des pitons des BHQ (BIF).

- Les minéralisations d'hématite massives (Tazadit et F'Derik...) sont liées aux zones intensément déformées et se rencontrent à des grandes profondeurs, ce qui suggère la possibilité d'un rôle probable joué par des venues hydrothermales par le biais des failles et qui auraient procédées un remplacement métasomatique de la silice par du fer.

- Les minéralisations d'hématite en plaquette se trouvent à des faibles profondeurs où l'altération superficielle ou météorique est active. Les fractures ou les joints entre les bancs de quartzite ferrugineux ont servi de pièges favorisant la circulation des eaux et par conséquent, le départ de la silice et l'accumulation ou la concentration d'hématite. Un certain nombre de questions restent toutefois en suspens parmi lesquelles :

- Les minerais riches proviennent-ils des BHQ (BIF) encaissants par des processus faisant intervenir des facteurs météoriques ou hydrothermaux ou une association des deux? en relation avec la tectonique ?

- La brèche d'Ijil provient-elle d'un remaniement tectonique des BHQ de la Kedia d'Ijil ou d'un autre processus ? ...

I. Rappels sur les formations de fer rubanées (BIF) I.1 Introduction

Les formations ferrifères (Banded Iron formations ou BIFs) sont très répandues en Mauritanie. Elles se rencontrent principalement dans la dorsale Réguibat, où le potentiel est très élevé (Amsaga, Tasiat, Tiris et groupe de l'Ouassat). Le socle précambrien de la région du Tiris (zone de F'Derik et Zouerate) contient deux types de formations ferrifères :

Les formations du groupe catazonale du Tiris et les formations du groupe mésozonal d'Ijil. Ces deux formations renferment tous les gisements Mauritaniens de minerais de fer économiquement exploitables actuellement, notamment Guelb Elghen, M'haoudt, TO14 ...

Le minerai est composé principalement de magnétite avec une teneur qui varie de 35 à 42% de Fe (groupe de Tiris) et des BIFs à hématite du groupe d'Ijil. La masse minéralisée est une itabirite à hématite d'environ 150 m d'épaisseur. Elle révèle généralement une structure en bandes de plusieurs millimètres d'épaisseur. Les hautes teneurs se trouvent dans la couche concentrée d'hématite à grains fins et mettent en évidence de 67-68% Fe.

Les gisements en activités sont : la masse minéralisée de TO14, le gisement de Seyala et le gisement de M Haoudat des BIF de haute teneur de la Kedia d'Ijil et le gisement d El Rhein de la formation de Tiris. Les réserves de minerai dans les gisements précités sont données dans le Tableau ci-dessous :

I.2 Généralités sur les BIF (Formations de fer rubanées) I.2.1 Définition

Les formations de fer rubanées ou BIF (Banded Iron Formations) est un terme qui s'applique à toute roche sédimentaire qui présente une alternance (à différentes échelles) de lits riches en fer et de lits riches en quartz (photo 4). Ces formations fournissent plus de 50 % des ressources mondiales en minerai de fer. Ils sont d'âge précambrien ; le développement maximal ayant eu lieu entre 2.7-2.3 Ga. Les BIF sont souvent associés au volcanisme et caractérisés par une extension latérale considérable (jusqu'à 1000 Km) et une forte épaisseur (parfois plus de 300 m).

Photo4 : Echantillon de BIF provenant du gisement de F'Derik qui montre l'alternance
millimétrique de lits d'hématite (sombres) et de lits siliceux (clairs).

D'un point de vue minéralogique, les minéralisations ferrifères des BIF sont de quatre types :

- Les oxydes, les plus riches en fer tels que la magnétite (Fe3O4), l'hématite (Fe2O3), la goethite (FeOOH) et la limonite (association : hématite- magnétite-goethite) ;

- Les sulfures de fer: constitués pour l'essentiel de pyrite (FeS2), pyrrhotite (Fe 1-x S2) et rarement de la chalcopyrite (CuFeS2) ;

- Les silicates : Greenalite _{(Fe6Si4O10(OH)8),}^{minnesotalite}_{Fe3Si4O1O(OH)2,} et stilpnomélane (Fe, Mg, Al).2,7(Si, Al)4(O,OH)12XH2O.

Dans un bassin sédimentaire, les faciès ferrifères sus-décrits montrent une variation latérale très caractéristique des BIF (Fig.14). Les faciès oxydés se déposent vers l'extérieure du bassin (près des paléo-rivages), les faciès sulfurés se concentrent en profondeur (loin des paléorivage) quant aux faciès carbonatés, moyennement riches en fer, ils se localisent en position intermédiaire.

Figure14 : Schéma qui montre l'enrichissement latéral en fer avec la diminution de la
profondeur, dans un bassin isolé et profond (d'après James, 1954 in El hadj, 2002).

La variation latérale de faciès est liée à la variation du potentiel d'oxydoréduction (Eh) et à celle du pH (Fig.15) :

- A faible profondeur près de rivage, le pH est alcalin (PH >7). Ceci correspond aux conditions de stabilité des oxydes de fer (magnétite, hématite, ... etc.) ;

- Avec l'augmentation de la profondeur, le milieu devient de plus en plus réducteur, neutre et favorable aux dépôts des carbonates de fer (sidérite) ;

- Dans les horizons les plus profonds le milieu est nettement réducteur et légèrement acide, et plutôt favorable aux dépôts de sulfures de fer (pyrite, pyrrhotite,... etc.) ;

- En fin, les silicates de fer, peu contrôlés par les variations du Eh et pH, sont souvent associés aux faciès précédents.

Figure15: Diagramme de stabilité des espèces minérales ferrifères : l'hématite (oxydes), la
sidérite (carbonates) et la pyrite (sulfures) en fonction de variation de Eh-pH, (d'après
Krumbein et Garrels, 1952 in El hadj, 2002).

I.2 2.Classification des BIF

La classification des BIF la plus commune distingue d'après Gross (1972, 1980), ( in El hadj 2002) (Fig.16):

- Les BIFs de type Lac supérieur² : ils correspondent à des formations ferrugineuses déposées pendant le protérozoïque inférieur dans un environnement de plateforme épicontinentale subsidente. L'extension de ce type de BIF peut dépasser les 1000 Km. L'épaisseur cumulée de formations ferrugineuses peut atteindre 1000 mètres (Routhier, 1980). Les minéraux ferrifères caractéristiques sont : l'hématite, la magnétite, la greenalite, le stilpnomélane, minnesotalite, la ribekite, la grünérite, la sidérite, l'ankérite et la pyrite. Tous ces minéraux sont sédimentaires diagénétiques plus ou moins tardifs. Ce type de BIF constitue prés de 90% des gisements ferrifères lités.

- Les BIFs de type Algoma : ils sont associés à des ceintures mobiles archéennes dans
lesquelles s'accumulent des laves, des tufs et des sédiments volcano-clastiques (grauwakes).
Dans ce type de BIF, le minéral abondant est l'hématite qui se transforme souvent en

² Le lac Supérieur : il est le plus grand des Grands Lacs de l'Amérique du Nord.

magnétite par métamorphisme. Par rapport au type Lac supérieur, l'extension de ce type de BIF est beaucoup moins importante.

Les BIF de type Algoma ou lac supérieur, constituent d'excellents métallotectes lithologiques (par le contenu en fer) ou structuraux (par les réseaux de failles de tension), pour d'éventuelles minéralisations aurifères (gisement d'or de Tasiast en Mauritani, par exemple Moktar, 2009). Ils encaissent des gisements d'or soit concordants sous forme disséminée et latéralement continus au sein de BIF sulfurés, soit discordants et confinés dans des structures tardives ou en remplacement dans les BIF oxydés ou sulfurés.

Figure16 : Diagramme illustrant les environnements sédimentaires et tectoniques des
différents types de BIF et l'importance de gisements de type Lac supérieur (in Kassel, 2007).

I.2.3 Modèles génétiques

Les modèles génétiques des gisements de type BIFs ont été et demeurent sujets à débats et controverses. Les hypothèses de mise en place sont diverses : sédimentaires, volcanosédimentaires, volcaniques et même cosmiques. Les deux premières (sédimentaires et volcano-sédimentaires) sont les plus adoptées (Bensus, 1975). Néanmoins, le fait que la majorité des BIF ne sont pas associés à des roches volcaniques, conforte l'hypothèse d'une origine sédimentaire.

Par ailleurs, la source des éléments chimiques reste encore largement débattue. Deux hypothèses principales sont cependant d'actualité :

- Une origine continentale : provenance de l'altération d'une croûte continentale.

- Une origine hydrothermale (mantellique pour le fer) : le dépôt de Fe et Si faisant suite à un mélange entre des fluides hydrothermaux, enrichis en fer et en silice avec les eaux superficielles (Jacoson et al., 1988 ; El Hadj, 2002).

D'autre part la précipitation d'énormes quantités de Fe3+, nécessite une quantité importante d'oxygène. Deux processus sont proposés comme étant à la base de la libération de l'oxygène:

- La photodissociation de la vapeur d'eau par les radiations solaires UV (Canuto et al., 1983 in El Hadj ; 2002). Ce processus est assuré par les bactéries. Il aurait nécessité 5 Milliards d'années pour déposer les BIF du bassin Hamersley en Australie alors que leur mise en place n'aurait duré que 2 Millions d'années. Par conséquent, la photodissociation de l'eau ne peut expliquer à elle seule la production de telles quantités d'oxygène nécessaires.

- La photosynthèse semble être le processus principal de libération de l'oxygène. (Kasting, 1993 in El Hadj ; 2002).

Enfin, une activité organique saisonnière à été invoqué pour expliquer la cyclicité des dépôts fer-silice dans les BIFs. Il semblerait que durant les périodes climatiques chaudes et humides le développement des organismes est maximal (donc photosynthèse importante) et par la suite l'oxygénation de l'atmosphère qui conduit à la précipitation de fer sous forme de Fe3+. Durant les périodes froides par contre, l'activité organique est ralentie. Des microorganismes fixateurs de silice sont plus actifs.

II. Les BIFs de la Kedia d'Ijil II.1 Introduction

Les BIFs (Banded Iron Formation) de la Kedia d'Ijill et les BIFs du Tiris appartiennent à un domaine métallogénique qui a été formé dans la Dorsale de Reguibat. Les gisements de la formation de Tiris sont considérés comme étant des dépôts sédimentaires clastiques originaires des BIF archéennes du type Algoma. Cependant les gisements de fer de

la formation de Kedia d'Ijil sont des BIF de type lac Supérieur qui ont étés formées dans le Protérozoïque après la formation des gisements de fer de Tiris dans l'archéen.

II.2 Cadre géologique

La Kedia d'Ijil correspond à une série d'unités qui ont été charriées sur le socle archéen de la province de Tiris, et dont l'unité de Tazadit est composée de formations sédimentaires détritiques contenant des BIFs (partie précédente). Ces formations sédimentaires sont interprétées comme étant une succession de séquences sédimentaires ou les BIFs sédiments chimiques, clôturent chaque cycle de dépôts (Bronner et al. 1979).

II.3 Minéralogie

Du point de vue minéralogique, l'étude en lames minces des roches de la Kedia d'Ijil montre une minéralogie simple avec quartz, oxydes de fer, et des alumino-silicates en accessoires (stilpnomélane parfois transformé en kaolinite). Quatre faciès d'oxyde de fer, interprètés comme quatre faciès successifs. Il s'agit :

Des magnétites, dont les tailles varient fortement d'un échantillon à un autre ; de petite hématite conservé dans les lits de cherts (BIF) et à l'origine du micro-litage ; de la martite qui se développe au sein de la magnétite et qui marque une première phase d'altération et enfin, de l'hématite secondaire, reprécipitée dans des fissures, qui résulte d'une deuxième phase d'altération en conditions oxydantes avec de forts enrichissements en fer (Bronner et al. 1992).

Par ailler, nous avons effectuée une étude métallographique, elle porte sur les différents faciès ferrifères de gisement de F'Derik, notamment, BIFs, quartzite ferrugineux et brèche. Elle a pour but de préciser les associations minéralogiques de ces faciès, en essayant de déterminer la chronologie des phases minéralisatrices qui ont abouti à ce type de gisement.

II.4 Géochimie

II.4.1 Eléments majeurs et en traces

La composition en éléments majeurs et en éléments traces sont reportées dans les tableaux 2 et 3. La caractérisation géochimique principale de ces BIFs est leur richesse en fer. La teneur en _Fe2O3 varie de 43% à 60% et en silice (SiO2 varie de 37% à 55%). Les autres

éléments chimiques majeurs sont très faiblement représentés. Les roches ont subi des remobilisations successives conduisant à un enrichissement en fer, depuis des valeurs moyennes initiales d'environ 46% (Bronner et al., 1992) jusqu'à des valeurs élevées d'environ 60% (Henry, 1994). De la même façon, la fraction alumineuse varie de 0.03 à 0.69% en Al2O3.

Tableau 2 : Composition chimique des BIFs (Kedia d'Ijil) en éléments majeurs exprimés en
pourcentages de poids d'oxydes (%wt) (CRPG, Henry, 1994).

	SiO2	Al2O3	Fe2O3	MgO	CaO	Na2O	_P2O5	P.F.	Tot.
It2b	45.04	0.24	53.71	0.46	0.03	0.00	0.28	0.27	100,12
It8b	41.25	0.69	57.17	0.08	0.03	0.02	0.22	0.86	99,76
It8c	48.73	0.27	49.76	0.38	0.03	0.00	0.27	0.78	99,37
It40c	83.84	0.20	15.57	0.17	0.08	0.00	0.20	0.48	100,3
It41	39.46	0.10	59.00	0.52	0.02	0.08	0.24	0.38	100,17
It50a	45.57	0.50	52.21	0.05	0.00	0.04	0.17	0.63	100,03
It70a	37.32	0.14	61.54	0.54	0.04	0.01	0.26	0.20	99,9
It83b	39.34	0.44	58.29	0.43	0.06	0.00	0.24	0.55	99,13
Iem12	42.39	0.14	57.17	0.12	0.10	0.00	0.24	0.00	100,22
Iem13	45.96	0.07	53.19	0.08	0.00	0.00	0.19	0.41	100,54

Tableau 3 : Composition chimique des BIFs (Kedia d'Ijil) en éléments traces (ppm), (CRPG,
Henry, 1994).

	Ba	Co	Cr	Cu	Ga	Ni	Sr	V	Y	Zn	Zr
It2b	< 5	13	11	18	19	16	5	36	< 5	< 5	< 5
It8b	24	16	22	11	27	28	5	47	< 5	< 5	< 5
It8c	77	12	12	17	19	17	14	29	15	< 5	< 5
It40c	54	< 5	6	6	< 5	< 5	16	8	41	< 5	< 5
It41	< 5	15	36	17	9	23	< 5	36	< 5	< 5	< 5
It50a	< 5	12	16	13	24	17	< 5	37	< 5	< 5	< 5
It70a	< 5	13	13	16	10	14	< 5	35	< 5	< 5	< 5
It83b	54	13	15	17	16	21	56	37	< 5	< 5	< 5
Iem12	93	15	14	10	18	20	10	36	< 5	< 5	< 5
Iem13	< 5	14	15	11	24	16	< 5	36	< 5	< 5	< 5

Le traitement des données analytiques des BIFs (éléments majeurs et traces) et leur comparaison avec les données de références, nous permet de faire les observations suivantes :

> Dans les BIFs de la Kedia d'Ijil seuls deux éléments sont largement représentés : Fe, Si. Si l'on tient compte de tous les échantillons, on constante que ces deux éléments sont corrélés négativement. Dans un échantillon (It40c), le plus riche en silice et cependant plus pauvre en fer (19.17), sa richesse en Ca est en fait, probablement liée à une phase silico-carbonatée. Sa composition chimique l'exclue, toutefois des BIFs.

> A l'exception du Fer qui montre une faible variation dans tous les échantillons, tous les éléments ont des concentrations inférieures aux Clarke (TAYLOR, 1964).

> Aucune corrélation nette n'apparait entre le _Fe2O3 et les autres éléments majeurs. La variation de leur teneur est aléatoire vis-à-vis du fer. (Fig.17).

Figure18 : variation des éléments en traces en fonction de _Fe2O3 de BIFs de Kedia la d'Ijil

Figure19 : variation des éléments en traces en fonction de _Fe2O3 de BIFs de la Kedia d'Ijil II.3.2 Terres rares

Les concentrations de quelques éléments de terres rares (REE : Rare Erth Elements) des concentrations des BIFs sont présentées dans le tableau 4. La normalisation de ces teneurs en REE a été faite par rapport aux teneurs de ces éléments dans les North American Shale (Composite NASC, Gromet et al., 1984). Les spectres des REE de ces BIFs qui en découlent sont représentés dans le diagramme de la figure 20.

Excepté l'échantillon It83b à spectre particulier montrant un fractionnement différent des autres échantillons avec un enrichissement en LREE et appauvrissement en HREE, les autres échantillons montrent pratiquement les mêmes allures de spectre avec une anomalie positive en Eu bien nette, (Fig.20).

	La	Ce	Nd	Sm	Eu	Gd	Dy	Er	Yb
It2b	4.25	7.19	4.09	0.77	0.26	0.90	0.69	0.47	0.50
It8c	15.74	19.62	6.91	1.12	0.33	1.32	1.52	1.13	0.86
It41	4.42	6.16	3.00	0.51	0.22	0.52	0.25	0.15	0.18
It83b	14.95	37.86	26.37	6.16	1.55	5.60	3.04	0.75	0.35

Figure 20 : Profils de terres rares où les concentrations sont normalisées par rapport aux NASC.

Les formations ferrifères de la dorsale Réguibat y compris celle de la Kedia d'Ijil ont fait l'objet de plusieurs études géochimiques : Besnus et al., (1969), Bronner et al., (1990a) et Henry (1994). Ce dernier (1994), a axé son investigation sur l'âge, sur les sources des BIFs présumés birimiens [Bronner et al., 1979] du groupe d'Ijil, l'environnement sédimentaire, les caractères de la sédimentation clastique et chimique, l'importance de la participation mantellique, érosion et le recyclage du fer des BIFs archéens pendant la sédimentation du protérozoïque inférieur. Les conclusions de Henry (1994) se présentent comme suit :

> L'âge birimien de la formation de la Kedia d'Ijil est précisé par les âges modèles Nd à 2,1 #177; 0,2 Ga ;

> Les profils des terres rares et les compositions isotopiques du couple Sm-Nd démontrent un mélange sédimentaire entre, d'une part, une phase authigène marine et, d'autre part, un composant détritique archéen ;

> La signature isotopique des phases authigènes (Nd= 2,1 Ga + 2,5 #177; 0,5) montre la participation importante d'entrées hydrothermales, à signatures mantelliques, dans les teneurs des terres rares de l'océan birimien. Les phases détritiques représentent le recyclage d'une croûte archéenne bimodale d'âge modèle de 3,0 #177; 0,2 Ga [Abouchami, 1990 ; Abouchami et al., 1990 ; Boher, 1991 ; Boher et al., 1992] ;

> Le cotexte de ces sédiments chimiques est un contexte de plate-forme en marge du continent archéen ;

> la source du fer semble être mixte, fer hydrothermal (hypothèse de Jacobsen et al., 1988a et b) et fer dérivé d'érosion de la croûte continentale archéenne qui contient elle-même de nombreux BIFs (hypothèse de Bronner et al., 1979).

Les premières investigations ont tout naturellement débuté sur les affleurements de minerais riches situés dans la bordure Nord de la Kedia d'Ijil en 1948 et 1949, où le premier sondage de reconnaissance a été implanté en 1952 dans le gisement de F'Derik. Un riche gisement de minerai de fer est découvert. Cinq ans plus tard, La Société des Mines de Fer de Mauritanie (MIFERMA) a commencé l'exploitation de ce gisement pendant 16 ans pour en extraire 20 MT de minerai riche et 3 MT de minerai siliceux.

Plus de 20 ans plus tard, la SNIM a lancé une active campagne de recherche pour estimer les réserves de minerais existante au fond de l'ancienne fosse d'exploitation ainsi que l'extension Est du gisement.

- Une étude microscopique qui porte particulièrement sur les faciès ferrifères ;

I. Situation géographique et contexte géologique local I.1Situation géographique

Le gisement de F'Derik est situé à l'extrémité Ouest de la bordure Nord de la Kedia d'Ijil. Par la route, F'Derik se trouve à 3 Km au NW et, Zouerate à 23 Km environ vers le NE de ce gisement, (Fig.21). Notons que les gisements de la région sont reliés au port minéralier de Nouadhibou, par un chemin de fer à voie normale de 750 Km.

Figure 21 : Carte schématique montrant la succession de gisements de la bordure nord de la Kedia d'Ijil (SNIM).

I.2 Contexte géologique

I.2.1 Principaux types lithologiques

Les travaux de reconnaissance et cartographique que nous avons réalisé dans le secteur d'Azouazil Ouest - F'Derik avec Mr. Sangotte MAMADOU, nous ont permis de distinguer plusieurs faciès ainsi que huit poches minéralisées dans l'extension est du gisement de F'Derik. Les teneurs moyennes de ces poches précités en éléments majeurs sont données dans le Tableau ci-dessous :

Tableau 5 : Teneurs moyennes des éléments majeurs de poches cartographiées, gisement de
F'Derik (Laboratoire de Chimie de la SNIM, 2009).

poches minéralisées	Analyse chimique des poches minéralisées du gisement de F'Derik est- Extension
Sym. Labo.	Fe2O3	P2O5	MnO	TiO2	CaO	MgO	Na2O	K2O	S	Tot.
pch1	61,5	0,023	0,021	0,013	0,303	0,033	0,009	0,007	0,047	72,496
pch2	66	0,023	0,024	0,009	0,395	0,046	0,011	0,006	0,073	70,657
pch3	58,9	0,029	0,022	0,049	0,246	0,041	0,009	0,006	0,033	72,065
pch4	60,5	0,042	0,02	0,027	0,38	0,045	0,008	0,008	0,028	73,078
pch5	63,4	0,043	0,027	0,065	0,646	0,046	0,01	0,007	0,037	69,681
pch6	64,3	0,036	0,025	0,013	0,339	0,076	0,01	0,008	0,067	71,414
pch7	61,7	0,039	0,018	0,031	0,291	0,035	0,008	0,014	0,036	71,802
pch8	65,3	0,05	0,018	0,028	0,292	0,04	0,008	0,006	0,056	71,578
Date d'envoi : 26/04/2009

Les poches minéralisées, s'étendent de l'Ouest en Est dans l'ordre Poch1 à Poch 8, montrent toutes une teneur élevée en fer ; variant faiblement entre 59 % pour la poche minéralisée 3 à 66 % dans la poche 2. Globalement, la teneur en fer reste constante et nous n'avons noté aucun trend (tendance) géochimique selon l'extension de ces poches. Si les teneurs en fer et en silice restent globalement constantes entre ces différentes poches, les autres éléments par contre montrent des variations aléatoires, et notamment pour le S, le P2O5 et le TiO2. Le CaO et Al2O3 montrent des variations identiques avec un maximum de teneurs au niveau de la poche 5.

On peut conclure que les éléments chimiques essentiels de ces poches minéralisées à savoir le fer et la silice, présentent des concentrations uniformes, (Fig.22).

Figure 22 : Variation des éléments majeurs en fonction des poches minéralisées, de poche1
jusqu'à la poche 8.

Quand aux principaux faciès on distingue (Fig.23, 24, 25) : I.2.1.1 Quartzites ferrugineux (Fig.24)

Ce sont les faciès les plus répandus, essentiellement constitués par une alternance de lits siliceux et de lits riches en oxydes de fer (hématite principalement). Suivant la nature pétrographique, et l'épaisseur des lits, on peut distinguer quatre types principaux:

- Quartzite à rubanement fin mais net (BIF), avec des lits clairs de 0.1 à 1 mm et, lits foncés de 1 à quelques mulimètres (FD4, FD15);

- Quartzite à hématite à rubanement moyen (FD8, FD20), où les lits très nettement séparés avec des lits claires de 0.5 à 3 ou 4 mm et, lits foncés de 1 à 10 mm et plus ;

- Quartzite à hématite à rubanement très large ayant une puissance variant de quelques millimètres à 1 ou 2 cm. Les lits clairs sont plus larges que les lits foncés (FD12).

I.2.1.2 Minerais

Les minerais d'hématite présentent presque toujours les mêmes caractéristiques : patine bleue soyeuse, noire, rouge, grain fin, parfois moyen à grossier. Les roches ont souvent une texture granuleuse comparable à celle d'un grès, parfois isotrope, et parfois litée.

- Le minerai en plaquettes ou hématite en plaquettes (65 a 66%), correspondant à un ancien quartzite ferrugineux rubané desilicifié dans lequel les vides laissés par le départ de la silice peuvent être comblés par des hydroxydes de fer (Oksengorn, 1973). Il se trouve principalement dans la partie Est du gisement de F'Derik (F'Derik- Est, extension Est, (zone cartographié dans ce travail) (FD9).

- Le minerai rocheux, ou hématite massive (68 %), correspond à une roche massive à patine noirâtre à bleu-noir (FD10, 11,). La minéralisation est localisée en amas lenticulaires comme pour le type précédent, avec une frange de désilicification incomplète et un passage progressif ou brutal au quartzite ferrugineux sain (Bronner, 1988a et 1988b). Dans l'amas, par contre, la

désilicification est homogène et complète. Le premier type est d'origine supergène, par lessivage météorique, alors que le second est considéré comme le résultat d'un processus métasomatique, par dissolution/recristallisation lié à une phase tectonique distensive (Lethbridge and Perceval, 1954 ; Bronner, 1988a).

Du point de vue teneur en fer, la SNIM distingue : - Stérile à une teneur inférieure à 50% en Fe ;

- Minerai riche avec une teneur supérieure à 60% en Fe. I.2.1.3 Brèche d'Ijil (FD21)

Elle se rencontre dans tout le secteur de F'Derik, avec abondance notable dans la partie Est et Sud-Est où le contact entre la bordure Nord et l'unité de la Brèche est plus proche. C'est une brèche à éléments variés, BHQ ou BIFs, quartzite ferrugineux non rubané, minerais...

I.2.1.4 Autres faciès

D'autres faciès moins importants se trouvent dans le secteur notamment : plusieurs variétés des schistes (schistes verts, argentés...), micaschistes principalement aux alentour de l'ancienne fosse d'exploitation. Quartzite blanc micacé, quartzite rubéfié, fracturé écrasé, quartz et des formations plus récentes couvrant la majorité du secteur constitué par des éboulis, éboulis de minerai ou «Canga« ...

Figure 24 : Exemples de BIF ou BHQ à différents dégrées de rubanements, provenant du
gisement de F'Derik.

Figure 25 : Colonne lithologique de sondage FDS 42, montrant la lithologie et les variations
de teneur en Fe et en Si en fonction de la profondeur, gisement de F'Derik.

I.2.2 Tectonique

Le gisement de F'Derik se caractérise avec celui de Tazadit par leur localisation, chacun, dans l'un des deux grandes flexures de la bordure nord de la Kedia d'Ijil. Ces formations sont affectées par une tectonique d'intensité plus ou moins importante, se traduisant de deux façons:

I.2.2.1 Tectonique cassante

Deux familles de failles sans rejets notables se distinguent dans le secteur de F'Derik. L'une des deux familles de directions NW-SE coïncide avec la direction de la majorité des failles traversant toutes les unités de la Kedia, puis une deuxième famille de direction : NE-SW. Lorsqu'un rejet est visible, il est en générale dextre.

Au niveau des affleurements minéralisés, on distingue plusieurs réseaux de diaclases souvent transverses à perpendiculaire aux bancs et possédant les directions suivantes :

N 35° E, 33 NW (la plus fréquente) - N 125 ° E, 85° NE - N90° E, 85° N et N0 ° E, 80 S. Notons aussi, que l'analyse des carottes, nous a permis de distinguer en plus des anciennes fissures, d'autres provoqués probablement par l'ancienne exploitation, principalement au niveau de F'Derik Ouest et Nord Ouest.

I.2.2.2 Tectonique souple

Deux phases de plissement sont connues (observées). La phase 1 de déformation est bien représentée dans le secteur de F'Derik, par des plis à longueur d'onde variable et à axes d'orientation régulière NNE-SSW à NE-SW avec un plongement SW de 50° a 80°, sauf dans la partie Ouest où les formations ont subi une rotation vers le Nord pour former avec l'Atomai une structure en Z, (torsion en Z). Notons que dans cette zone le plongement des couches devient inverse vers le NE et moins fort.

L'analyse des carottes permet la détermination des microplis serrés à isoclinaux et à longueur d'onde millimétrique á centimétriques.

D'autre part, la phase 2 est aussi visible dans le secteur. Elle est représentée comme dans tous les secteurs de la Kedia par une évolution structurale progressive qui met en jeu les mécanismes suivants : cisaillement, boudinage et laminage.

I.2.3 Description de gisement

Les minéralisations sont encaissées dans des hématites quartzites en banc (BHQ ou Banded Hématite Quartzite). Elles se présentent sous deux formes:

I.2.3.1 Minéralisation en poche (en plaquette)

Ce type de minéralisation se présente en poches de minerai en plaquette de dimension extrêmement variable mais dont la profondeur ne dépasse pas une soixantaine de mètres. La désilicification est hétérogène et incomplète à l'intérieur d'une poche minéralisée et progressive en partant du quartzite ferrugineux sain encaissant ou de la brèche vers la masse minéralisée.

I.2.3.2 Minéralisation en amas lenticulaire

La minéralisation se présente en amas lenticulaires. La dimension des amas est très variable mais généralement importante (parfois plusieurs centaines de mètres, Photo 5). Elle est constituée par de l'hématite en roche quasiment pure. Contrairement au type précédent, la profondeur de celle-ci n'est pas liée à la topographie. Ainsi, Les coupes verticales renseignées (CVR) montrent que la minéralisation descend à plus de 500 m sous le niveau topographique actuel.

Photo 5 : Photo montrant un amas d'hématite massive, au niveau de l'ancienne fosse de
F'Derik

L'étude microscopique des itabirites (BHQ ou BIFs), c'est-à-dire de roches constituées de quartz et d'hématite à l'exclusion de tout autre minéral silicaté, présente un certain intérêt et ce pour deux raisons essentielles :

- Tout d'abord, du fait que les agents métallotectes peuvent conduire à la naissance des gisements de fer d'une très grande richesse ; c'est le cas par exemple des gisements Brésiliens (Minas Gerais), Mauritaniens (gisements du Tiris), où la teneur en fer du minerai exploité peut atteindre 68 % et plus.

C'est ce qui nous a amené à entreprendre cette étude minutieuse tentant d'expliquer ou d'enrichir le débat sur les mécanismes qui ont abouti â des concentrations importantes de minerais de fer (hématite) dans la Kedia d'Ijil à partir des BHQ. Pour aboutir â ce but une vingtaine de lames minces et sections polies des principaux faciès ferrifère a été confectionnée au laboratoire de litholamellage de la Faculté des Sciences de l'Université de Moulay Ismail.

Notons qu'un certain nombre de travaux ont déjà été réalisés, soit, dans une optique métallogénique sommaire, soit dans un but strictement géochimique.

Les échantillons destinés à l'étude microscopique ont été prélevés en différents points du gisement de F'Derik. Le prélèvement a été effectué principalement au nivaux de fronts de taille de travaux de reconnaissance et dans l'ancienne fosse d'exploitation afin d'éviter les roches superficielles très altérés. Malgré les précautions prises pour l'échantillonnage, les échantillons sont apparus sous le microscope, très altérés.

II.1.2 Bancs d'hématite quartzite (BHQ) (Fig.26)

Ce sont des roches constituées d'alternances de niveaux blancs ou clair (Quartz) et de niveaux sombres constitués des oxydes de fer dont l'hématite est le minéral essentiel. Les lits

ainsi observés ont une épaisseur qui varie d'un millimètre environ à quelques millimètres voire centimètre.

Au microscope, l'hématite a une couleur gris clair ou blanche. Il se présente soit en cristaux de formes tabulaires ou planaires et de taille relativement grande, soit en petit cristaux souvent dispersés dans les lits de quartz et, avec une réflexion interne rouge. Ce dernier type de cristaux est le moins fréquent (photo 6).

Photo6 : Photo en lumière réfléchie montrant l'hématite en petits cristaux (couleur blanche) (à
Gr 10 X) dans un lit de quartz.

Cependant, les lits clairs sont constitués de cristaux de quartz en mosaïques. Selon la taille des cristaux du quartz qui varie d'un échantillon à un autre, on peut distinguer deux types de lits :

- Lits à cristaux de petite taille : ce sont des lits constitués aussi exclusivement des cristaux hexagonaux à automorphes de quartz alternant avec le premier type et les lits d'hématite et moins épaisses. Notons que ce type de lits se retrouve principalement dans les échantillons, dont certains lits de quartz sont étirés et boudinés par endroit.

D'autre part, les lits d'hématites sont constitués de plus de 99% d'hématite et accessoirement de fins cristaux de la magnétite presque totalement martitisés, et d'ilménite (photo7).

Photo7 : Photo en lumière réfléchie (à Gr 10 X) montrant la transformation presque totale de
la magnétite en martite (martitisation).

Notons aussi, que le rubanement sédimentaire de BHQ est recoupé obliquement comme les autres faciès par des veines tardives de quartz riche en inclusions.

Figure 26 : a) Principaux faciès de quartzites ferrugineux rubanés du gisement de F'Derik : b) photos en LPNA (F à Gr 10X et Gr, H à G 5 X) montrant les principales veines traversant obliquement l'alternance sédimentaire de BIFs ou BHQ.

II.1.3 Quartzites ferrugineux non rubanés (FD3)

Ce faciès est généralement isotrope à sub-isotrope. II est composé essentiellement de quartz et d'oxydes (hématite principalement, magnétite en fins cristaux très rare) à des proportions à peu près égale. Les grains sont fins et moins altérés par rapport aux autres faciès (Phot.8).

Photo 8 : Photo en lumière réfléchie (à Gr 5X) montrant le quartzite ferrugineux non rubané,
un assemblage de quartz et hématite.

II.1.4 Brèches (FD21)

Ce faciès est une brèche composée d'éléments variés : quartz, hématite comme un seul élément et de BHQ, qui sont visibles même à l'oeil nu, dans une matrice constituée de fins cristaux de quartz et d'hématite. On note à cet effet, l'absence d'aucune orientation préférentielle des éléments de la brèche (photo. 9).

Photo 9: photo montrant les éléments de la brèche (à Gr 10 X), a) en LPNA b) droite LPA
66

II.1.5 Chloritoschiste à hématite (FD13)

Leur couleur généralement vert sombre. Ce faciès correspond à un assemblage schistosé de chlorite principalement, de quartz et d'hématite. Ce faciès se trouve coincé dans du BHQ très plissé de front nord et nord-est de la fosse ou bien dans la zone la plus tectonisée. (photos.10).

Photos 10: Photo en LPNA (à Gr 10X) a) montrant l'alternance quartz - hématite et chlorite
(verdâtre), b) détaille de la même photo, la schistosité est parallèle à la stratification

II.2 Synthèse des observations

Après ces observations, nous pouvons dire qu'il y'a trois phases de minéralisation. La concentration initiale de fer a subi durant chacune de ces phases une évolution indépendante au cours de laquelle le fer, concentré lors de la sédimentation, participe à toute une série de transformations dont certaines peuvent accroître localement la concentration initiale et aboutir à des gisements exploitables.

II.2.1 Première phase

Cette phase est synsédimentaire, elle se traduit par le rubanement ou l'alternance sédimentaire, montré par toutes les variétés du BHQ ou BIF du gisement de f'Derik (Kedia d'Ijil) et traduit donc le phénomène de concentration initiale originelle (voir Fig.26).

En revanche, le rubanement centimétrique, caractéristique du Groupe d'Ijil, rare dans le
Groupe du Tiris, est interprété par Bronner, (1990a) comme un phénomène de ségrégation

qui fait migrer le fer des lits pauvres vers les lits riches et qui accentue le contraste de teneur en fer entre les deux types de lits. Ce phénomène, qui ne modifie cependant pas la teneur moyenne de la roche, se fait au stade diagénétique (Bronner et al., 1990a).

II.2.2 Deuxième phase

Cette phase est liée à la tectonique. Cependant, la relation entre la tectonique et la minéralisation reste assez souvent mal définie au moins sur le plan microscopique. L'observation des lames minces et de sections polies nous a permis de distinguer plusieurs types de minéralisations liées à une:

Les BIFs de la Kedia d'Ijil permettent d'observer, à l'échelle de l'a1ternance centimétrique régulière des lits d'hématite et des lits de quartz, des phénomènes de reconcentration sous l'effet de deux phases de plissement successives. L'hématite se déplace par fluage des flancs vers les charnières. Notons que ce phénomène est le moins important du point de vue reconcentration d'hématite à l'échelle de secteur d'étude et peut n'avoir qu'un effet indirect en préparant des reconcentrations ultérieures.

Ce type de reconcentration est bien illustré par la plupart des échantillons observés. La minéralisation est induite par toute rupture liée à une tectonique cassante (naturelle et non provoquée par l'exploitation ancienne) où l'hématite précipite dans les fissures et les diaclases (Fig.27).

Le phénomène de boudinage, caractérisé par l'apparition au cours de l'individualisation des boudins, d'une zone de faible pression ou espace cicatriciel entre deux boudins voisins (zone d'ombre), peut être favorable à une reconcentration. Ces vides se remplissent soit par du quartz, soit par de l'hématite (Photo.11).

Ce phénomène visible microscopiquement est aussi remarquable macroscopiquement. Il a été décrit sur quelques affleurements par G. Bronner, (1990a) au niveau de la Kedia d'Ijil et de la chaine de M'Houdat particulièrement, et où il dit : Le boudinage, malgré ses

dimensions en général réduites, est cependant un phénomène spectaculaire ; il peut avoir un intérêt pour des minerais à valeur marchande élevée.

Figure 27: Photos montrant la minéralisation liée à la tectonique cassante II.2.3 Troisième phase

Cette phase est liée à l'altération météorique. Les différents types de déformations précédemment cités augmentent le rôle joué par l'eau et, de ce fait, une dissolution importante du quartz, ce qui conduit à un enrichissement de la roche mère en hématite.

Ce phénomène est bien visible dans les échantillons de minerais observés ici. Ces échantillons montrent l'abondance des vides résultant de la dissolution du quartz ainsi que des reliques du quartz (Photos. 12).

Photos 11 : Photo en LPNA à gauche et à LPA à droite (à Gr 10X) montrant la minéralisation
(noire) associée au phénomène de boudinage avec cisaillement dextre.

Conclusion générale

La dorsale de Réguibat se caractérise du point de vue lithologique par la présence d'un socle ancien formé de gneiss et des granitoïdes ainsi que par les ceintures de roches vertes et par l'abondance de formations de fer rubanées (BIF) plus récentes ; les BIFs archéens et les BIFs de protérozoïque inferieur du groupe d'Ijil. Elle correspond aux formations d'OussatGhallaman de Tiris, Tasiast, et d'Amsaga (domaine archéen) et aux formations de Karets, Yetti et Eglab (domaine birimien). La région de Tiris s'individualise par son caractère ferrifère. Les formations ferrugineuses s'étendent, en effet, sur une centaine de kilomètres autour de Zouerate. On y distingue deux types de formations encaissant deux types de minéralisations distinctes :

Groupe d'Ijil et le socle environnant ou groupe du Tiris. Ce dernier correspond à une série précambrienne de métamorphisme catazonal essentiellement quartzo-feldspathique. Elle inclut des niveaux de quartzites à magnétite d'extension régionale autour de Zouérate. Leurs gisements sont considérés comme étant probablement des dépôts sédimentaires clastiques originaires des BIF archéennes du type Algoma.

La Kedia d'Ijil, (groupe d'Ijil), y appartient le gisement de F'Derik, correspond à un ensemble d'unités allochtones en discordance tectonique complète sur le groupe du Tiris. Son âge birimien est précisé par les âges modèles Nd à 2.1 #177; 0.2 Ga. Le métamorphisme y est épizonal. Cependant leurs gisements sont des BIF de type lac Supérieur qui ont étés formées dans le Protérozoïque après la formation des gisements de fer de Tiris dans l'archéen.

Un des événements majeurs de l'histoire tectonique du Groupe d'Ijil est sa mise en place en discordance sur le Groupe du Tiris. C'est donc par rapport à cet événement que doit être reconstituée la succession des différentes phases tectoniques observées. On pourra ainsi distinguer les phases précoces constituant les phases les plus importantes, les phases contemporaines de la mise en place et les phases tardives.

Deux types de minéralisations d'hématite ont été reconnus au niveau du gisement de F'Derik comme dans tous les gisements de la Kedia d'Ijil: la minéralisation d'hématite en plaquettes et la minéralisation de type rocheux. Deux principales hypothèses sur l'origine de ces minéralisations se distinguent : origine métasomatique ou hydrothermale et origine latéritique par circulation d'eaux météoriques.

L'étude microscopique effectuée sur des échantillons ferrifères du gisement de F'Derik nous a permet de distinguer une minéralogie simple avec quartz, hématite et de chlorite avec et de faible proportion de : martite, magnétite et ilménite. Antérieurement, quelques auteurs ont pu distinguer en plus de ces minéraux précédemment cités des aluminosilicates en accessoires (stilpnomélane parfois transformé en kaolinite). En revanche, cette simplicité minéralogique est expliquée sur le plan géochimique par la pauvreté extrême de tous les éléments chimique à l'exception du fer et de la silice. Ces deux éléments sont corrélés négativement. Cette corrélation indique donc un caractère géochimique du lessivage supposé par des eaux météoriques, lessivage qui conduirait à la formation du minerai.

Cependant, la même étude nous a permis de déterminer trois principales phases de minéralisations à savoir: phase précoce synsédimentaire liée à la sédimentation des BIFs et, une deuxième phase liée à la tectonique constituant la phase la plus importante. A ces deux phases s'ajoute une troisième phase résultant de l'altération météorique.

D'autre part, tous les travaux de prospection qui ont été réalisée sur la Kedia d'Ijil se focalisent sur les affleurements de sa bordure nord. A cet effet, tenant compte des données théoriques sur l'origine de la minéralisation, nous pensons que d'autres concentrations dont d'origine non météorique cachées peuvent exister dans la Kedia d'Ijil, (cas de TO14). Donc la réalisation des sondages aux niveaux de zones tectonisées et à grande profondeur s'impose.

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Figure 3 : Carte géologique simplifiée de la Mauritanie (modifié d'après Caruba et Dars. 1991) . 4

Figure 4 : Unités lithosratigraphiques de la dorsale Réguibat (Lahondere et al, 2003). 5

Figure5 : Schéma structurale de la province ferrifère de Tiris, (Bronner, 1978a) 8

Figure 6 : Stratigraphie de quartzites à hématite, série de la Kedia (in Destombes

Figure 7 : Carte géologique de la Kedia d'Ijil (O'Connor et al., 2005 in D.I. Schofield, M.R. Gillespie, 2007) 11

Figure 9: Detail de microrubanement et les données pétrographiques des formations fearrifères du groupe d'Ijil (unite Tazadit), (Bronner et Chauvel, 1979) 21

Figure 10 : Gisement de TO14 : Coupe de la bordure Nord-Est de la Kedia d'Ijil (SNIM) 22

Figure 11 : Coupe géologique montrant le faible enracinement de la minéralisation, Rouessat ouest 23

Figure12 : Coupe géologique montrant le faible enracinement de la minéralisation, Azoazi ouest . 24

Figure13 : Coupe Verticale Renseignée, montrant l'enracinement de la minéralisation

Figure14 : Schéma qui montre l'enrichissement latéral en fer avec la diminution de la 28 profondeur, dans un bassin isolé et profond (d'après James, 1954 in El hadj,

Figure15: Diagramme de stabilité des espèces minérales ferrifères : l'hématite (oxydes), la sidérite (carbonates) et la pyrite (sulfures) en fonction de variation de Eh-

pH, (d'après Krumbein et Garrels, 1952 in El hadj, 2002) 29
Figure16 : Diagramme illustrant les environnements sédimentaires et tectoniques des différents types de BIF et l'importance de gisements de type Lac supérieur (in Kassel,

Figure 17 : Variation des oxydes en fonction de _Fe2O3 de BIFs de la Kedia d'Ijil... .. 35
Figure 18: Variation des éléments en trace en fonction de _Fe2O3 de BIFs de la Kedia

Figure 19: Variation des éléments en trace en fonction de _Fe2O3 de BIFs de la Kedia 37

Figure 20 : Profils de terres rares où les concentrations sont normalisées par rapport

aux NASC 38
Figure 21 : Carte schématique montrant la succession de gisements de la bordure nord

Figure 22 : Variation des éléments majeurs en fonction des poches minéralisées 42

Figure 23 : Carte géologique de la Kedia d'Ijil, secteur F'derik (SNIM) . 45
Figure 24 : Exemples des BIF ou BHQ à différent dégrées de rubanement, provenant 46

du gisement de F'Derik ..
Figure 25 : Colonne lithologique de sondage FDS 42, montrant la lithologie et les

Figure 26 : a) Principaux faciès de quartzites ferrugineux rubanés du gisement de F'Derik : b) photos en LPNA (F à G. 10X et G, H à G. 5 X) montrant les principales 53 veines traversant obliquement l'alternance sédimentaire de BIFs ou BHQ

Figure 27: Photos montrant la minéralisation liée à la tectonique cassante 58

Photo 4 : Echantillon de BIF provenant du gisement de F'Derik qui montre l'alternance millimétrique de lits de hématite (sombres) et de lits siliceux (clairs) 27

Photo 5 : Photo montrant un amas d'hématite massive, ancienne fosse de F'Derik 49

Photo 6 : Photo en lumière réfléchie montrant l'hématite en petits cristaux (couleur blanche) (à Gr 10X) dans un lit de quartz . 51

Photo 7 : Photo en lumière réfléchie (à Gr 10X) montrant la transformation presque totale de magnétite en martite (martitisation) 52

Photo 8 : Photos en lumière réfléchie (à Gr 5X) montrant le quartzite ferrugineux non rubané, un assemblage de quartez et hématite . 54

Photo 9 : Photo montrant les éléments de la brèche, à gauche en LPNA (à G 5 X) à droite 55 LPA
Photo10 : Photo en LPNA (à G 10X) a) l'alternance quartzite - hématite et le chlorite (verdâtre), b) détaille de même photo montrant la matrice, la schistosité est parallèle à la 55

stratification
Photos 11 : Photo en LPNA à gauche et à LPA à droite (à G 10X) montrant la minéralisation (noire) associée au phénomène de boudinage avec cisaillement dextre de

Photos 12 : Photos en lumière réfléchie (à G 10X) montrant les vides laissés par la dissolution du quartez au niveau de deux échantillons riches en hématite 59

Tableau 2 : Composition chimique en éléments majeurs exprimés en pourcentages de

Tableau 3 : Compositions chimiques pour les éléments traces (concentrations en ppm, Service d'Analyses du CRPG) [Henry 1994]. 33