Le Hoggar est le noyau du Bouclier touareg, une ceinture panafricaine qui s’est formée entre 750 et 550 Ma par collision continentale entre le craton convergent d’Afrique de l’Ouest, le craton du Congo et le métacraton saharien (Caby, 1996; Liégeois et al., 2003, 2013) (Fig. 1).

Le Bouclier touareg est un collage de 23 terranes (Black et al., 1994; Liegeois et al., 2003), comprenant des cratons et des micro-cratons remaniés à croûte archéenne à paléo-protérozoïque (terranes d’In Ouzzal, LATEA et terranes d’Assode-Issalane) ainsi que des Terranes Néo-protérozoïques, océaniques (par exemple, terrane de Serrouenout) ou des arcs insulaires (par exemple, terranes d’Iskel et d’Aouzegueur). À la fin de la collision panafricaine (environ 600 Ma), certaines limites de terrane ont évolué en méga zones de cisaillement N-S, avec un déplacement latéral jusqu’à 1000 km (Henry et al., 2007).

Les minéralisations aurifères du Hoggar sont diverses et variées; seul le type dit « shear zone » a été étudié par Ferkous et al (1995; 2002); Marignac et al 1996; Aïssa et al., 2002; 2005; 2006; Aïssa et al., 2017). Dans ce type classique contrôlé directement par les grands accidents lithosphériques subméridiens (2°30’ et 8°30’) du Hoggar, les paragenèses minérales sont simples et monotones. Les autres types de minéralisations aurifères restent encore peu connus.

Le gisement d’or d’In Abeggui fait partie du district d’In Ateï est situé à 210 km en ligne droite au sud-est de la ville de Tamanrasset (Fig. 1), qui est situé dans la partie orientale du terrane du Laouni “LATEA”.

Ce gisement est encaissé dans un grand massif de gabbro-diorite et montre deux types morphologiques de veines aurifères et une paragenèse minérale différente (Boutrika, 2006; 2019; Boutrika et al. 2019).

Les roches encaissantes sont affectées par des failles orientées E-O et subméridiennes, ayant rejoué successivement à plusieurs reprises. Une fracturation secondaire intense d’orientation NE-SO constitue le piège favorable pour le dépôt des minéralisations à quartz, tourmaline, sulfures et or natif.

La morphologie des filons de quartz à tourmaline et sulfures est complexe; ceux-ci constituent essentiellement des filons lenticulaires en relais et se caractérisent par des rétrécissements réguliers tous les 80-100 m (Boutrika, et al 2018).

Dans les zones d’intersection avec les directions méridiennes, la direction des filons de quartz aurifère subit une réorientation, en formant des renflements de 3 à 5 m, tandis que leur puissance moyenne varie entre quelques dizaines de centimètres à 1 m.

Dans les zones tectoniques méridiennes, certaines parties atteignent une puissance de 30-40 m, les filons sont répartis en relais. Dans certains cas, ils s’unissent en formant un seul corps minéralisé.

Les minéralisations aurifères s’expriment dans des filons de quartz à tourmaline, et dans les zones d’altérations hydrothermales (secteur central) de première génération. Elles se manifestent le long des fractures de cisaillement orientées préférentiellement NNE-SSO. Elles sont surtout concentrées sur la bordure nord du massif de gabbro, là, où la fracturation et les altérations hydrothermales se répartissent sur une superficie de 2.5 km² (Alexandrov, 1972; Boutrika, 2019).

Un autre type de minéralisation aurifère lié aux microgranites-aplites est rencontré dans la partie sud du secteur central (secteur intermédiaire) représentés par des zones de stockwerk et veinules de quartz de deuxième génération répartis en relais de direction NE-SO et de longueur variant de 0.1 à 0.6 m, les résultats d’analyse de quelques échantillons des saignées de surface ont donnés des teneurs variant de 0.4 à 23.5 g/t avec une teneur moyenne de 8.9 g/t sur 11 m de puissance.

Ce présent travail a pour objectif d’étude les types de minéralisations aurifères exprimées dans le terrane de Laouni (Hoggar central) en nous se basant plus particulièrement sur celles de la région d’In Atei. Le choix de cette région est guidé par le fait que les minéralisations ne sont pas liées aux grands accidents lithosphériques subméridiens, et par l’existence d’une grande variété de corps minéralisés et des roches encaissantes.

Les matériels et méthodes utilisés pour atteindre cet objectif reposent sur:

Le gisement d’In Abeggui est situé dans la partie central du district d’In Ateï (Terrane de laouni - Hoggar central). Il est essentiellement composée par des formations volcano-sédimentaires intensément métamorphisées d’âge Néo-protérozoïque (schistes, volcanites, gneiss, granito-gneiss) qui sont recoupées par de nombreux massifs intrusifs (gabbros, gabbro-diorites, diorites, granites), ainsi que les granitoïdes et les dépôts actuels (Fig. 2).

Les structures géologiques du gisement d’In-Abeggui sont constituées par des roches du paléo-protérozoïque et du néo-protérozoïque ainsi que par des formations de Tassili (Cambro-ordovicien) et du Quaternaire. Les formations les plus anciennes sont les granites du paléo-protérozoïque (Alexandrov et al, 1972; Boutrika, 2019) (Fig. 2).

Le gisement d’In Abeggui est formé de filons de quartz à tourmaline encaissés dans un grand massif de gabbro-diorite qui recoupent un batholite de granite. L’ensemble recoupe les formations volcano-sédimentaires du Néo-protérozïque. Le massif de gabbro-diorites est lui-même recoupé par des dykes de microgranite-aplites (Boutrika, 2006, 2019).

Une importante faille N-S passe par le centre du gisement d’In Abeggui et recoupe en deux le massif de gabbros-diorite. Cette faille, décrochant, aurait rejoué à plusieurs reprises et représente vraisemblablement la structure tectonique principale qui contrôle la mise en place des minéralisations du gisement d’In Abeggui (Alexandrov et al, 1972). Ce dernier est représenté par un système de filons de quartz à tourmaline d’orientation NNE-SSO et NE-SO et des zones d’altérations hydrothermales bien développées (Boutrika, 2006, 2019).

De nombreux dykes de roches mafiques et felsiques recoupent le pluton de granite à biotite du massif de gabbro-diorite, ainsi que la zone de cisaillement N10º. Les dykes felsiques sont constitués de granites et de microgranites à grain fin, des pegmatites roses et d’aplites.

Les directions des veines sont cohérentes avec le modèle de contrainte régional, les directions N10º et N50º étant interprétées comme des cisaillements conjugués et les directions N30° étant interprétées comme des fentes de tension (Boutrika, 2006; 2019; Boutrika et al. 2019).

Le gisement d’In Abeggui est représenté par un système des filons de quartz à tourmaline et de zones d’altérations hydrothermales étendu sur une superficie de 2.5 Km² environ, et recoupant les formations du Néo-protérozoïque, encaissés dans un massif gabbroïque, lui-même cerné par une formation volcano-sédimentaire du Protérozoïque supérieur. Ce massif de gabbro présente une certaine zonalité: la partie centrale est un gabbro à olivine, tandis que la périphérie est un gabbro-diorite. De nombreux dykes de composition diverse (aplites, microgranites, diabases) recoupent sous différentes directions ce massif.

Les roches les plus anciennes qui forment les structures géologiques dans la partie NE du gisement, sont celles de la série volcano-sédimentaire d’âge Néo-protérozoïque. Ce sont des séricito-schistes porphyriques métamorphisés dans le faciès des schistes verts.

La position du gisement sur le plan structural est influencée essentiellement par les grands accidents subméridiens qui ont joué un rôle important dans la mise en place des filons d’aplites.

Les mouvements tectoniques ont favorisés la formation de plusieurs blocs et failles diagonales (40-45° par rapport aux failles principales). Celles-ci représentent les éléments structuraux essentiels qui renferment les minéralisations de ce gisement. Elles montrent aussi que le champ minier du gisement est caractérisé par une structure tectonique en blocs dont l’unité la plus élevée est celle du NO.

Les traits caractéristiques des accidents tectoniques consistent dans leur orientation essentiellement subméridienne et leur nature de failles décrochantes. Par exemple, la zone faillée qui passe par le centre de la région d’In Abeggui recoupe en deux le massif de gabbro-diorites. Cette faille décrochante ayant rejoué à plusieurs reprises, représente vraisemblablement une structure qui contrôle la mise en place des minéralisations du champ minier d’In Abeggui.

Des fentes de tension en liaison avec les grands cisaillements décrochants sont également le siège de minéralisations.

Ces filons de microgranites et d’aplites localisés dans une zone subméridienne de 2 Km de longueur et 30 m de puissance, présentent une morphologie très complexe et très variable, avec de nombreuses courbures et ramifications. Les roches sont de couleur blanche ou rosâtre, à grain fin et sont très compactes. Elles présentent une composition minéralogique typiquement granitique avec une texture souvent aplitique. Cependant, on note la présence de la muscovite.

Le gisement d’In Abeggui est situé dans un contexte d’un grand bassin volcano-sédimentaire d’âge néo-protérozoïque, dans lequel s’installe un massif de gabbros-diorite. Ce dernier est ensuite recoupé par un batholite granitique. Tardivement, on note la mise en place d’un cortège d’aplites, de microgranites et de pegmatites.

La minéralisation aurifère est surtout concentrée sur la bordure nord du massif de gabbros-diorites là, où la fracturation et les altérations hydrothermales sont particulièrement intenses marquées sur une superficie de 2,5 km². Elle est représentée par des filons de quartz à tourmaline à dominante N30° (veines1) de première génération (i) et sous forme d’un Stockwerk et veinules de quartz (veines 2), encaissées dans des dykes d’aplites recouvrant le système filonien 1, ces veines de quartz remplissent des fentes de tension (N30° E) de deuxième génération (ii).

Les aplites se transformant en un assemblage quartz-tourmaline-muscovite-pyrite (greisen). La topaze, la cassitérite, la molybdénite et la wolframite sont souvent présentes dans le greisen ainsi que dans les filons de quartz.

La partie sud de ce massif est très peu minéralisée (Fig. 3). Les grands filons, et lentilles de quartz minéralisé (une centaine) qui constituent le gisement, sont répartis en relais selon une direction moyenne NE-SO. Parfois, ils apparaissent selon une direction méridienne.

Les filons présentent des pendages assez accusés (70-85° NO). Les longueurs des filons encaissés dans les gabbros-diorites varient de quelques mètres à une centaine de mètres et leurs puissances varient de quelques centimètres (10 cm) à quelques mètres (6m). Les épontes sont nettes. La caisse filonienne montre un remplissage massif à quartz et tourmaline où à quartz-tourmaline et sulfures.

Le minéral le plus important est l’or natif qui est accumulé dans des agrégats de pyrite, de quartz et de tourmaline remplissant de petites fissures. D’autres minéraux importants représentés dans ces minerais, sont ceux de bismuth et de bore (tourmaline). C’est à teneur moyenne de 6.2 g/t Au les réserves du gisement sont estimés à 10-12 tonnes.

L’observation de terrain montre une tendance à un regroupement de filons en secteurs. C’est ainsi que plusieurs secteurs ont été définis (Alexandrov et al., 1972; Kalabachkine et al., 1993; Kalabachkine et al., 1994) à savoir le secteur central, le secteur sud, le secteur sud-ouest et le secteur intermédiaire. Les secteurs les plus intéressants qui montrent de bons affleurements sont le secteur central et le secteur intermédiaire (Fig. 3).

Le minerai est caractérisé par l’association minéralogique suivante:

Dans le gisement d’In-Abeggui les minéralisations aurifères se sont déposées pendant la phase tardive de l’orogenèse panafricaine (Aïssa et al. 2005), dans les mêmes conditions que les gisements aurifères de la ceinture NE de Sérido (Brésil) et la ceinture panafricaine de la plaque arabique) (Arau’jo et al., 2002). En général les minéralisations aurifères exprimées dans le terrane de Laouni (Hoggar central) sont différentes des autres types du reste du Hoggar; elles ne sont pas liées aux grands accidents lithosphériques subméridien. Mais elles sont localisées sur les marges de terranes.

Les minéralisations aurifères d’In Abeggui s’expriment dans des filons de quartz à tourmaline et dans des zones d’altérations hydrothermales, qui se manifestent le long des fractures de cisaillement orientées préférentiellement NNE. Elles se situent surtout à la bordure nord du massif de gabbro, là, où la fracturation et les altérations hydrothermales sont particulièrement marquées sur une superficie de 2.5 Km².

La longueur des zones minéralisées varie de quelques mètres à des centaines de mètres, leurs puissance varie entre 0,1 et 6 m. Souvent les filons se regroupent sur de petites superficies (500 à 600 m²).

Il existe deux générations de veines de quartz aurifères du gisement d’In Abeggui.

Ces veines se distinguent par des paragenèses minérales qui sont plus variées et complexes.

En effet, en plus des minéraux de bismuth (bismuth natif et bismuthinite), on rencontre une association minérale typique des greisen (topaze, cassitérite, molybdénite, wolframite); ainsi qu’une abondance particulière du rutile.

Les veines aurifères encaissées dans les dykes d’aplites du secteur Intermédiaire d’In Abeggui centré sur une intrusion réduite sont tardives des veines aurifères encaissés dans les filons de quartz à tourmaline du central d’In Abeggui. Le gisement d’In Abeggui apparaît ainsi comme le chaînon manquant qui permet d’associer au sein d’un même quartier deux types de gisements apparemment déconnectés: (1) W-greisens, peu acide et moins - développé et (2) gisement d’or réduits (Marcoux, et al 2015).

Je tiens à remercier le Professeur émérite Michel Jébrak du Département des sciences de la Terre et de l’atmosphère de l’Université du Québec à Montréal (UQÀM), pour ses corrections, amélioration et enrichissement du manuscrit initial. Je remercier également le deuxième examinateur anonyme pour ses commentaires importants.

Je tiens à remercier l’ORGM (Office National des Mines et Géologie de l›Algérie) pour l’autorisation d’accès sur le gisement d’In Abeggui ainsi que l’utilisation des données géologiques.

Je remercie aussi à l’encontre des Professeurs Y. Osanai, K. Watanabe, et Docteur Yonezu (Université Kyusyu, Japon, Faculté de la Technologie), pour leur aide dans les analyses des échantillons.