Le gisement de Bayan Obo (Montgolie Intérieur) rares ( d'après le papier de Drew et al., 1987)

Résumé

Le contexte de la tectonique des plaques, la géologie régionale et certains aspects de la géologie économique des gisements de fer–terres rares–niobium de Bayan Obo, en Mongolie intérieure (Chine), ont été étudiés par une équipe de géologues de la Tianjin Geological Research Academy et du U.S. Geological Survey entre 1987 et 1989.

Ces corps minéralisés se sont formés par remplacement hydrothermal de dolomies d’âge protérozoïque moyen dans un contexte de rift intracontinental. Divers filons et/ou dykes présentant une minéralogie de type carbonatitique recoupent les roches clastiques du mur inférieur ainsi que des migmatites. Un réseau filonien en stockwork est présent en plusieurs endroits dans le mur inférieur.

Le mur supérieur est constitué d’un shale qui a été transformé en une K-métasomatite et dont le constituant principal est un feldspath potassique microcristallin. Ce shale a joué le rôle de couverture imperméable, confinant les solutions chimiques qui ont réagi avec la dolomie et engendré l’énorme concentration de roches minéralisées au sein d’un synclinal long de 18 kilomètres.

Les roches encaissantes de ces gisements ainsi que les zones minéralisées associées affleurent aujourd’hui sous forme de pendants de toit au sein de granitoïdes d’âge permien, mis en place lors d’une collision continent-continent survenue à cette époque.

Introduction

Les corps minéralisés en fer–terres rares–niobium de Bayan Obo, situés en Mongolie intérieure (Chine), à la latitude 41,7° N et à la longitude 110,0° E, sont interprétés comme des gisements de remplacement hydrothermal. Ils se trouvent dans un synclinal qui s’étend sur 18 km le long de son axe et dont la largeur varie de 1 à 3 km. Plus de 20 fosses à ciel ouvert ont été exploitées depuis le début de l’activité minière en 1957. Les réserves totales rapportées sont d’au moins 1 500 millions de tonnes métriques de fer (teneur moyenne 35 %), d’au moins 48 millions de tonnes d’oxydes de terres rares (teneur moyenne 6 %) et d’environ 1 million de tonnes de niobium (teneur moyenne 0,13 %). Les deux plus grandes mines à ciel ouvert, Main et East, renferment plus de 60 % des réserves totales.

Réserves : minerai ou métal contenu ?

Dans la littérature minière, le terme "réserves" peut prêter à confusion. Il peut désigner soit la masse totale de minerai exploitable, soit la quantité de métal contenu dans ce minerai.

Lorsque les réserves sont exprimées en « millions de tonnes de fer », « millions de tonnes d’oxydes de terres rares » ou « tonnes de niobium », il s’agit nécessairement de métal contenu et non de roche. La teneur indiquée entre parenthèses correspond alors à la proportion moyenne de ce métal dans le minerai.

La relation entre ces grandeurs est simple :

\[ \text{Métal contenu} = \text{Minerai} \times \text{Teneur} \]

Ainsi, annoncer 1 500 Mt de fer à 35 % implique en réalité un tonnage de minerai d’environ 4 300 Mt.

Il est donc essentiel de distinguer clairement :

• la taille du gisement (masse de minerai),
• la qualité du minerai (teneur),
• et la quantité de métal réellement présente (réserve métallique).

Cette distinction est fondamentale pour comprendre la valeur économique d’un gisement.

Localisation

Bayan Obo se situe à 146 km par la route au nord de Baotou (1,5 million d’habitants), où les minerais sont concentrés et fondus. Le climat à Bayan Obo est extrêmement sec. La région environnante est une haute prairie peu végétalisée, offrant d’excellents affleurements de migmatites archéennes, de roches sédimentaires protérozoïques et paléozoïques, ainsi que de roches magmatiques paléozoïques. Environ 40 000 personnes vivent à Bayan Obo (en 1990), dont la plupart travaillent directement dans l’exploitation minière ou dans des activités de soutien.

Le présent article, qui décrit la géologie régionale de la région de Bayan Obo, s’appuie sur des études antérieures publiées dans la littérature chinoise et russe, ainsi que sur des travaux de terrain réalisés en juillet 1987 et en septembre 1988 ; des images satellitaires composites en couleurs et stéréoscopiques ont été utilisées au cours de ces études. Le cadre géologique des corps minéralisés, les caractéristiques des filons et réseaux de veines associés (stockworks), ainsi que l’altération généralisée des roches encaissantes, sont examinés. L’origine de ces corps minéralisés est interprétée à partir du contexte tectonique de la plaque de Chine du Nord, des relations de terrain, ainsi que de la minéralogie et de la géochimie des échantillons collectés sur le terrain. Cette recherche a été réalisée dans le cadre d’un accord entre l’Académie de recherche géologique de Tianjin du ministère de l’Industrie métallurgique de Chine et l’U.S. Geological Survey, signé à Reston (Virginie) le 24 avril 1987.

Bayan Obo et la géopolitique des années 1980

L’accord scientifique signé en 1987 entre une institution géologique chinoise et l’US Geological Survey s’inscrit dans le contexte de normalisation et de coopération pragmatique entre la Chine et les États-Unis durant la fin de la guerre froide. Depuis les réformes lancées par Deng Xiaoping à partir de 1978, la Chine cherche activement à moderniser son appareil industriel et scientifique. L’ouverture aux coopérations internationales constitue alors un levier majeur pour acquérir des méthodes modernes d’exploration, de cartographie et d’analyse géochimique.

Du côté américain, l’intérêt est double. Il s’agit d’une part de renforcer un partenariat stratégique face à l’Union soviétique encore présente en 1987, et d’autre part d’accéder à des informations scientifiques sur des gisements majeurs de fer, de niobium et surtout de terres rares. À cette époque, les terres rares sont déjà identifiées comme matériaux critiques pour l’électronique, les alliages spéciaux et certaines applications militaires, mais la Chine n’est pas encore perçue comme un futur acteur dominant.

La coopération scientifique fonctionne alors comme un instrument diplomatique discret : échanges de données, missions de terrain communes, utilisation de l’imagerie satellitaire et diffusion conjointe des résultats. Elle participe à l’intégration progressive de la Chine dans les réseaux scientifiques internationaux.

Avec le recul, cette période illustre un paradoxe stratégique. Les échanges techniques des années 1980 ont contribué à renforcer les capacités chinoises dans le domaine des ressources minérales critiques, alors même que ces ressources deviendront, quelques décennies plus tard, un levier majeur de puissance économique et géopolitique.

Stratigraphie et géologie régionale

Les corps minéralisés de Bayan Obo se présentent comme des remplacements hydrothermaux de l’unité dolomitique (Y8) du Groupe de Bayan Obo, d’âge Protérozoïque moyen. Le Groupe de Bayan Obo est une série de roches détritiques et carbonatées déposées dans une succession de grabens reposant sur un socle archéen constitué de migmatites du Groupe de Wu Tai. Au Paléozoïque, ces roches ont été recoupées par plusieurs suites granitoïdes de compositions distinctes ; les plus volumineuses sont de loin les granites d’âge permien. Les roches du Groupe de Bayan Obo et les migmatites archéennes apparaissent aujourd’hui sous forme de « roof pendants » au sein de ces granites.

Les migmatites

Les roches les plus anciennes affleurant dans la région de Bayan Obo sont les migmatites du Wu Tai (Awl), dont les mélanosomes sont interprétés comme des restites et des granites. Un important hiatus est supposé exister entre la formation de ces migmatites vers 2 350 Ma et le dépôt du conglomérat basal du Groupe de Bayan Obo (Y1), daté entre 1 350 et 1 650 Ma. Il convient de noter qu’aux États-Unis, la limite Archéen–Protérozoïque est fixée à 2 500 Ma, alors qu’en Chine des roches plus jeunes, comme la série de Wu Tai, sont considérées comme archéennes. Nous avons également utilisé le symbole Y pour désigner les roches d’âge Protérozoïque moyen, conformément à la convention cartographique nord-américaine. Dans la littérature chinoise, le symbole H est employé pour ces roches, probablement en référence au terme « horizon », un terme de terrain vraisemblablement hérité de la littérature russe antérieure.

La série sédimentaire

Le conglomérat basal (Y1) du Groupe de Bayan Obo comprend des niveaux grossiers, dont certains contiennent des galets de plus de 5 cm de diamètre. Le contact supérieur de cette unité est graduel avec l’orthoquartzite sus-jacente (Y2), dont l’épaisseur moyenne est de 65 m. Les trois unités suivantes — le schiste argileux (Y3), la quartzite (Y4) et le schiste argileux (Y5) — se cartographient aisément sur le terrain en raison du doublet caractéristique formé par les schistes Y3 et Y5, ainsi que du grès arkosique Y6 à patine rougeâtre sus-jacent.

Les contacts entre le grès arkosique Y6 et le grès Y7, puis entre le grès Y7 et les unités carbonatées Y8, sont transitionnels. L’ensemble de ces trois unités montre une évolution depuis une arkose basale grossière (pulse régressif de sédimentation), suivie de pulsations transgressives et régressives répétées au cours du dépôt de la partie supérieure de Y6 et d’une grande partie de l’unité Y7, jusqu’au dépôt de carbonates dans l’unité Y8.

L'unité sédimentaire carbonatée

L’unité carbonatée Y8 correspond, pour l’essentiel, à un calcaire gris dont l’épaisseur varie à l’échelle de la région de Bayan Obo. Dans le synclinal minéralisé, cette unité est constituée d’une dolomie beige, contenant également de minces niveaux argileux et des bancs dispersés d’orthoquartzite. Les variations d’épaisseur de cette unité sont interprétées comme étant contrôlées par des facteurs locaux de dépôt, tels que des mouvements le long de failles dans les systèmes de grabens, actifs au moment de la sédimentation.

La base de l’unité carbonatée Y8 se caractérise par une séquence de type île-barrière comprenant de nombreux chenaux tidaux comblés par un matériel quartzeux. Ces chenaux mesurent généralement de 1 à 3 m de largeur et de 0,5 à 1 m de profondeur. Sous la mine Main, cette partie de la série stratigraphique a été structuralement perturbée par des chevauchements. Nous pensons qu’une grande partie de la confusion concernant le mode de mise en place des corps minéralisés de Bayan Obo résulte d’une mauvaise interprétation des relations de terrain observées dans les affleurements de cette portion basale de l’unité Y8.

Sans reconstitution paléoenvironnementale, il ne serait pas déraisonnable d’interpréter l’enchevêtrement de bancs juxtaposés de quartzite et de carbonate comme la preuve qu’un magma carbonatitique s’est frayé un chemin par « stoping » dans le Groupe de Bayan Obo, et que le minerai de la mine Main est directement associé à cette activité magmatique. Cependant, l’abondance des indices sédimentologiques observés dans les affleurements proches de la fosse principale — structures de stratification, rides de courant — ainsi que les données paléontologiques (stromatolites, algues et bactéries) indiquent clairement une origine sédimentaire des roches carbonatées cartographiées comme calcaires et dolomies de l’unité Y8.

L'unité schisteuse sommitale

L’unité Y9, constituée d’un schiste argileux épais de 350 m, s’est déposée en concordance au-dessus de l’unité carbonatée Y8. Ce schiste affleure largement dans la région de Bayan Obo, sous forme de lames chevauchantes, de grands plis et de mélanges tectoniques. Il semble avoir joué le rôle de couverture étanche (seal) pour le système hydrothermal responsable de la formation des corps minéralisés. Dans le cœur du synclinal (toit structural) qui héberge les minéralisations, ce schiste a été fortement altéré par métasomatose potassique. Ailleurs dans la région, il a été métamorphisé dans des auréoles de contact liées aux intrusions granitoïdes permiennes.

Les unités sommitales du Groupe de Bayan Obo — les calcaires Y14 à Y17 et le calcaire Y18 — affleurent dans la partie nord de la zone. L’unité Y14 à Y17 correspond à un calcaire micritique en bancs épais, de couleur grise uniforme. L’unité Y18 est un calcaire blanc, grossièrement cristallin, comportant occasionnellement des niveaux gris. Ce calcaire blanc était aisément identifiable sur les images satellitaires en composition colorée.

Les formations volcaniques

Un ensemble de roches volcaniques (C), affleurant dans la région de Bayan Obo, est cartographié comme carbonifère et n’apparaît que dans une écaille tectonique limitée par des failles de chevauchement. Cette série comprend des roches volcaniques siliciques sous-marines : coulées et dômes rhyolitiques, brèches, tufs, roches épiclastiques et grauwackes. Au cours de la campagne de 1988, nous avons identifié un gisement de sulfures massifs de type Kuroko au sein de ces roches volcaniques. Ce gisement est associé à une succession stratigraphique à granoclassement vertical comprenant : dôme rhyolitique, faciès de conduit, exhalite blanche renfermant de la sphalérite disséminée, roches épiclastiques, grauwacke et chert pourpre. Une faille de chevauchement tronque cette série stratigraphique au-dessus des niveaux de chert pourpre.

• Une roche épiclastique est une roche sédimentaire composée de fragments volcaniques (cendres, lapilli, fragments de lave) remaniés après l’éruption et transportés par des agents sédimentaires (eau, gravité, vent). Elle témoigne d’une interaction entre volcanisme et dynamique sédimentaire. Les roches épiclastiques constituent des dépôts sédimentaires secondaires contenant du matériel volcanique que l'on oppose aux roches pyroclastiques (= dépôts primaires liés directement à l'éruption comme les tufs et les ignimbrites).
• Une grauwacke est un grès riche en matrice fine (argilo-silteuse) et en fragments lithiques, mal trié, typique des dépôts turbiditiques en milieu marin profond. La taille dominante des éléments correspond au sable. La roche se distingue par un tri médiocre, avec des grains de tailles variées mêlés à une matrice fine abondante, généralement supérieure à 15 %. Cette matrice argilo-silteuse occupe l’espace intergranulaire et confère à la roche un aspect souvent sombre et compact. La composition associe quartz, feldspaths et une proportion importante de fragments lithiques issus de roches volcaniques, métamorphiques ou sédimentaires. Les grains sont fréquemment anguleux à subanguleux, traduisant un transport limité ou rapide. La forte proportion de matrice et de lithoclastes distingue nettement la grauwacke d’un grès quartzique bien trié, dans lequel les grains sont plus homogènes en taille et la matrice très réduite.Elle enregistre une sédimentation rapide liée à un contexte tectonique actif.
• Les gisements de sulfures massifs de type Kuroko correspondent à des dépôts volcanogènes formés en contexte sous-marin, généralement dans des environnements d’arc insulaire ou d’arrière-arc. Ils sont associés à un volcanisme felsique, souvent rhyolitique, et résultent de la circulation de fluides hydrothermaux chauds à travers l’édifice volcanique. Ces fluides lessivent les métaux dans les roches encaissantes puis les précipitent au contact de l’eau de mer froide, formant des amas stratiformes de sulfures massifs riches en Zn, Pb, Cu, accompagnés de pyrite, sphalérite, galène et chalcopyrite. La minéralisation montre typiquement une zonation verticale avec un cœur riche en cuivre à la base et des niveaux plus riches en zinc et plomb vers le sommet, surmontés d’exhalites siliceuses et baritiques. Découverts au Japon (district de Kuroko), ces gisements constituent un modèle classique des dépôts VMS (Volcanogenic Massive Sulfide) et sont essentiels pour comprendre les systèmes hydrothermaux liés au volcanisme sous-marin.
• Les cherts sont des roches sédimentaires siliceuses très fines, constituées essentiellement de quartz microcristallin (calcédoine) ou cryptocristallin. Ils résultent soit de la précipitation chimique de silice dissoute dans l’eau, soit de l’accumulation de restes biogéniques siliceux tels que radiolaires, diatomées ou éponges. Les cherts se forment fréquemment en milieu marin profond, notamment dans les bassins océaniques ou les contextes associés au volcanisme sous-marin et aux systèmes hydrothermaux. Leur texture très compacte et leur cassure conchoïdale les rendent facilement reconnaissables sur le terrain. En contexte métallogénique, notamment dans les gisements de type VMS, les cherts peuvent correspondre à des exhalites siliceuses liées à l’activité hydrothermale.
• Un fault mélange (mélange de faille) désigne une roche tectonique chaotique formée au sein d’une zone de faille active, caractérisée par l’association de blocs de tailles et de lithologies variées inclus dans une matrice finement broyée et intensément cisaillée. Contrairement aux mélanges d’origine sédimentaire (olistostromes), le caractère désordonné ne résulte pas d’un dépôt gravitaire mais d’un processus purement tectonique lié au fonctionnement mécanique de la faille. Lors des épisodes répétés de glissement, les roches encaissantes sont fracturées, fragmentées puis incorporées dans une matrice issue de la cataclase (déformation fragile) ou de la mylonitisation (déformation ductile en profondeur). Les blocs peuvent être peu déformés ou au contraire étirés, boudinés et tournés dans le plan de cisaillement, traduisant une forte hétérogénéité de contrainte. La matrice, souvent foliée, enregistre les directions principales du cisaillement et peut contenir des minéralisations liées à la circulation de fluides. L’épaisseur d’un fault mélange varie de quelques mètres à plusieurs kilomètres dans les grands systèmes crustaux. Ces structures jouent un rôle majeur dans la localisation de la déformation, la perméabilité des zones de faille et la dynamique des séismes, car elles contrôlent à la fois la résistance mécanique et la pression des fluides interstitiels. Un fault mélange constitue ainsi une archive structurale précieuse du fonctionnement d’une faille sur le long terme, enregistrant l’alternance d’épisodes fragiles et ductiles et la complexité des processus de cisaillement crustal.

Les granites d'âge permien

Le volume considérable de roches granitoïdes d’âge permien affleurant dans la région de Bayan Obo comprend des diorites (Pd), des granodiorites (Pgd), des granites à biotite (Pgb) et des leucogranites (Pgₗ). De nombreuses veines et petits corps intrusifs quartzeux aurifères, supposés liés à ces granitoïdes, se rencontrent le plus fréquemment le long des grandes failles et des mélanges tectoniques. Des corps de serpentinite affleurent également dans la zone de mélange située dans la partie centre-ouest de la région.

Qu’est-ce qu’un roof pendant ?

Un roof pendant (littéralement « pendentif de toit ») est un lambeau de roches encaissantes plus anciennes conservé au sommet ou à l’intérieur d’un pluton intrusif, généralement granitique.

Définition simple

Quand un grand massif magmatique (batholite, pluton) remonte et s’installe en profondeur, il :

• recoupe les roches préexistantes,
• les métamorphise,
• et en assimile parfois une partie.

Mais il arrive que certains fragments de ces roches encaissantes ne soient pas totalement assimilés.

Ils restent alors “accrochés” au toit du pluton. Ce sont les *roof pendants*.

Caractéristiques typiques

• Ce sont souvent des roches sédimentaires ou volcaniques métamorphisées.
• Elles apparaissent comme des îlots allongés ou irréguliers au sein du granite.
• Elles peuvent être fortement plissées ou cisaillées.
• Elles conservent parfois la stratification d’origine.

Mécanisme de formation

Deux processus principaux :

1. Stoping magmatique : le magma fracture et détache des blocs du toit, mais certains restent en place.
2. Intrusion par injection : le magma s’insinue entre des niveaux stratifiés, laissant des lambeaux suspendus.

Application à Bayan Obo

Dans le cas de Bayan Obo, cela signifie que :

• Les roches du Groupe de Bayan Obo et les migmatites archéennes apparaissent aujourd’hui comme des lambeaux encaissants préservés dans les granites permiens.
• Autrement dit, les granites permiens ont envahi la région et les séries protérozoïques subsistent localement comme des vestiges “accrochés” au toit du batholite.

En résumé

Un roof pendant est un fragment de roches encaissantes plus anciennes, préservé au toit d’un pluton intrusif. Il correspond à un lambeau de série stratifiée ou métamorphique resté en place lors de la mise en place du magma et constitue un témoin direct des relations entre intrusion magmatique et encaissant.

Géologie structurale

La géologie structurale de la région de Bayan Obo est complexe. Au Permien, une collision continent-continent a fortement déformé la marge passive située au bord nord de la plaque de Chine du Nord. Cette déformation a conduit à la formation de grands plis, de nombreuses failles inverses, de structures en duplex, de basement horses et de mélanges de faille (fault mélanges). Chacun de ces éléments a été cartographié sur le terrain ; pris ensemble, ils dessinent une organisation typique des domaines affectés par des chevauchements, comparable à celle observée ailleurs dans le monde. Le transport tectonique lors de cette collision s’est effectué principalement du nord-ouest vers le sud-est.

La complexité du système de chevauchements dans la région de Bayan Obo est bien illustrée par la coupe A–A’, qui montre 13 failles inverses affleurantes. On y observe également des plis droits et renversés, des dômes, des bassins et d’autres structures d’interférence, des segments monocouches et multicouches non plissés, ainsi que des basement horses. Cet ensemble rocheux disloqué apparaît en toit pendant (roof pendant) au sein des granitoïdes permiens.

La coupe B–B’ montre un grand anticlinal érodé présentant un cœur constitué de migmatite de Wu Tai (Aᵢ) et un basement horse de migmatite de Wu Tai situé au-dessus d’une zone de mélange de faille d’environ 1 km de largeur. Le grand synclinal situé à l’extrémité sud des coupes A–A’ et B–B’ contient les unités stratigraphiques encaissant les corps minéralisés en fer-terres rares-niobium.

Un élément important de la complexité structurale du Groupe de Bayan Obo est l’observation, dans la partie nord-ouest de la zone cartographiée (coupe A–A’), de chevauchements où des unités géologiquement plus jeunes reposent tectoniquement sur des unités plus anciennes. Cette situation peut sembler paradoxale du point de vue stratigraphique, mais elle s’explique par le fonctionnement des failles inverses lors d’une collision continentale. Dans un modèle simple de propagation d’un front de chevauchement, les failles se développent progressivement vers l’avant : on parle alors de séquence « normale ». Cependant, à Bayan Obo, certaines failles se sont activées tardivement en recoupant des structures déjà en place. On parle alors de chevauchements « hors séquence ». Ce fonctionnement implique au moins deux phases de déformation successives.

Les indices de cette déformation polyphasée sont visibles dans la géométrie des structures : au centre de la zone étudiée, l’alternance de bassins et de dômes traduit une interférence entre plusieurs épisodes de plissement. De même, certains axes de plis sont nettement courbes, avec des terminaisons en « hameçon », ce qui indique une rotation ou une réorientation des structures lors d’une phase tectonique ultérieure. Dans la partie sud-est, le grand anticlinal présente en son centre une structure en duplex, c’est-à-dire un empilement d’écailles tectoniques limitées par des failles inverses imbriquées, traduisant un transport tectonique vers le sud-ouest.

L’ensemble de ces observations montre que la région n’a pas subi une compression simple et unidirectionnelle, mais au moins deux champs de contraintes majeurs, orientés respectivement nord-ouest–sud-est puis nord-est–sud-ouest. La superposition de ces phases explique la complexité actuelle de l’architecture tectonique de Bayan Obo.

Les processus tectoniques à grande échelle ont également contrôlé la mise en place des serpentinites et des roches magmatiques affleurant dans la région de Bayan Obo. Les corps de serpentinite se situent le long d’une faille inverse (zone de mélange de faille Y9) dans la partie centre-ouest de la zone étudiée. Ils sont interprétés comme des reliques de croûte océanique mises en place dans la zone de faille lors de la collision continent-continent permienne.

Le volume important de granitoïdes d’âge permien dans la région de Bayan Obo résulte également de cette collision. Ces roches semblent s’être mises en place le long de zones de faiblesse correspondant aux anciennes traces de failles inverses. Le massif granitique (Pgb) situé dans la partie orientale de la zone, présent dans la ville de Bayan Obo et plus à l’ouest, suit les grandes structures de chevauchement au nord du synclinal encaissant les corps minéralisés. Le tracé des affleurements de ce granite est parallèle à la direction principale des chevauchements dans la partie sud-est de la carte. Par ailleurs, les trois corps granitoïdes de la partie nord-ouest s’alignent le long de la grande zone de mélange de faille associée aux chevauchements qui traverse la partie nord-centrale de la région. Le leucogranite (Pgl) de cet alignement recoupe le granite à biotite (Pgh) et la granodiorite (Pgd) ; il présente une minéralogie très évoluée composée de feldspaths potassiques et sodiques, de quartz et de biotite rare comme seul minéral mafique. La fluorine est largement présente dans ce leucogranite, en veines et en masses irrégulières pouvant atteindre plusieurs mètres de longueur et de largeur. De petits corps de diorite (Pd) affleurent également dans un mélange de faille situé au centre même de la zone cartographiée.

Les basement horses

Un basement horse désigne un coin tectonique de socle cristallin (granitoïdes, gneiss, migmatites) isolé et transporté à l’intérieur d’un système de failles inverses ou d’une structure en duplex. Il s’agit d’un compartiment limité par deux surfaces de chevauchement opposées (faille de toit ou roof thrust, et faille de mur ou floor thrust) qui l’encadrent et le déplacent relativement aux unités environnantes. Dans un contexte compressif, lorsque plusieurs failles inverses s’activent successivement, des lambeaux du socle profond peuvent être découpés, extrudés vers le haut et coincés entre des nappes ou des écailles sédimentaires : ces volumes constituent les horses. Les basement horses témoignent d’un raccourcissement crustal important et d’un empilement tectonique progressif, typiques des chaînes de collision. Leur présence indique généralement une déformation polyphasée et une propagation vers l’avant du front de chevauchement, avec transfert successif du déplacement le long de nouvelles surfaces de faille. Sur le terrain, ils se reconnaissent par la répétition des séries stratigraphiques, la juxtaposition anormale d’unités profondes contre des unités plus superficielles, et par des contacts tectoniques nets marqués par des mylonites ou des brèches de faille. Ainsi, un basement horse constitue un marqueur structural clé pour reconstituer l’architecture interne des zones de chevauchement et la cinématique des grands systèmes compressifs.

Altération hydrothermale des roches encaissantes

Le système hydrothermal responsable de la mise en place des corps minéralisés de Bayan Obo a généré un vaste halo d’altération des roches encaissantes, exposé sur une superficie d’environ 50 km². Cette altération comprend des bordures minéralisées autour des veines (et possiblement de dykes), des réseaux de veines en stockwork recoupant les migmatites et les roches détritiques du mur, ainsi qu’une altération pervasive de ces lithologies. Le schiste Y9, situé au toit, a également été intensément altéré et bréchifié. L’extension spatiale de ces différents types d’altération est présentée ici.

Altération du mur

De grandes veines (peut-être des dykes) atteignant 3 m de largeur et composées principalement de calcite recoupent la migmatite de Wu Tai dans le cœur de l’anticlinal érodé, à 1,5 km au nord-est de la fosse East. Les roches encaissantes entre ces veines ont été altérées par l’introduction de fer, de sodium et de potassium, produisant une association minéralogique dominée par l’aegyrine, des amphiboles sodiques, l’albite et le feldspath potassique. La barytine, la magnétite, l’apatite et la monazite sont également fréquentes dans les veines et dans la migmatite altérée.

Une veine d’environ 1 m d’épaisseur, à minéralogie dominée par l’aegyrine et les amphiboles sodiques — semblable à celle des zones altérées — affleure avec des veines plus petites dans le grès Y1 et le quartzite Y2, environ 300 m au sud des grandes veines de la migmatite de Wu Tai. Des veines plus fines, contenant des proportions variables de ces mêmes minéraux sodiques, apparaissent sur le flanc sud de l’anticlinal érodé, avec une fréquence décroissante sur près de 4 km vers l’est.

Des veines plus minces (jusqu’à 0,5 m d’épaisseur), de direction similaire, affleurent dans l’écaille tectonique correspondant aux grès arkosiques Y6 et aux grès Y7 immédiatement au sud de l’anticlinal. Cette écaille est également recoupée par de nombreuses petites veines (1 à 5 cm), formant localement un stockwork. Leur minéralogie est comparable à celle des grandes veines recoupant la migmatite de Wu Tai et les unités Y1 et Y2. À l’exception des niveaux d’orthoquartzite les plus purs de l’unité Y2, les roches encaissantes autour des veines sont intensément altérées par l’introduction de fer, sodium et potassium, développant une association minéralogique analogue à celle observée dans la migmatite.

Un autre stockwork particulièrement développé, constitué de veines individuelles de 1 à 3 cm d’épaisseur, affleure dans l’écaille tectonique contenant les unités Y5 à Y7 au nord immédiat de la mine principale. Les veines sont dominées par l’aegyrine, les amphiboles sodiques, la magnétite, l’albite et la barytine, avec des quantités moindres de monazite, de pyrite et de carbonates variés. On observe également une série inhabituelle d’oxydes riches en fer, titane, niobium et zinc. La plupart des niveaux arkosiques grossiers de cette écaille sont si fortement altérés en amphiboles sodiques qu’ils présentent une teinte bleu-vert foncé.

La dolomie Y8 du synclinal encaissant les principaux corps minéralisés est altérée de manière pervasive, comparable aux roches détritiques et aux migmatites du mur. Cette altération est visible sur les images satellitaires couleur sous forme d’un halo brun foncé sous les corps minéralisés Main et East. Les affleurements de l’unité Y8 montrent fréquemment des concentrations d’amphiboles sodiques le long des plans de stratification. De nombreux niveaux fins de schistes et siltites sont transformés en amphiboles sodiques et en micas allant de l’annite à la phlogopite. Des oxydes de fer secondaires, dont différentes formes de magnétite et l’hématite, sont présents, depuis des grains disséminés jusqu’à des masses de 20 cm d’épaisseur le long des plans de litage, voire à des concentrations exploitables. Les exploitations ferrifères vont de petites excavations superficielles à des fosses importantes ; les mines à ciel ouvert Main et East produisent plus de 7 millions de tonnes de minerai de fer par an. En 1987, la production d’oxydes de terres rares de ces deux mines était d’environ 15 000 tonnes.

L’altération hydrothermale de la dolomie Y8 a impliqué l’introduction d’importantes quantités de fluor et la dissolution d’un volume comparable de roche hôte : environ 20 % du minerai des corps Main et East est constitué de fluorite. L’abondance conjointe de fluorite et de minerai de fer suggère qu’un volume significatif de dolomie a été dissous et remobilisé par le système hydrothermal. Une grande partie du minerai en terres rares est constituée de bastnäsite, alors que la monazite est le seul minéral de terres rares dans les veines et stockworks du mur. Il est probable qu’une proportion importante des terres rares précipitées en bastnäsite ait été complexée avec les carbonates issus de la dolomie lors du dépôt. De même, le magnésium de la phlogopite et le magnésium et calcium des amphiboles dérivent en grande partie de la digestion hydrothermale de la dolomie.

La répartition des cations des terres rares entre les différentes phases phosphatées et carbonatées de l’unité Y8 est complexe. Dans certains échantillons où monazite et apatite sont en contact à l’échelle du microscope électronique (SEM JEOL-840), l’ensemble des terres rares est concentré dans la monazite. Dans d’autres cas, des grains d’apatite situés à proximité de monazite présentent un zonage concentrique en cérium.

Altération du toit

La présence du schiste Y9 au-dessus de la dolomie Y8 aurait favorisé la localisation et la concentration de la minéralisation à Bayan Obo. Les constituants de ce schiste ont réagi avec les fluides hydrothermaux pour former un niveau imperméable, concentrant les réactions chimiques responsables du remplacement de la dolomie Y8 et expliquant l’énorme concentration en fer, terres rares et niobium au contact entre le sommet de Y8 et la base de Y9.

À l’affleurement comme à l’échelle de l’échantillon, la minéralogie du schiste Y9 est remarquable : sur toute la longueur du synclinal minéralisé, elle est essentiellement constituée de microcline. Deux zones presque pures d’albite affleurent également dans le toit du corps East, l’une d’environ 20 m de largeur, l’autre d’environ 10 m. La partie inférieure du schiste Y9 est bréchifiée, parfois fortement, ou recoupée par plusieurs générations de petites veines formant localement des stockworks. Une zonation minéralogique allant du feldspath potassique à la biotite puis à la fluorite est fréquente dans la matrice des brèches et les veines. Les matrices des brèches sont souvent dominées par le feldspath potassique. L’aspect général du schiste Y9 est siliceux, à fracture conchoïdale, de couleur très sombre avec des plages blanchâtres à grisâtres. La bréchification est presque toujours présente, même si elle n’est pas toujours évidente à l’œil nu.

Il est frappant de constater la similitude entre l’altération du schiste Y9 à Bayan Obo et l’altération métasomatique ainsi que la bréchification des mudstones du Karroo autour de la carbonatite des collines de Mwambuto dans le Rift centre-africain. L’interprétation de l’altération du toit Y9 et des roches du mur repose sur l’étude au microscope électronique à balayage, au microscope optique et par diffraction des rayons X de 287 échantillons collectés lors des campagnes de terrain de 1987 et 1988.

Analyses pétrographiques, minéralogiques et chimiques d’échantillons sélectionnés

La texture à grain fin et les compositions très variables des minéraux secondaires présents dans les minerais et dans les roches encaissantes à Bayan Obo s’étudient le plus efficacement au MEB (microscope électronique à balayage, SEM). Cet instrument est particulièrement utile pour déterminer la minéralogie et les textures de remplacement dans les différents métasomatites de l’auréole d’altération hydrothermale entourant les gisements. Il est tout aussi utile pour caractériser la minéralogie du matériel à grain fin des petites veines et des stockworks dans les roches du mur, ainsi que le matériel plus grossier présent dans les veines qui recoupent les migmatites de Wu Tai et les sédiments sus-jacents de la partie inférieure du Groupe de Bayan Obo. La microscopie optique et la diffraction des rayons X ont été utilisées conjointement au MEB pour déterminer la minéralogie d’un grand nombre de ces échantillons.

Veines carbonatées et altération associée dans la migmatite de Wu Tai

Les structures les plus importantes associées à la minéralisation et recoupant les roches du mur correspondent à un ensemble de veines (jusqu’à 3 m de largeur) dans la migmatite de Wu Tai, contenant de la calcite et d’autres carbonates de composition variable. L’altération associée dans la roche encaissante est caractérisée par l’assemblage aegyrine, amphiboles sodiques, albite et feldspath potassique. La barytine, l’apatite, des oxydes Fe–Nb–Ti–Mn et la monazite sont fréquents dans la roche encaissante altérée et, dans une moindre mesure, dans les veines. L’auréole d’altération entre les veines et la roche altérée est graduelle ; par exemple, près du bord de la veine, des grains individuels d’aegyrine, d’amphibole sodique, d’albite et de magnétite sont entourés de calcite, tandis que, quelques centimètres plus loin dans la roche encaissante, l’assemblage est dominé par des amphiboles sodiques, l’albite et le feldspath potassique, avec des quantités moindres de barytine, d’oxydes Fe–Ti–Nb et d’apatite. Un échantillon prélevé dans la partie centrale d’une des plus grandes veines carbonatées contient de la calcite, de la magnétite, du quartz, du feldspath potassique, de l’hyalophane (feldspath potassique-barytique), de l’albite, de l’apatite et de la monazite. Un minéral de la série des oxydes Ti–Nb–Cr–Fe est également présent dans cet échantillon.

Veines recoupant les roches du mur Y1 à Y7 et altération des encaissants

Quelle que soit leur largeur, les veines recoupant les roches du mur au nord-est de la mine East, la tranche de faille chevauchante immédiatement au sud, ainsi qu’une seconde tranche chevauchante au nord de la mine Main, contiennent de l’aegyrine et des amphiboles sodiques. Lorsque ces veines recoupent des quartzites, le contact entre la veine et la roche encaissante est net ; l’amphibole sodique constitue alors le principal minéral présent dans les veines, avec des quantités moindres d’apatite et de monazite. À l’intérieur de cette veine, on observe une zone d’environ 0,5 cm de largeur constituée presque exclusivement d’aegyrine. Ailleurs dans la veine, aegyrine et amphibole sodique coexistent, accompagnées en plus faibles proportions de barytine, d’apatite, de monazite, de magnétite et de quartz.

Bien que certains niveaux d’orthoquartzite du mur ne soient pas altérés, la plupart des bancs présentent de larges halos de minéraux secondaires au contact des veines. Dans les roches détritiques à grain plus grossier, en particulier les niveaux arkosiques de l’unité Y6, on observe de l’amphibole sodique et des xénoblastes d’hyalophane. Certains xénoblastes d’hyalophane contiennent des reliques d’albite. Le remplacement de l’albite par du feldspath potassique et/ou par de l’hyalophane est fréquent dans les roches du mur et du toit à Bayan Obo. De nombreuses microveines recoupent l’ensemble des roches détritiques grossières du mur ; elles contiennent un assemblage minéralogique varié comprenant barytine, monazite, apatite et magnétite, ainsi que des carbonates de la série Ca–Fe–Mn–Sr–Zn.

Une analyse chimique de l’échantillon est donnée dans le Tableau 1 (échantillon Y6b). Une analyse associée, réalisée sur un grès arkosique Y6 riche en clastes de feldspath potassique, prélevé 4 km au nord du synclinal minéralisé, figure également dans ce tableau (Y6a). La roche altérée contient, sous forme d’oxydes, environ 5 à 10 fois plus de fer, de magnésium, de calcium, de sodium et de phosphore que la roche non altérée. La concentration en métaux des terres rares dans la roche altérée est également environ cinq fois plus élevée que dans la roche non altérée. Cet enrichissement chimique, combiné aux observations pétrographiques, met en évidence l’effet des solutions hydrothermales sur les roches grossières du mur. Les concentrations relatives en potassium et en baryum sont inversées par rapport à ce que l’on attendrait ; cette inversion est attribuée à la forte teneur en clastes de feldspath potassique dans l’échantillon non altéré. L’échantillon altéré est plus fin et la plupart des fragments rocheux y sont gneissiques et plus riches en quartz que dans l’échantillon non altéré.

Échantillons à teneur de minerai provenant de la dolomie Y8

Le minerai des corps de remplacement dans l’unité Y8 varie fortement en composition, à l’intérieur d’une même mine comme d’une mine à l’autre. Les principaux types de minerai dans les mines East et Main sont présentés. Les corps minéralisés sont zonés et possèdent des cœurs riches en fer : les parties stratigraphiquement inférieures (au nord du cœur) sont riches en fluorine, tandis que les parties supérieures (au sud du cœur) sont riches en amphibole sodique (cartographiée comme riebeckite). L’aegyrine est présente au-dessus et au-dessous du cœur riche en fer dans le corps East, mais seulement au-dessus du cœur riche en fer dans la mine Main.

Une photomicrographie MEB d’un échantillon provenant de la zone à riebeckite près du sommet du corps East est montrée. Cet échantillon est approximativement de teneur « minerai » pour le fer. Il contient de la magnétite, de la fluorine, une amphibole sodique et de la monazite. La concentration relativement élevée en manganèse dans cet échantillon reflète les fortes teneurs en Mn de la magnétite et de l’amphibole sodique. Une photomicrographie MEB d’un échantillon provenant du sommet de la zone minéralisée dans l’unité stratigraphique Y8, à la mine n°5, est présentée. Les minéraux de cet échantillon incluent magnétite, carbonates Fe–Mn–Ca–Sr et amphibole sodique. Les différences de minéralogie et de chimie entre ces deux échantillons sont représentatives de la diversité minéralogique et chimique observée dans l’intervalle dolomitique Y8 au sein du synclinal minéralisé. On notera en particulier la différence entre les teneurs en métaux des terres rares et en fluor.

Échantillon du toit : schiste Y9

La composition chimique, la minéralogie et la texture du schiste Y9 dans le cœur du synclinal minéralisé apportent des informations supplémentaires sur la formation du volume énorme de minerai à Bayan Obo. En termes simples, l’ensemble du toit du synclinal minéralisé est une métasomatose potassique, et le feldspath potassique en est le minéral le plus abondant. La biotite est également présente, en particulier dans la matrice des brèches omniprésentes. L’albite est observée dans tout le schiste Y9 sous forme de corps reliques d’albitite. Ces corps sont interprétés comme des restes « non digérés » d’une phase d’altération plus précoce, à plus haute température, liée au système hydrothermal ayant mis en place les corps minéralisés. Le plus grand corps relique identifié à ce jour est une zone fortement pendante, large d’environ 20 m, presque entièrement constituée d’albite, qui affleure dans la mine East. Les plus petits reliques, larges de seulement quelques micromètres, correspondent à des restes non digérés de grains individuels d’albite (Fig. 12). Le remplacement de l’albite par le feldspath potassique est associé au refroidissement du système hydrothermal (Hemley et al., 1980).

La formation de la métasomatose potassique dans le toit a impliqué une séquence complexe de dépôt–dissolution–redépôt de phases minérales de compositions variables. Certains aspects de cette séquence, où l’albite a été partiellement remplacée par l’hyalophane, sont visibles sur la photomicrographie MEB de la Fig. 13A. Ce remplacement a été suivi du remplacement partiel de l’hyalophane et de l’albite initialement non remplacée par du feldspath potassique. On notera la présence d’anneaux fins d’hyalophane (environ 1 µm de largeur) à l’intérieur de plusieurs grains d’hyalophane. Certains de ces anneaux s’arrêtent aux limites de grain, tandis que d’autres sont entièrement internes ; la dissolution et la précipitation de l’hyalophane ont donc été cycliques. La dissolution de l’hyalophane avant le dépôt du feldspath potassique est particulièrement évidente lorsque les anneaux riches en baryum se terminent aux limites de grain, montrant que les grains ont été entaillés et/ou arrondis. Une analyse chimique réalisée sur la lame jumelle (face opposée) de la section mince utilisée pour les photomicrographies est donnée sous le numéro 023 dans le Tableau 1. La teneur en baryum de cet échantillon est proche de 1 % (8700 ppm) ; l’échantillon contient également 6,86 % de K₂O et 4,0 % de Na₂O. Des échantillons contenant 13 à 16 % de K₂O sont courants et sont presque entièrement constitués de feldspath potassique. On suppose que ces échantillons représentent le remplacement complet de toutes les phases minérales antérieures par le feldspath potassique, comme le suggère la séquence de dépôt illustrée Fig. 13. Dans de nombreux échantillons de l’intervalle stratigraphique Y9 du synclinal minéralisé, cette séquence de dépôt se termine avec l’hyalophane comme dernière phase déposée dans le métasomatite, sur un noyau de feldspath potassique.

L’apatite et la monazite apparaissent dans presque tous les échantillons de métasomatite potassique Y9 prélevés. L’apatite se présente en amas de grains et en grains isolés. Un grand grain zoné d’hyalophane (0,5 mm de longueur) contient de nombreuses inclusions d’apatite. Des amas de grains d’apatite sont également visibles à gauche de ce grain d’hyalophane. La monazite apparaît dans cet échantillon sous forme de petits grains isolés de 2 à 10 µm de largeur et de remplissages interstitiels vermiculaires de 1 à 2 µm de largeur. Dans cet échantillon, les grains d’apatite sont en contact avec la monazite et aucun métal des terres rares détectable n’est présent dans l’apatite. Dans d’autres échantillons, l’apatite est zonée en cérium et en plusieurs autres métaux des terres rares.

Textures de bréchification

Le mode de bréchification du schiste Y9 fournit une preuve claire que ce schiste a joué le rôle de roche-couverture (cap rock) concentrant les fluides hydrothermaux près du sommet de la dolomie Y8 sous-jacente dans le synclinal minéralisé. Ce motif de bréchification inclut des stockworks identiques en apparence à ceux développés lors de la mise en place des systèmes de porphyres cuprifères. Dans ces systèmes, les stockworks sont composés de multiples jeux de veines se recoupant selon des angles variés. Ce type de bréchification est bien développé dans le toit du corps East à Bayan Obo. Les fragments de brèche sont constitués de feldspath potassique extrêmement fin, dont la plupart est opaque au microscope optique. Les veinules du stockwork sont remplies par une grande variété de minéraux, incluant feldspath potassique, albite, biotite, fluorine, barytine, monazite, bastnäsite, magnétite, pyrite et quartz. Une autre texture de brèche, fréquemment exposée dans le toit de la mine East, est constituée presque entièrement de matériau matriciel. Cette brèche est interprétée comme provenant de zones du toit où de grands chenaux se sont développés dans le schiste.

La brèche la plus courante dans le toit est la « crackle breccia » (brèche à fractures). Ce type de bréchification est présent dans tout le schiste Y9 du synclinal minéralisé. Bien que l’essentiel de la roche soit resté intact, les plans de litage et d’autres zones de faiblesse se sont ouverts au fur et à mesure que le système hydrothermal dissipait son énergie et ses fluides. Dans de nombreux échantillons, une certaine rotation des fragments bréchifiés est observée. La proportion de matériau matriciel dans ces brèches à fractures est généralement de 5 à 10 % du volume total de roche.

Des photomicrographies MEB de brèche à fractures du schiste Y9, situées 62 m au-dessus du contact Y8–Y9 dans la mine East, sont présentées. La minéralogie des fragments de brèche est dominée par le feldspath potassique ; de faibles quantités d’albite et de biotite sont également présentes. La matrice de brèche est constituée de feldspath potassique, d’hyalophane et d’albite. Cet échantillon montre l’existence d’une séquence de remplissage centripète et d’une séquence de remplacement. Le premier minéral précipité sur les parois des veinules est un hyalophane fin, mélangé à de l’albite (Fig. 16A). La texture de cette albite montre qu’elle a été partiellement résorbée et remplacée par l’hyalophane. Ailleurs dans la veinule, l’albite a été remplacée préférentiellement par le feldspath potassique le long des plans de clivage et des microfractures (Fig. 16B). L’intérieur de la veinule est rempli de biotite. Entre l’hyalophane fin et l’albite précipités au contact de la paroi et la biotite précipitée au centre, un hyalophane plus grossier, fortement zoné en baryum, a précipité. Le feldspath potassique qui remplace l’albite a une composition similaire à l’un des anneaux de croissance internes de cet hyalophane. On notera que la biotite a partiellement remplacé l’hyalophane zoné. La biotite est couramment la phase minérale la plus stable dans les métasomatites de Bayan Obo.

La texture microcristalline de la roche encaissante dans la métasomatose potassique Y9, correspondant à un fragment de brèche, est visible. L’aspect moucheté est dû, en partie, au matériel graphitique resté dans la masse du métasomatite, vraisemblablement lors de la recristallisation initiale du schiste Y9 par le système hydrothermal. L’analyse chimique du bloc correspondant à la section mince présentée Fig. 16 est donnée dans le Tableau 1 (échantillon D72). La chimie globale de cet échantillon, avec K₂O = 13,6 %, SiO₂ = 58,1 % et Al₂O₃ = 16,9 %, est proche de la composition du feldspath potassique.

Le schéma général d’altération hydrothermale à Bayan Obo ne peut être que partiellement reconstruit, car les perturbations structurales liées à la déformation permienne et l’érosion ultérieure ont supprimé une grande partie des indices ; par exemple, la portion distale supérieure des roches encaissantes affectées par le système hydrothermal n’est pas conservée. Tout ce qui subsiste du sommet du système est le schiste Y9 dans le cœur du synclinal minéralisé, qui représente une faciès proximal intensément altéré. Si une partie distale supérieure avait été préservée, il aurait été possible de suivre l’altération hydrothermale du schiste Y9 du toit depuis ses stades initiaux, puis intermédiaires, jusqu’à son altération proximale. Une photomicrographie MEB d’un échantillon non altéré, prélevé dans une tranche chevauchante 4 km au nord de la mine Main, est présentée. Cet échantillon de schiste est riche en quartz et présente une teneur en silice de 89,5 %.

Interprétation de l'action minéralisatrice des fluides et bréchification dans le gisement de Bayan Obo

À Bayan Obo, la minéralisation en terres rares, fer et niobium ne peut être comprise qu’en intégrant le rôle central d’un système hydrothermal d’ampleur régionale. Les corps minéralisés (Main, East et West ore bodies) sont encaissés dans les séries protérozoïques du Groupe de Bayan Obo, composées notamment de marbres dolomitiques, quartzites et schistes métamorphisés. Les textes que tu as traduits insistent sur l’existence d’un vaste halo d’altération couvrant plusieurs dizaines de kilomètres carrés, affectant aussi bien le mur que le toit de la structure anticlinale régionale. Cette extension spatiale implique des volumes considérables de fluides circulants.

L’origine de ces fluides est généralement interprétée comme dominée par une composante magmatique liée à des intrusions carbonatitiques et alcalines profondes. Lors de la différenciation magmatique, les phases volatiles incompatibles — H₂O, CO₂, F, Cl — se concentrent dans les liquides résiduels, puis s’exsolvent sous forme de fluides chauds et salins. Ces fluides sont particulièrement efficaces pour transporter les terres rares sous forme de complexes fluorés ou carbonatés. Le fer, quant à lui, peut être transporté sous forme de complexes chlorurés à haute température. À Bayan Obo, l’association minéralogique dominée par la bastnäsite, la monazite et la magnétite traduit la déstabilisation progressive de ces complexes lors du refroidissement, de la baisse de pression et des interactions fluide–roche.

L’un des éléments structuraux majeurs décrits dans les études est la présence de grandes veines carbonatées, parfois larges de plusieurs mètres, recoupant les migmatites du socle et les formations sédimentaires. Entre ces veines, l’encaissant montre une altération sodique et ferrifère intense, avec développement d’aegyrine, d’amphiboles sodiques, d’albite et de feldspath potassique. Cette altération pervasive indique une infiltration massive de fluides métasomatiques. Le fluide ne s’est donc pas contenté de déposer des minéraux dans des fractures préexistantes : il a chimiquement transformé les roches, modifiant leur composition et leur minéralogie à grande échelle. La minéralisation apparaît ici comme l’expression d’un métasomatisme profond, contrôlé par la circulation de fluides riches en éléments incompatibles.

La bréchification observée dans le district s’inscrit dans cette dynamique de surpression fluide. Lorsque les fluides exsolvés s’accumulent dans un volume relativement peu perméable, la pression interstitielle peut dépasser la contrainte effective de la roche encaissante. Il en résulte une fracturation hydraulique brutale. À Bayan Obo, certaines brèches montrent des fragments anguleux de roches encaissantes cimentés par des carbonates, de la magnétite et des minéraux de terres rares. Cela indique que la fragmentation a été suivie immédiatement par une circulation fluide intense et par la précipitation des phases minéralisées. La bréchification ne correspond pas nécessairement à une explosion volcanique de surface ; elle traduit surtout une libération rapide d’énergie mécanique liée à la surpression des fluides en profondeur.

Le développement de réseaux de veinules et de stockworks dans certaines zones du gisement suggère des épisodes répétés de fracturation et d’injection fluide. Chaque ouverture de fracture provoque une chute locale de pression, favorisant la précipitation des minéraux dissous. Lorsque le système se recharge en fluide, un nouvel épisode de fracturation peut se produire. La répétition de ces cycles conduit à une imprégnation progressive du massif rocheux. À Bayan Obo, l’intensité de l’altération et la densité des structures hydrothermales témoignent d’un système dynamique ayant fonctionné sur une durée significative.

Ainsi, la minéralisation de Bayan Obo ne résulte pas d’un simple remplissage passif de fractures, mais d’un couplage étroit entre thermodynamique des fluides et mécanique des roches. Les fluides exsolvés, enrichis en terres rares et en fer, ont migré le long des structures régionales liées au grand pli NE–SW. Les surpressions successives ont généré fracturation, bréchification et stockworks, créant les conditions physiques nécessaires à la précipitation. L’ampleur du halo d’altération et la transformation métasomatique des encaissants montrent que le système hydrothermal a fonctionné comme un réacteur chimique crustal à grande échelle, capable de concentrer les éléments incompatibles en un gisement unique au monde.

Contexte tectonique et âge possible de la minéralisation

Bayan Obo est situé sur ce qui correspondait à la marge distensive (riftée) de la plaque de Chine du Nord (Wang Hongzhen, 1985). L’âge de ce rifting est estimé entre 1850 et 1700 Ma. Ren et al. (1987) indiquent que l’âge du Groupe de Bayan Obo se situe entre 1650 et 1350 Ma. Les datations isotopiques ont fourni une fourchette comprise entre 1800 et 1350 Ma pour l’âge de dépôt du Groupe de Bayan Obo. La date du Protérozoïque moyen d’environ 1400 Ma, fondée sur les stromatolites, est couramment retenue pour le Groupe de Bayan Obo.

Une interprétation de la configuration de cette marge en rift, ainsi que des aulacogènes associés et des fragments microcontinentaux, est présentée en figure 18 (Wang Hongzhen, 1985). Pendant une grande partie du Protérozoïque moyen, une grande faille synsédimentaire était active le long de la marge du rift . Les coupes illustrent l’évolution de la marge continentale nord, où plus de 6000 m de sédiments ont été déposés entre 1400 et 1000 Ma. La cartographie des isopaques dans la région de Bayan Obo a mis en évidence plusieurs structures en horsts et grabens, comblées par les sédiments du Groupe de Bayan Obo.

Problèmes de datation radiométrique

L’âge des corps minéralisés de Bayan Obo n’est pas connu avec certitude, mais il est supposé qu’ils sont liés aux mouvements le long d'un grand système de failles. Ce système est interprété comme un dispositif de failles normales dirigées vers le bassin, initié lors du rifting ; des mouvements se sont poursuivis durant tout le Protérozoïque moyen, et peut-être au-delà.

Les tentatives de datation des nombreux événements magmatiques, y compris la minéralisation de Bayan Obo, par méthodes isotopiques ont produit une large gamme d’âges. Ces âges s’échelonnent d’environ 1400 Ma à 240 Ma, avec des regroupements entre 650 et 850 Ma et entre 400 et 450 Ma, sur la base des méthodes Pb-Pb, Sm-Nd, Th-Pb, 40Ar/39Ar et K-Ar. La proximité variable des échantillons datés par rapport aux énormes volumes de granites permiens (environ 265 Ma) qui entourent et recoupent les migmatites de Wu Tai et le Groupe de Bayan Obo (en pendants de toit) — et qui ont sans doute réchauffé et perturbé les systèmes isotopiques — constitue probablement l’une des causes de cette dispersion des âges obtenus.

Âge de la minéralisation

L’ampleur et la durée d’activité des grandes failles synsédimentaires près de Bayan Obo suggèrent qu’une connexion profonde avec des matériaux dérivés du manteau pourrait avoir produit les fluides hydrothermaux responsables de la formation des corps minéralisés. Bien que des roches intrusives d’origine mantellique (suite alcaline–carbonatitique) n’affleurent pas à l’échelle plutonique autour de Bayan Obo, les grandes failles ont pu constituer des zones de faiblesse permettant à des matériaux mantelliques (gaz et/ou magmas) de remonter haut dans la croûte. On peut également supposer que ces failles ont servi de conduits aux fluides hydrothermaux issus de ces magmas, leur permettant de pénétrer les roches du Groupe de Bayan Obo et de former les nombreux gisements fer–terres rares–niobium.

Les observations de terrain indiquent que la minéralisation est anté-permienne : le plissement des corps minéralisés montre sans ambiguïté qu’ils ont été mis en place avant la déformation qui a affecté la marge nord de la plaque de Chine du Nord au Permien.

Un autre indice sur la chronologie possible de la minéralisation est fourni par le dépôt de roches détritiques grossières, notamment des arkoses, durant le Protérozoïque moyen et supérieur, ainsi que par des roches volcaniques sous-marines accompagnées de sulfures massifs au Carbonifère. Sur la base de l’enregistrement sédimentaire, on peut supposer que la marge cratonique à proximité de Bayan Obo a été soumise à des épisodes répétés de rifting tout au long du Protérozoïque, et peut-être jusqu’au Carbonifère. De plus, la minéralisation de Bayan Obo présente de fortes analogies avec celle des gisements associés aux intrusions carbonatitiques, lesquelles sont presque toujours liées à des contextes de rift naissant (hot spot) ou de rift établi.

Le lien entre le style de sédimentation et le contexte de rift suggère un cadre temporel possible pour la minéralisation. La date la plus ancienne envisageable serait peu après le dépôt des unités Y8 et Y9 dans le graben développé en bordure du craton, soit une minéralisation syn-rift au Protérozoïque moyen. Une autre possibilité serait le Protérozoïque supérieur (ère Sinienne, environ 800 Ma), période durant laquelle un épais prisme détritique grossier s’est déposé ; ces roches affleurent environ 15 km au sud-est de Bayan Obo. Si l’on relie le dépôt de ce prisme sédimentaire à des mouvements sur le grand système de failles en bordure du craton, un âge protérozoïque supérieur pour la minéralisation peut être envisagé.

Bien que les roches volcaniques sous-marines carbonifères affleurant près de Bayan Obo soient volumineuses, elles ne sont probablement pas associées à l’épisode de rifting à l’origine des corps minéralisés. Leur composition varie des andésites aux rhyolites et les sulfures massifs associés sont de type Kuroko, ce qui suggère un contexte lié à la subduction, tel qu’un bassin arrière-arc suivi d’une accrétion. Il est également possible que ces roches volcaniques se soient formées dans un petit bassin de rift en bordure du craton.

En l’absence de preuve définitive concernant l’âge de formation des corps minéralisés de Bayan Obo, il convient de considérer leur possible lien avec tous les épisodes de rifting anté-permiens. Par exemple, les roches volcaniques carbonifères ont été déposées sur le plancher océanique d’un bassin qui aurait pu se développer en marge cratonique, associé à un système de failles dérivé du grand système syn-rift actif au Protérozoïque moyen. Des travaux de terrain supplémentaires sont nécessaires pour déterminer si ces roches volcaniques se sont formées dans un environnement d’arc insulaire puis ont été accrétées au craton avant la collision continent–continent du Permien. Si cela est établi, l’épisode de rifting responsable de ces roches pourrait être exclu des hypothèses relatives à la formation des corps minéralisés de Bayan Obo.

Conclusions

Les gisements de fer–terres rares–niobium de Bayan Obo, en Mongolie intérieure (Chine), sont interprétés comme résultant d’un remplacement hydrothermal de l’unité dolomitique Y8 du Groupe de Bayan Obo (Protérozoïque moyen). Plus de vingt corps minéralisés sont localisés au sommet ou à proximité du sommet de cette dolomie. Le schiste Y9, qui recouvre la dolomie Y8, a joué le rôle de couverture imperméable (« cap rock »), confinant les solutions hydrothermales dans la dolomie. Ce schiste a été intensément bréchifié et transformé en métasomatite potassique sous l’action des mêmes fluides hydrothermaux responsables de la formation des corps minéralisés.

Les roches du mur (footwall) sont constituées d’une série de grès, d’arkoses et de schistes reposant en discordance sur un socle de migmatites archéennes. Ces roches sont recoupées par un ensemble de veines (possiblement des dykes) pouvant atteindre 3 m d’épaisseur. Dans plusieurs secteurs du mur, un stockwork de veines s’est développé. Une grande variété de minéraux est présente dans ces veines, notamment différents carbonates riches en Fe–Mn–Sr–Ca, des oxydes de Fe–Ti–Nb–Cr, de la barytine, de la monazite, de l’apatite, de l’aegyrine et des amphiboles sodiques. Les roches encaissantes au voisinage de ces veines ont subi une altération intense par introduction de fer, de sodium et de potassium.

L’origine des fluides hydrothermaux à l’origine des corps minéralisés de Bayan Obo peut être déduite du contexte tectonique en plaques des roches encaissantes et de la minéralogie résultante des minerais. Les roches hôtes correspondent à une série sédimentaire syn-rift déposée dans des grabens développés en marge de la plaque de Chine du Nord lors du rifting du Protérozoïque moyen. Ce contexte tectonique, ainsi que la minéralogie des corps minéralisés et les altérations associées, suggèrent que les fluides hydrothermaux dérivent d’une série intrusive alcaline–carbonatitique. Toutefois, à l’exception des grandes veines et/ou dykes carbonatés affleurant dans le mur, aucune roche plutonique alcaline ou carbonatitique n’a été identifiée à proximité immédiate de Bayan Obo. Les chevauchements importants survenus au Permien pourraient avoir dissocié ces plutons de l’emplacement actuel des corps minéralisés.

Version complémentaire

STRATIGRAPHIE

Les roches les plus anciennes de la région de Bayan Obo sont des migmatites archéennes (Awt), constituées de gneiss, de leucosomes, de mélanosomes (interprétés comme des restites) et de granites. Des dykes et des filons-couches basiques recoupent ces migmatites. Les roches sédimentaires du Groupe de Bayan Obo (Y1–Y18), qui affleurent dans la zone cartographiée, comprennent des schistes argileux, des grès arkosiques, des quartzites, des calcaires et des dolomies. Ces roches sédimentaires sont d’âge protérozoïque moyen. Le degré de métamorphisme du Groupe de Bayan Obo est faible ; la matrice des schistes contient de la muscovite et de la biotite. On observe également de la kaolinite et de la smectite (R. Polastero, communication écrite), qui peuvent résulter soit d’une altération hydrothermale liée à la mise en place des granites, soit de circulations d’eaux souterraines, soit encore représenter un reliquat de la matrice argileuse originelle. La matière organique de ces schistes est fine, très réfléchissante et non fluorescente, ce qui indique que seul le carbone organique subsiste dans ces roches (R. Stanton, 1989, communication orale). D’autres roches sédimentaires comprennent des dépôts épiclastiques d’origine volcanique et des grauwackes associées (Cv), constituant une séquence volcanique d’âge carbonifère. Des graviers tertiaires cimentés (N2) et des alluvions quaternaires (Qal) sont également présents. Une grande variété de roches magmatiques intrusives et extrusives, d’âge compris entre le Carbonifère et le Permien, affleure dans la région de Bayan Obo. Quatre types de roches intrusives permiennes sont reconnus : diorite (Pd), granodiorite (Pgd), granite à biotite (Pgb) et leucogranite (Pgl). Des filons et des stocks de quartz (Pq) sont associés à cet ensemble. Des roches volcaniques extrusives (Cv) sont également présentes, notamment des dômes rhyolitiques, des coulées, des brèches et des tufs, ainsi que des roches épiclastiques associées. Un gisement de sulfures massifs de type Kuroko est présent dans ces roches volcaniques, dans la partie médiane supérieure de la carte, au sein de l’unité Cv. Les roches associées comprennent un dôme rhyolitique, des faciès de cheminée volcanique, des exhalites blanches à sulfures, des sédiments épiclastiques, des grauwackes et des cherts violets. Une grande faille tronque cette séquence volcanique au-dessus du chert violet. Les roches volcaniques encaissant le gisement de sulfures massifs sont interprétées, d’après la cartographie de terrain, comme carbonifères, tandis que les volumes plus importants de roches volcaniques situés le long de la même direction au nord-ouest, en dehors de la zone cartographiée, sont attribués au Jurassique. Un granite porphyrique (Cgp), possiblement également carbonifère, affleure dans la partie sud-est de la zone étudiée. Les grandes veines et stocks de quartz (jusqu’à 100 m de largeur), associés aux intrusions permiennes, se rencontrent principalement dans les zones de failles. Plusieurs de ces corps quartzifères sont exploités pour l’or. Des placers aurifères se développent le long des drainages en aval de ces corps de quartz. Les roches du Groupe de Bayan Obo ont subi des métamorphismes variables au sein des auréoles de contact des granitoïdes. Une roche noire dense à andalousite apparaît au contact entre le schiste Y9 et le granite à biotite (Pgb) en plusieurs endroits. Des roches moins intensément altérées (cornéennes) sont présentes dans les formations détritiques grossières et fines du Groupe de Bayan Obo à proximité des intrusions permiennes. Par exemple, la silicification et le métasomatisme ferrifère du schiste Y9 le long des plans de stratification et des joints sont fréquents près des granodiorites (Pgd). Des corps de skarn sont également observés, notamment au contact des carbonates Y8 et Y14–17 avec le granite à biotite (Pgb).

GÉOLOGIE STRUCTURALE

La géologie structurale de la région de Bayan Obo est complexe et comprend de grands plis, de nombreuses failles de chevauchement, des structures en duplex, des « horses » de socle et des mélanges tectoniques. Des corps de serpentinite se trouvent dans l’une des principales zones de chevauchement. Le transport tectonique au Permien s’est effectué du nord-ouest vers le sud-est et résulte d’une collision continent–continent (Wang Hongzhen, 1985). La complexité des chevauchements est illustrée par la coupe A-A’, qui montre 18 failles de chevauchement émergentes, ainsi que des plis droits et renversés, des dômes, des bassins, des structures d’interférence de plis, des segments plissés simples et multiples, des segments de chevauchement sur flanc arrière et des « horses » de socle. La coupe B-B’ montre un grand anticlinal ébréché à cœur de migmatite (Awt), ainsi qu’un « horse » de socle migmatitique au-dessus d’une zone de mélange tectonique d’environ un kilomètre de large. Le grand synclinal visible en surface à l’extrémité sud des deux coupes renferme les roches hôtes des énormes gisements fer–niobium–terres rares de Bayan Obo. La structure complexe du Groupe de Bayan Obo, incluant le chevauchement de roches plus jeunes sur des roches plus anciennes (partie nord de la coupe A-A’), peut être comparée à la nappe des Morcles en Suisse. L’intensité des plis et des chevauchements dans cette partie traduit un cisaillement simple intense. En revanche, la déformation dans la partie sud-est est moins marquée et caractérisée par une série de chevauchements imbriqués, interprétés comme des failles tardives liées à un raccourcissement parallèle aux couches vers l’avant-pays. Des structures en bassins et dômes dans la partie nord-ouest, ainsi qu’un duplex dans la partie sud-est, suggèrent deux phases de déformation orientées approximativement à angle droit. La terminaison en « hameçon » d’un grand pli indique une interférence coaxiale de plis et témoigne d’une histoire tectonique très complexe au Permien. La poly-déformation et les chevauchements hors séquence expliquent les inversions stratigraphiques observées. Les processus tectoniques à grande échelle ont contrôlé la mise en place des roches magmatiques et le dépôt des sédiments. Les serpentinites sont interprétées comme des reliques de croûte océanique liées à la collision permienne. Le grand granite central (Pgb) suit la direction des chevauchements, et la diorite (Pd) s’est injectée le long de failles majeures, indiquant une mise en place postérieure aux chevauchements. Le leucogranite (Pgl), plus évolué, recoupe les autres granitoïdes et contient principalement feldspath potassique et quartz, avec peu de biotite et de fréquentes masses de fluorite. Il pourrait être associé à des minéralisations en étain, tungstène et métaux de base.

RIFTING ET ENREGISTREMENT SÉDIMENTAIRE

Des indices de rifting répété du craton sont enregistrés dans les roches affleurant à Bayan Obo. Les dépôts répétés de formations détritiques très grossières témoignent de mouvements tectoniques récurrents. Le conglomérat basal de l’unité Y1 correspond à d’anciens chenaux fluviatiles et cônes alluviaux, liés au rift intracontinental protérozoïque moyen décrit par Wang Hongzhen (1985). Un épisode important de sédimentation arkosique correspond à l’unité Y6, lié à l’activité d’une grande faille synsédimentaire en bordure du craton. Des pulses successifs de sédimentation détritique grossière sont enregistrés dans Y1, Y4, Y6 et dans un prisme détritique sinien (≈ 800 Ma). Un rifting paléozoïque supplémentaire est suggéré par la présence du gisement de sulfures massifs volcanogènes dans l’unité Cv, dont les faciès (cheminée, exhalites, grauwackes, cherts violets) indiquent un environnement sous-marin de bassin en rift.

GÉOLOGIE ÉCONOMIQUE

Les gigantesques corps minéralisés fer–niobium–terres rares, qui remplacent la dolomie Y8 dans le grand synclinal, présentent une minéralogie compatible avec un contexte de rifting intracontinental. L’altération hydrothermale décrite par Bailey (1960) autour des carbonatites du rift centrafricain est comparable à celle observée dans le schiste Y9, qui constitue la couverture imperméable au-dessus des corps minéralisés formés par remplacement hydrothermal de la dolomie Y8. Dans la région de Bayan Obo, aucune carbonatite ni roche alcaline n’affleure directement. Toutefois, de grandes veines (jusqu’à 3 m de large) et des stockworks recoupent les formations détritiques (Y1 à Y9) et les migmatites du socle. Ces veines, situées au nord et à l’est des corps minéralisés, contiennent magnétite, barytine, apatite, amphiboles sodiques, aegyrine, monazite et de nombreux autres minéraux. L’intégration de ces données avec le contexte tectonique régional conduit à un modèle dans lequel les corps minéralisés se situent près du sommet d’un système hydrothermal associé à un pluton alcalin–carbonatitique non affleurant.