THE5E
l'RlSENTEE EN VUE n[ L 'OlHENTlüN DU TITRE nE
DOCTEUR
DE L'UNIVERSITE DE PAU ET DES PAYS DE L'ADOUR
INSTITUT UNIVERSITAIRE DE RECHERCHE SCIENTIFIQUE
LAIIORATOIRE DE GEOLOGIE-SEDlMENTüLOGIE COMPAREE ET APPLiqUEE
MENTION: MATIERES PREMIERES MINERALES ET ENERGETIQUES
PAR
Bruno Zeli DIGBEH 1
ETUDE COMPAREE DE LA SEDIMENTATION DE PREMIERS
STADES D'OUVERTURE ATLANTIQUE:
GOLFE DE GUINEE - GOLFE DE GASCOGNE
( Sedlmentologie - Blostratlgraptïe )
TOME 1
:
TEX T E
Soutenue le 7 Mars 1987 devant la commission d'examen:
R. BOURROUllH, Professeur, Université de Pau et des pays de l'Adour •.•Président
G. DUEE, Professeur, Université de Pau et des pays de )·Adour••••••••••••••..Rapporteur
A. KLiNGEBIEL, Professeur, Université de Bordeaux 1•••••••••••••••••••••••••••••Rapporteur
M. A5TRUC, Professeur, Université de Pau et des pays de l'Adour •••••••••••Examinateur
I~. nELOFFRE, Ingénieur-géologue. S.N.E.A(P) Pau••••.••••••....•.•••••••••••••••••Examinateur
- 1987 -

A
GRAND-MERE
DEKIN
Toi qui m'a tant apporté et m'as élevé durant
les huit premières années de ma vic,
Toi qui, la première, as cu la presence d'esprit
et la spontanéi té de conduire mes premiers pas
vers ('école nouvelle maternelle et primaire,
Je te dédie ce mémoire; l'ultime fruit de vingt
et une années cumulées de scolarité.


3
AYANT-PROPOS
Ce travail est le résultat de plusieurs années de recherches et surtout de
vocation.
En effet,
après quatre années d'études à l'Université Nationale de Côte
dl Ivoire
(1978-1982)
et
l'obtention
drune
Maîtrise
des
Sciences
et
Techniques
(Option
Sciences
de
la
Terre).
j1ai
suivi
les
conseils
de
Monsieur Le Professeur
Yvan
de
KLASZ
et
Monsieur
Le
Professeur
R.BOURRDUILH a bien voulu m'accepter comme étudiant et me permettre
de préparer une thèse de Doctorat il PLJniversité de Pau et des Pays de
llAdour. sous sa direction. M. le Professeur R. BOURROUILH m'a accueilli
pour la première fois le 14 Octobre 1982 à l'Université de Pau dans le
DEA
de
Matières
Premières
Minérales
et
Energétiques
dont
il
est
le
Directeur.
Puis après m'avoir suivi avec beaucoup de rigueur et d'intérêt. il s'est
ensuite engagé jusqu'à ce jour, à suivre mon travail pour la préparation
du présent mémoire et me consacrer son temps inépuisable.
Il me fait 11 honneur d'être enCore aujourd'hui. mon rapporteur et je suis
heureux de lui témoigner en
premier,
ma profonde reconnaissance pour
son esprit de rigueur, son intransigeance et toute l'attention portée à mon
travail et
à moi-même ainsi que
son intarissable sens
dlaide spontanée,
éprouvé à mon égard durant mon séjour à Pau.
Je remercie très vivement M.Le Professeur N.ASTRUC, M. Le Professeur
G.DREE,
M.
Le Professeur A.
KLINGEBlEL et M.
R. DELüFFRE. Dr.ès
Sciences, Ingénieur Géologue. qui m'ont fait l'honneur de juger ce travail
en tant que Jury de Thèse.
Que
Monsieur
Yvan
de
KLASZ
voie
ICI
l'expression
de
ma
profonde
reconnaissance pour mon orientation et
mon intéressement
à la géologie
sédimentaire.
Nombreux
ont
été
les
Enseignants
du
Laboratoire
de
géologie
de
l'Université d'Abidjan,
à me prodiguer de sages conseils, à la veille du
choix
ultime
de
cette
discipline
scientifique
;
en
particulier
M. Le Professeur 1. YACE,
M. Le Professeur CAMIL que je remercie très
vivement.
Je
remercie
aussi vivement M.
PH. GUILLOU,
Conseiller Scientifique du
Service
Etudiants
de
l'Ambassade
de
Côte
d'Ivoire
à
Paris
qui,
en
collaboration étroite avec le Service Autonome des Bourses du Ministère de
l'Education Nationale a régulièrement satisfait meS préoccupations, malgré
scs multiples activités professionnelles.
Ce travail a été en partie coordonné par la Société Nationale des Pétroles
de Côte d'Ivoire
(PETROCI)
au sein de lo.quelle.
j'ai pu effectuer deux
stages de recherche, successivement en 1983 et en 1985.

4
Je
tiens
à
exprimer
ma
respectueuse
reconnaissance
à
son
Directeur
Général, M.
Paul AHUI et à mes deux responsables de stages.
MM.
les
Docteurs K .GOUMA et LDIABY pour leur franche et sincère collaboration.
La coordination et l'aide
bienveiUante
de
r..L
R.DELüFFRE,
Docteur ès
Sciences,
Ingénieur
Géologue
à
la
SNEA(P)
à
PAU
tant
pour l'identi-
fication
des associations faunistiques et flonstiques que pour les soins
portés
à la correction des chapitres de Biostratigraphie ainsi que ses
conseils
éclairés me vont droit au coeur,
et m'ont été
d!une capitale
utilité.
Les conseils fructueux de Monsieur M. HAMAOUI, Ingénieur Géologue à la
SNEA{P}
m'ont
franchement
guidé
et
m'ont
conduit
jusqu'à
M. Robert ANGLADA,
Professeur
à
l'Université
de
Marseille
(Aix
en
Provence)
qui,
malgré
ses
multiples
activités
professionnelles,
a
essayé de définir la limite Néogène - Paléogène de la série post-ouverture
du bassin côtier ivoirien dans la région d'Adiake, avec le peu de matériel
micropaléontologique disponible.
A toutes ces personnalités qui se sont dévouées à ma cause, malgré leurs
nombreuses occupations, je réaffirme ma profonde gratitude pour leur aide
constante et bienveillante.
C'est également avec bienveiUance que certaines personnes ont répondu à
mes demandes, à mes questions et à mes souhaits ; qu'il me soit permis
de citer entre autres :
MM et MMes les Enseignants de géologie de Pau et plus particulièrcment
M. Le Professeur Jean DELFAUD, M. Le Professeur G. DUEE, MM. KAZ!
TAN!,
G.THDMAS,
R.SABRIER
et
J.
NEURDlN
pour
leur
aide
et
assistance.
M. Guy POl REL (Technicien-Photographe à la SNEA(P)) a porté des soins
à la rnise en page de toutes les planches du présent mémoire.
M. N'DA LOUKOU, Docteur Géologue à la Peireci, m'a donné de sages et
amicaux conseils dès les premières étapes de mes recherches.
M. Jacques HARRY (Ingénieur Géophysicien à la SNEA(P) m'a guidé dans
l'interprétation des diagraphies différées, en termes sédimentologiques. du
log final de Tiémié 1.
Les
jeunes
amis
J. N KOUAME
et
E .KORE
m'ont
aidé
à
réaliser
respectivcment lcs coupes d'Arudy et de Montory.
M.
Frédéric DIEDRO et Mlle Mavilda JORDAO m'ont été d!un secours ct
d'une aide inouis pendant la traversée d'une période de crise ;
je leur
renouvelle ma profondc reconnaissance et ma sincère amitié.
Mon épouse Micheline KELLY mla apporté beaucoup de joie, de tendresse
et de bonheur dans notre foyer conjugal, ce qui a facilité l'ambiance de la
recherche.
M.
P.ESCOULA et Mmc F.
BENAMOU,
nous ont été d'une aidc et d'une
amitié immenses durant notre séjour à PAU ; je leur réafirme ma sincère
reconnaissance.

5
SOMMAIRE
- DEDICACE
- AVANT-PROPOS
- SOMMAIRE
- LISTE DES FIGURES
- LISTE DES TABLEAUX
- LISTE DES PLANCHES
- LISTE DES ANNEXES
- RESUME
- ABSTRACT
- INTRODUCTION GENERALE
PREMIERE PARTIE: APERCU nE L'EVOLUTION GENERALE nE L'ATLANTIQUE
DEUXIEME PARTIE, EVOLUTION 5RUCTURO-SEDIMENTAIRE DU GOLFE
DE GUINEE.
ILl DONNEES GENERALES
II .1.1 Introduction
II.1.2 Etapes d!évolution du golfe
II .1.3 Conclusion
II.2 EVOLUTION STRUCTURO-SEDIMENTAIRE DU BASSIN IVOIRIEN
Il.2.1 Données générales
II.2.2 Evolution structura-sédimentaire
11.2.2.1 Etapes d'évolution
II. 2.2.2 Essai de réinterprétation de données anciennes
II.2.2. 3 Biostrati~p'aphie résumée
II.2.2.4 Conclusion
II.2.3 Etude de la série marine alba-turonienne du puits Tiémié 1
Il.2.3.1 Données générales
Il .2.3.2 Sédimentologie
11.2.3.2.1 Etude de cuttîng's
11.2.3.2.2 Essai d'analyse séquentielle du log- synthétique
11.2.3.2.3 Identification et isolation de suites séquentielles diagrbphiques
11.2.3.2.4 Equivalent porosité
II.2.3.3 Conclusion ct calage du puits dans l!évolution du bassin
II.2.4 Conclusions sur l'évolution du bassin ivoirien
IL3 EVOLUTION STRUCTURO-SEDIMENTAIRE DU FOSSE DE LA BENOUE
(Nig-eria)
Il.3.1 Données ~énérales
Il.3.2 Etapes d'evolution du fossé
II.3.3 Biostratigraphie résumée
II.3.4 Discussions des termes flulacogène et rift avorté
11.3.5 Conclusions
11.4 EVOLUTION STRUCTURO-SEDIMENTAIRE DU BASSIN GABONAIS
11.4.1 Données ~énérale~
II.4.2 Etapes (]lcvolutîon du bassin
Il.'l.3 Biostratigraphie l'esumée
Il.4.4. Conclusions
IL5 CONCLUSIONS DE L'ETUDE DC GOLFE DE GUINEE

6
TROl51EME PARTIE, ETUDE STRUCTURa-SEDIMENT AIRE DU GOLFE
DE GASCOGNE
III.! DONNEES GENERALES
lII.l.1 Introduction
111.1.2 Situation g60graphique et cadre géologique du Golfe
111.1.3 Concerts d 1évolution du golfe
RotatIOn
Translation
Age du plancher
Subsidence
Dénudation
Poin t triple
Rift avorté
Collision subduction
III.I.4 Distensions successives. anomalies ma
éti lies et dénudation
1II.1.4.
Distensions succeSSIves
111.1. 4.2 Traces d1anomalies magnétiques
III. 1 . 4 .3 Dén udation
111.1. 4.4 Discussion et synthèse structura-sédimentaire
111.1.5 Conclusions
1l1.2 ETUDE DES PELITES ANOXIQUES DE L'ALBIEN SOPERIEUR DE
MONTORY
III. 2.1 Données générales
111.2.2 Sedimentologie de 13 coupe de MONTORY
III. 2.3 Pétrographie sedimentaire
111.2.4 Bioclastes aboservés
III .2.5 Conclusion et séquence paysage
111.3 ETODE DES POUDINGUES ALBO-CENOMANIENS DE MENDIBELZA
IIl.3.1 Données générales
II1.3.1.1 Introduction
III. 3 .1. 2 Historique
111.3.1.3 Cadre géographique
111.3.1.4 Cadre géologique
111.3.1.5 Lithostratigraphie
111.3.2 Sédimentologie et reconstitution de la marge Nord-Ibérique à
l'Albo Cénomanien
111.3.2.1 Sédimentologie des Poudingues de Mendîbelza : levés l, 2 et 3
111.3.2.3 Bioclastes observés
IIl.3.3 Conclusions et eSquisse de séquence paysage
I11.4 ETODE DU FLYSCH ALBO-TORONIEN DO BOIS DO BAGER
JILL! Données générales
III. 4. 2 Etude de la coupe nO 1
IlI.4.2.1 sèdimentologie
111.4.2.2 Pétrographie sédimentaire
111.4.2.3 Conclusion
111.4.3 Etude de la coupe nO II
111.4.3.1 Sedimento]ogie
111.4.3.2 Pétrographie sédimentaire
IIL4.3.3 Dioclostes observés
III.4.2.4 Conclusion

7
111.4.4 Etude de la coupe nO III
IIl.4.4.1 Sedimentologie
111.4.4.2 Pétrographie sédimentaire
111.4.3.3 Bioc1astes obf:>ervés
111.4.4.4 Conclusion
111.4.5 Etudes de la coupe nO IV
III. 4.5.1 Sedimen tologic de la partie inférieure de la coupe
III.4.5.I.l Sédimentologie
III. 4.5.1.2 PetrogTaphie sédimentaire
111.4.5.1.3 Bioc1astes observés
111.4.5.1.4 Conclusion
III.4.5.2 Partie supérieure de la coupe nO IV
IJI.4.5.2.1 Sédimentologie
111.4.5.2.2 PétrogTaphie sédimentaire
III.4.5.2.3 Bioclastes observés
111.4.5.2.4 Conclusion
III. 4.6 Etude de la coupe TI 0 V
III. 4.6.1 Sedimentologie
III. 4.6.2 Pétrographie sédimentaire
III. 4.6.3 Conclusion
111.4.7 Conclusions de l'étude des coupes du bois du Bager
III. 4.8 Analyse semi quantitative, cartographie et diffractogramme
d'éléments majeurs de quelques échantillons des coupes du bois du
Bager
llI.4.8.1 Principe résumé
1l1.4.8.2 Résultats
III. 4.9 Anal se diffractométri ue des ar les des différentes cou es
Ill. 4.9.
nnclpe
111.4.9.2 Résultats
1lI.5 CONCLUSIONS SUR LE GOLFE DE CAS COGNE
QUATRIEME PARTIE: ELEMENTS nE COMPARAISON
DES DEUX GOLFES
ET CONCLUSIONS GENERALES.
- BIBLIOGRAPHIE
- ANNEXES


9
LISTE DES FIGURES
FIGURE 1
Schémas
des
étapes
de
l'expansion
du
plancher
de
l'ocean
atlantique
du Jurassique
moyen
à aujourd'hui
selon SCLATER et TAPSCOTT (1979).
FIGURE 2
Cartes des fractures océaniques
~ abondance (2A) et
prolongements structuraux (2B).
FIGURE 3
Positions
relatives
des
ceintures
climatiques
du
Néocomien au Campanien. In PC de Gracianski (1985)
FIGURE 4
Classification génétique des plateaux continentaux (4A)
et
des
pentes
continentales
(4B)
des
marges
atlantiques selon K.O. EMERY (1975).
FIGURE 5
Classification
génétique
des
bassins
d'après
A . PERRRODON (1977)
FIGURE 6
Schémas d'évolutions possibles d'un rift
FIGURE 7
Cortes de rifts continentaux indiquant les cours d'eau
liés aux points triples (7A) et leur fréquence le long
des zones d'ouverture océanique surtout à Jlapproche
des continents (7B).
FIGURE B
Essai de
schématisation de points triples
(convergent
SA et divergent SB)
FIGURE 9
Situation
géographique
des
bassins
étudiés
dans
le
golfe de Guinée
FIGURE 10
Position relative schématique des continents d' Amérique
du Sud et
d'Afrique.
Avant
(IOA)
et
au moment
du
rifting continental (lOB) au nivenu du golfe de Guinée.
FIGURE 11
Carte
tectonique
du
golfe
de
Guinée
montrant
les
fractures
du
rift médiocéanique et leurs relations au
niveau du golfe
FIGURE 12
Coupes
schématiques interprétatives du stade rift au
niveau des 3 bassins étudiés
FIGURE 13
Coupes
schématiques
interprétatives
du
stade
début
d'expansion océanique au niveau des 3 bassins étudiés
FIGURE 14
Coupes
schématiques
interprétatives
du
stade
"expansion maximale" au niveau des bassins étudiés

10
FIGURE 15
Carte géologique du bassin ivoirien et du fossé de la
Dénoué au stade an té-rift
FIGURE 16
Carte
géologique
structurale
de
la
Côte
d'Ivoire
montrant les grands linéaments du socle
FIGURE 17
Reconstruction
de
l'ouverture
initiale
de
l'Atlantique
équatorial
au
Néocomien
(17 A)
et
à
l'Aptien-Albien
(17B)
FIGURE 18
Différentes
positions
successives
des
points
chauds
lors
des
déplacements
lithosphériques
depuis
le
Kimmeridgien (l8A) jusqu'à aujourd'hui (18D)
FIGURE 19
Reconstruction de l'ouverture du golfe de Guinée,
au
passage Albicn-Cenomanien (19A) et nu Turonien (19B)
FIGURE 20
Essai
de
schématisation
de
l'origine
des
failles
et
directions
transformantes
pendant
l'initiation
des
marges continentales
FIGURE 21
Essai d'interprétation
des
coupes
sismiques
anciennes
en termes sédimentologiques
FIGURE 22
Profils
sismiques
au
large
des
bassins
ivoirien
et
ghanéen
FIGURE 23
Profils gravimétriques au large du bassin ivoirien
FIGURE 24
Schématisation
des
forces
de
glissements
le
long
de
failles listriques
FIGURE 25
Coupes géologiques interprétatives au large du bassin
ivoirien
FIGURE 26
bassin
sédimentaire
côtier
ivoirien
localisation
géographique du puits Tiémié 1
(26A)
et géologie de
surface (26B)
FIGURE 27
Lithostratigraphie synthétique du puits Tiémic 1
FIGURE 28
Résultats
des
analYBes
sédimentologiques
du
Puits
Tiémié 1
FIGURE 29
Représentation graphique des proportions de sédiments
à grains fins du Puits Tiémié 1
FIGURE 30
Représentation graphique des proportions de sédimcnts
à gTains grossiers du puits Tiémié 1
FIGURE 31
Essai de découpage séquentiel du puits Tiémié 1.
FIGURE 32
Localisation et interprétation des suites séquentielles l,
2 et 3

11
FIGURE 33
Localisation et interprétation des suites séquentielles 4.
5 et 6
FIGURE 34
Localisation
et
interprétation
des
suites
séquentielles
7/8,9 et 10
FIGURE 35
Localisation
et
interprétation
des
suites
séquentielles
11, 12 et 13
FIGURE 36
Evolution
verticale
des
séquences
diographiques
répétitives du puits Tiémié 1 (interv. 2700 - 2150 m)
FIGURE 37
Evolution
verticale
des
séquences
diographiques
répétitives du puits Tiémié 1 (interv. 1400 - 650 m)
FIGURE 38
Abaque Schlumberger de conversion du log accoustique
en équivalent porosité
FIGURE 39
Courbe d'évolution
du log accoustique des argiles en
fonction de la profondeur (puits Tiémié 1)
FIGURE 40
Courbe dl évolution du log accoustique des grès poreux
en fonction de la profondeur (puits Tiémié 1)
FIGURE 41
Courbe d'évolution du log aecoustique des carbonates
en fonction de la profondeur (puits Tiémié 1)
FIGURE 42
Cadre géologique de surface du bassin onshore ivoirien
FIGURE 43
Coupe
géologique
schématique
le
long
du
littoral
ivoirien
FIGURE 44
Essai
de
corrélations
lithostratigraphiques
des
puits
Grand Lahou. Tiémié 1, Vitré 1 et Port-Bouet 1
FIGURE 45
Essai de calage de l'étude du puits Tiémié 1 dans la
géologie régionale du bassin ivoirien
FIGURE 46
Représentation
graphique
de
la
lithostratigraphie
synthétique du bassin ivoirien
FIGURE 47
Estimation
schématique
du
taux
minimum
de
sédimentation
dans
le
bassin
ivoirien
et
le
puits
Tiémié 1
FIGURE 48A/48B
Situation géographique du bassin dtAdiaké
FIGURE 49 :
Représentation graphique de la perte au feu dans les
sondages d'Adiaké 521(A), 530(B), 531(C), 532(D)
FIGURE 50
Représentation graphique de la perte au feu dans les
sondages dtAdiaké 54l(A), 543(B),
544(C),
568(D) et
571(E)
FIGURE 51
Représentation
graphique
de
la
calcimétrie
dans
les
sondages d'Adiaké 541(A), 568(B)
FIGURE 52
Corrélations
des
sondages
septentrionaux
Perte
au
feu CA) et lithostratigraphie CB)

12
FIGURE 53
Corrélations
de
sondages
méridionaux
litho-
stratigraphie (A) et perte au feu CB)
FIGURE 54
Corrélations de calcimétrie
entre les
sondages 541(A)
et 568(B).
FIGURE 55
Essai de synthèse géologique du bassin ivoirien
FIGURE 56
Essai de synthèse géologique du bassin ivoirien
FIGURE 57
Situation géographique du fossé de la Bénoué
FIGURE 58
Cadre géologique du fossé de la Rénoué
FIGURE 59
Corrélations
lithostratigraphiques
simplifiées
entre
ln
basse et la haute Bénoué (synthèse bibliographique)
FIGURE 60
Groupe
des
grès
de
Bima
Sédimenttologie
des
formations 1 et 2
FIGURE 61
Lithostratigraphie
de
la partie
inférieure
de
la
série
crétacée de la haute Bénoué
FIGURE 62
Log sédimentologique synthétique des grès de Bima
FIGURE 63
Coupe
stratigraphique
schématique
et
répartition
des
minéraux argileux dans la série sédimentaire crétacée
en haute Bénoué
FIGURE 64
Synthèse
des
données
géologiques
de
la
région
de
Didiya-Lo en haute Bénoué et essai de caractérisation
des stades dl évolution du fossé.
FIGURE 65
Limites
paléogéographiques
de la série crétacé moyen
Paléogène en haute Bénoué
FIGURE 66
Reconstitution de Bullard (1965)
FIGURE 67
Situation géographique du bassin sédimentaire gabonais
FIGURE 68
Cadre géologique du bassin gabonais
FIGURE 69
Chronologie de la marge passive du Gabon
FIGURE 70
Effondrement
initial
entre
les
cratons
Brésilien
et
Ouest-africains
FIGURE 71
Extension de JlEocrétacé limnique au Gabon
FIGURE 72
Coupe géologique du bassin oriental
FIGURE 73
Répartition géographique des dônlcs de sels au Gabon
FIGURE 74
Coupe
géologique
E. \\Ii.
montrant
la
localisation
des
bassins
oriental
et
côtier.
et
j'intensité
de
la
tectonique salifère

13
FIGURE 75
Coupes géologiques interprétatives du bassin gabonais
FIGURE 76
Répartition
stratigraphique
des
Ostracodes
dans
les
bassins
gabonais
et
brésilien
(76
A)
et
dans
le
cocobeach (76 B)
FIGURE 77
Schéma d'ouverture de l'Atlantique Sud et du Golfe de
Guinée
dans
l'hypotbèse
d'un
double
système
transformant
FIGURE 78
Localisation géogrnphique et cadre géologique du Golfe
de Gascogne
FIGURE 79 :
Schéma morphologique du golfe
FIGURE 80:
Profils
sismiques
réflexion de la marge
armoricaine
localisation (BOA) et coupes interprétatives (BOB)
FIGURE 81
Cadre structural succinct du golfe de Gascogne
FIGURE 82
Mouvements possibles de J'Ibérie par rapport à l'Europe
nu Trias
FIGURE 83
Mouvements possibles de l'Ibérie par rapport à l'Europe
au Crétacé
FIGURE 84
Sédimentation dans le golfe au Crétacé inférieur (7A)
au Cénomanien (84B) et au Sénonien (84C).
FIGURE 85
Essai de reconstitution des Pyrénées à l'Albien
FIGURE 86
Zones
de
subsidence
au
Trias
et
grands
traits
structuraux du golfe
FIGURE 87
Zone
de
subsidence
au
Crétacé
et
grands
traits
structuraux du golfe
FIGURE 88
Chronologie comparée des événements géologiques dans
le golfe de Gascogne et sur le continent
FIGURE 89;
Reconstitution de l'Atlantique Nord à l'anomalie 34.
FIGURE 90A/90B
Localisation de la coupe de Montory, répartition des
membres
et
association
de
faciès
de
la
formation
de
Tardets,
et
essai
de
zonation
morphologique
et
géologique de la zone étudiée.
FIGURE 91
Synthèse lithostratigraphique de la zone étudiée
FIGURE 92
Lithostratigraphie succincte de lu région de Montory
FIGURE 93
Log lithologique synthétique de la coupe de Montory
FIGURE 94
Passtlges
de
niveaux
à
éléments
grossiers
dans
une
mudstone à spicules

14
FIGURE 95
Schéma de bioturbation avec recristallisation dans une
micrite à spicules ct lépon ges
FIGURE 96A/96B : Détail de recristallisation mie rite , calcite, pyrite
(96A) et micrite,
calcite,
quartz
(96B) dans et aitpir
de divers bioclastes.
FIGURE 97
Silicification
dlun
débris
de
Rudistes
dans
une
biomicrite à débris d'algues
FIGURE 98
Différenciation matricielle dans une colonie de polypiers
(Hexacoralliaires dans une biomicrlte périrécifale
FIGURE 99
Lentille à imprégnation de matière organique dans une
bîomicrite à algue mélobésiée partiellement recristallisée
FIGURE 100
Phénomène
de
silicification
d'un
thalle
d'algue
dasycladacée
FIGURE 101
Recristallisation
stadiale
:
mie rite ,
calcite.
caldédoine
quartz dans un microfaciès carbonaté
FIGURE 102
Séquence paysage de la régîon étudiée
FIGURE 103
Localisation géographique des coupes de Mendibelza
FIGURE 104
Répartition du groupe du flysch noir et localisation de
la formation des Poudin gues de Mendibelza
FIGURE IU5
LithostratigTaphie régionale du groupe de flysch noir
FIGURE 106
Coupe schématique à travers le massif de Mendibelza
FIGURE 107
Carte
géologique
des
massifs
d'Igounze
et
de
MendibeIza (modifiée de Souquet)
FIGURE 108
Carte de répartition des membres
de la formation
de
Mendibelza
FIGURE 109
Modèle de cône sous-marin proximal illustrant le milieu
de dépôt des Poudingues de Mendibelza
FIGURE 110
Localisation des levers de la coupe de Mendibelza
FIGURE 111
Coupe
des
Poudingues
de
Mendîbelza
lever
na
2.
Synthèse
sédimentologique
indiquant
une
double
zonation et essai d'analyse séquentielle
FIGURE 112
Coupe
des
Poudingues
de
Mendibelza.
Synthèse
sédimentologique
et
essai
d'analyse
séquentielle
du
lever na 3. Poudingues de l\\lendibelza
FIGURE 113
Essai de synthèse pétrographique du lever na 2
FIGURE 114
Poudingues
de
Mendibelza.
Essai
de
synthèse
pétrographique du lever N°3

15
FIGURE 115
Esquisse schématique d'un bloc-diagramme de la marg·e
Nord-ibérique
pendant
le
dépôt
des
Poudingues
de
Mendibeiza
FIGURE 116A/1l6B:Situation géographique des coupes du Bois du Bager
FIGURE 117
Zonation géologique de la région étudiée
FIGURE 118
Lithostratigraphje condensée de la
zone étudiée
(Bois
du Bager)
FIGURE 119
Coupe géologique interprétative de la région étudiée
FIGURE 120
Coupe
schématique
de la
série
anoxique
du
Bois du
nager
FIGURE 121
Description
sédimentologique
de
la base
de
la
coupe
nO II
FIGURE 122
Description
sédimentologique
du
sommet
de
la
coupe
nO II
FIGURE 123
Essai de reconstitution de la marge 3U niveau du Bois
du Bager
FIGURE 124
Synthèse sédimentologique et lithostratigraphique de la
coupe nO 111
FIGURE 125
Représentation graphique de la fréquence (stratonomie
A et des structures internes B) de la coupe nO III
FIGURE 126
Synthèse
sédimentologique
et
essai
d'analyse
séquentielle de la COupe nO III
FIGURE 127
Synthèse pétrographique de la coupe nO III
FIGURE 128
Sédimentologie,
évolution
verticale
des
microfaciès
et
essai d'identification des milieux originels des éléments
remaniés de la coupe nO II I
FIGURE 129
Essai de reconstitution de la marge au niveau du Bois
du Bager. Coupes nO III et IV
FIGURE 130
Synthèse sédimentologique de la coupe EDF (nO IV)
FIGURE 131
Représentation
graphique
des
épaisseurs
des
bancs
(131A) et des structures internes (131B)
FIGURE 132
Evolution
verticale
des
différents
microfaciès
de
]a
coupe nO IV
FIGURE 133
Synthèse
de
pétrographie
sédimentaire
de
la
coupe
nO IV
FIGURE 134
Essai
de
synthèse
sédimentoIogique
de
la
coupe
des
cornéennes de BUZY

16
FIGURE 135
Esquisse schématique de séquence-paysag'c montrant les
corrélations
tectono-sêdimentaires
entre
les
trois
principales coupes étudiées
FIGURE 136
Principales zones de fractures océaniques du Golfe de
Guinée (modifié de I30NATTl et CRANE 1984)
FIGURE 137
Cadre
structuraI de la marge
Ghana-Côte d'Ivoire et
interprétation
du
système
coulissant
d'après
notre
étude
FIGURE 138
Golfe
de
Guinée
interprétation
schématique
de
la
propagation
de
l'ouverture
au
niveau
de
la
Côte
d'Ivoire
FIGURE 139
Coupes-temps de profils sismiques Equamarge
FIGURE 140
Prolongement
des
zones
de
fractures
au
niveau
du
golfe de Guinée
FIGURE 141
Propagation à polarité NNE des transgressions dans le
fossé de la Bénoué
FIGURE 142
Esquisse
structurale
du
supercontinent
Afrique!
Amérique du Sud au moment de l'installation du bassin
salifère du Gabon, Bas Congo
FIGURE 143
Essai de synthèse struturo-sédimentaire de l!évolution
des marges de Côte d'Ivoire du fossé de la Bénoué et
du bassin gabonais
FIGURE 144
Structure
du
rift
Atlantique
avant
ln séparation
des
continents. Fait d'après B ULLARD
FIGURE 145A/145B:Carte schématique de l'évolution de Pouverture du
golfe de Gascogne
FIGURE 146
Esquis~e de séquence paysage de la propagntion de ln.
polarité sédimentaire et des
transgressions au niveau
du Golfe de Gascogne
FIGURE 147
Schéma de comparaison des systèmes transformants et
de bassins induits au niveau des golfes de Gascog·ne
(A) et de Guinée (B)

17
LISTE DES TABLEAUX
TABLEAU 1
Classification
des
roches
détritiques
selon
GRABAU
(1901)
TABLEAU 2
Classification
des
roches
carbonatées
selon
FOLK
(1963, 2A) et DUN HAM (1962, 2B)
TABLEAU 3
Evolution des sédiments et de l'énergie en fonction de
la trolle des grains
TABLEAU 4 ,
Quantification et signification des symboles utilisés
TABLEAU 5,6 et 7:
Essais
de synthèses
biostratigraphiques
du
bassin
ivoirien
TABLEAU 8
Estimation du rapport grains finsl grains grossiers dans
le Puits Tiémié 1
TABLEAU 9 ,
Définition des séquences diagraphiques
TABLEAU 10 ,
Définition
des
taux minima
de sédimentation du puitl-i
Tiémié 1 comparés à ceux du bassin ivoirien (S8)
TABLEAU I l
Fiche
analytique
synthétique
de
13
pétrographie
sédimentaire des calcaires biocla,c;tiques d'Adiaké
TABLEAU 12
Essai d'application des concepts d'aulacogène et de rift
avorté au fossé de la Bénoué
TABLEAU 13
Concept
d'évolution
du
golfe
de
Gascog"ne
selon
LE
PICHON et al 1971
TABLEAU 14
Concept
d'évolution
du
golfe
de
Gascogne
selon
OLIVET et al (1984)
TABLEAU 15
Concept
d'évolution
du
golfe
de
Gascogne
selon
BOlLLOT et al 1982. puis 1985
TABLEAU 16
Synthèse de pétrographie sédimentaire de la coupe de
Montory
TABLEAU 17
Caractéristiques stratonomiques des bancs de la coupe
nC! III
TABLEAU 18
Fréquence
dtapparition
des
structures
internes
des
turbidites de la coupe nO III
TABLEAU 19
Caractéristiques
stratonomique
des
turbidites
de
la
coupe IV
TABLEAU 20
Fréquence des structures internes dans les turbidites
de la coupe 1V
TABLEAU 21
Résultats
des
analyses
diffractométriques
des
argiles
des coupes étudiées dans la zone nord-pyrénéenne


19
LISTE DES PLANCHES
PLANCHE 1
Sédimentologie de la partie inférieure de la coupe des
pelites anoxiques de l'Albien
supérieur de
MONTORY
RN 618
PLANCHE 2
Sédimentologie de la partie moyenne de la coupe des
pelites

anoxiques de J'Albien
supérieur de MONTORY
RN 618
PLANCHE 3
Sédimentologie de la partie supérieure de la coupe des
pelites anoxiques

de J'Albien
supérieur de MONTORY
RN 618
PLANCHE 4
Microfaciès
d'éléments
carbonatés
remames
dans
les
petites anoxiques de l'Albien
supérieur de MONTORY
RN 618
PLANCHE 5
Bioclastes
remames
dans
les
pelites
anoxiques
de
l'Albien supérieur de MONTORY RN 618
PLANCHE 6
Sédimentologie
de
la
coupe
des
poudingues
albo-cénomanicns de MENDIBELZA (levers 1 et 2)
PLANCHE 7
Sédimentologie
de
la
coupe
des
poudingues
albo-cénomaniens de MENDIBELZA (lever 3)
PLANCHE 8
Microfaciès
des
g·rès
paléozoiques
remaniés
dans
les
poudingues albo-cénomaniens de Mendibelza
PLANCHE 9
Microfaciès
de
brèches
et
galets
de
calcaires
jurassiques
remaniés
dans
les
pouding-ues
albo-cénomaniens de MEN ARBELZA
PLANCHE 10
Microfaciès
des
cal CD ires
albo-cénomaniens
des
poudingues de MENDIBELZA
PLANCHE 11
Microfaciès des calcaires albo-cenomaniens à Melobesiées
des poudingues de MEND1BELZA
PLANCHE 12
Microfaciès
des
calcaires
albo-cenomaniens
à
gros
débris
d'hexacoralliaires
des
poudingues
de
MENDIBELZA
PLANCHE 13
Bioclastes
contenus
dans
les
poudingues crétacés
de
MENDIBELZA
PLANCHE 14
Sédimentologie de la coupe de la grange (nO 1) du bois
du Bager RN 618

PLANCHE 15
Métamorphisme
du
sommet
des
pélites
anoxiques
a1biennes du bois du Bager par les spilites
PLANCHE 16
Sédimentologie
de
la
coupe
de
l'EDF
ARUDY
(nOII)
dans le bois du Bager
PLANCHE 17
Détails des microstructures sédimentaires de la coupe
de l'EDF ARUDY (nO II) dans le bois du Bager

20
PLANCHE 18
Microfaciès
(FI)
des
turbidites
calcaires
du
f1ysch
vraconien-turonien inférieur du bois du Eager
PLANCHE 19
Microfaciès
(F2)
des
turbidites
calcaires
du
flysch
vraconien-turonien inférieur du bois du Hager
PLANCHE 20
Microfaciès
(F3)
des
turbidites
grésa-calcaires
du
flysch vraconien-turonien inférieur du bois du Hager
PLANCHE 21
Diagénèsc du flysch du bois du Bager : coloration au
rouge d'Alizarine des microfBciès Fi, F2 et F3.
PLANCIIE 22
Diagénèse
du
flysch
vraconien-turonien
inférieur
du
bois du Hager
coloration aU rouge d'Alizarine
PLANCIIE 23
Diagénèse
des
macrofossiles
du
flysch
cénomanien
supérieur-turonien inférieur du bois du Hager (coupe
nO IV de l'EDF BUZY)
PLANCIIE 24
Diagénèse des tests de Foraminifères (silicification) du
flysch cénomano-turonien du bois du Bager
PLANCIIE 25
Bioclasts
rencontrés
dans
le
flysch
vraconien-
cénomonien inférieur du bois du Bager - Coupe nO III
- RN 618
PLANCIIE 26
Bioclastes
rencontrés
dans
le
flysch
vraconien-
turonien inférieur du bois du Bager (coupes nO III et
IV)
PLANCHE 27
Bioclastes
rencontrés
dans
le
flysch
cenomanien
supérieur turonien inférieur du bois du Bager (coupe
N° IV)
PLANCIIE 28
Bîoclastes rencontrés dans le flysch vraconien-turonien
inférieur du bois du Bager
PLANCIIE 29
Microfaciès
de
la
teschenite
et
des
cornéennes
turoniennes de Buzy (coupe nO V)
PLANCHE 30
Diffractogrammes des argiles des coupes de MONTORY
(1) et de MENDIBELZA (2)
PLANCHE 31
Diffractogrammes des argiles des coupes de la grange
(1) et de l'EDF ARUDY (2) du bois du Bager
PLANCIlE 32
Diffractogrammes des argiles des coupes nO III et IV
du bois du Bager
PLANCIIE 33
Cartographie,
analyse
semi-quantitative
et
dif-
fractogramme d'éléments majeurs (Si,
Ca, Fe) d<:lns le
flysch
vraconien
cénomanien
inférieur
de
la
eoupe
nO 111 du bois du Bager. Ech. Di 72. 1ère plage
PLANCHE 34
Cartographie,
analyse
semi-quantitative
et
dif-
fractogramme
d'éléments
majeurs
dans
le
flysch
vraeonien cenomanien inférieur de la coupe nO III du
bois du Bager. Di 72. 2èrnc plage

Z1
PLANCHE 35
Cartographie
analyse
semi-quantitative
et
dif-
fractogramme d'éléments majeurs (Si,
Ca,
Fe) dans le
flysch
Cénomanien
supérieur-turonien
inférieur
de
la
coupe nO IV du bois du Bager (ech. El ) 1ère plage
PLANCHE 36
Cartographie.
ann]yse
semi-quantitative
et
dif-
fractogrammes
d'ëléments
majeurs
(Si,
Ca,
Fe)
du
nysch
cénomanien
supérieur
-
turonien
inférieur
du
bois du Bager (éch. El - 2eme plnge)
PLANCHE 37
Cartographie.
analyse
semi-quantitative
et
dif-
fractogrDJTlme
d'éléments
ffinjeurs
(Si,
Ca.
Fe)
du
flysch cénomanien supérieur-turonien inférieur du bois
du Bager (éch. Z fin - 1ere plage)
PLANCHE 38
Cartographie,
analyse
semi-quantitative
et
diffractogTamme
d'éléments
majeurs
(Si,
Ca.
Fe)
du
flysch
cénomanien
supérieur
-
turonien
inférieur
du
bois du Bag-er (éch. Z6a - 2ème plage)
PLANCHE 39
Cartographie.
analyse
semi-quantitative
et
dif-
fractogramme
d'éléments
majeurs
(Si,
Ca,
Fe)
du
flysch
cénomanien
supérieur
-
turonien
inférieur
du
bois du Bager (éch. Z 10 - 1ère plage)
PLANCHE 40
CartogTaphie,
analyse
semi-quantitative
et
dif-
fractogramme
d'éléments
majeurs
(Si,
Ca,
Fe)
du
flysch
cénomanien
supérieur
-
turonien
inférieur
du
bois du Bager (ech. Z 10 - 2ème plage)
PLANCHE 41
Microfaciès
des
calcaires
bioclastiques
et
glauconieux
dlADIAKE
(passage
Paléocène-Eocène
du
bassin
sédimentaire ivoirien)
LISTE DES ANNEXES
ANNEXE Al
Géométrie
et
essai
de
caractérisation
des
milieux
de
dépôts carbonatés (EH Aquitaine 1975, 1977)
ANNEXE A2
Description
lithologique
détaillée
des
échantillons
de
sondag-es d'Adiaké (Sud-Est de Côte d'Ivoire)
ANNEXE A3
Mode opératoire de l'extraction des microfossiles
ANNEXE A4
Modc
opératoire
et
résultats d'analyse
par perte au
feu des argiles dlAdiaké
ANNEXE A5
Mode opératoire et résultats dc la calcimétMc
ANNEXE A6
Principe et mode opératoire d'analyse diffractométrique
des argiles


23
RESUME
L'objet
de
ce
travil
est
l'étude
comparée
de
la
sédimentation
de
premiers stades de l'ouverture atlantique au niveau du Golfe de Guinée et
du Golfe de Gascogne.
Après
un
rappel
des
principales
données
océano~;raphiques.
géologiques et
géophysiques disponibles sur le Golfe de Guinée et plus
précisément
sur ID
Côte
d'Ivoire,
le
Fossé
de la Benoué et
le
Gabon,
l'étude s'est concentrée en Côte d'Ivoire sur :
- le forage Tiémié 1 (à l'Ouest), qui traverse sur 2 700 ID l'intervalle
Eocène moyen-Albien.
-
les sondages de la région d'Adiaké (à l'Est).
ayant traversé les
séries du passage Paléocène-Eocène.
La série crétacée de
Tiémié
l,
8
été étudiée plus particulièrement
pour
la
sédimentologie
des
séries
traversées.
L'étude
a
porté
sur les
cutting-s
de
forages,
l'analyse
des
dia graphies
différées
et
leur
interprétation
en
termes
sédimentologiques.
Des
essais
de
corrélations
avec d'autres forages anciens ont permis de conclure que, situé dans la
partie occidentale du bassin côtier,
Tiémié 1 a enregistré l'essentiel des
évènements géologiques connus dans le bassin ivoirien.
En
particulier,
la
forte
accumulation
de
black
shales
au
Crétacé
moyen-superIeur.
l'influence
des
fractures
à
jeu
au
moins
normal,
sattélites de la Faille des lagunes avec subsidence continue et sans seuils,
ni hauts fonds ; l'influence de la polarité Est de l'expansion. marquée par
des sédiments de plus en plus marins vers l'Ouest, et une variation des
environnements ont été mises en évidence.
Le
passage
Eocène-Paléocène de Côte d'Ivoire,
au niveau d'Adiaké
est caractérisé par :
une
sédimentation
sablo-argileuse
avec
récurrence
d'un
niveau
plurimétriques de calcaires bioclastiques (bîomicrite parfois lumachellique).
Ils
sont très
riches
en Ostracodes oligotypiques ;
ce
qui,
en
plus du
caractère très détritique
des niveaux carbonatés,
traduit une influence
continento-Iagunaire
interférant
sporadiquement
avec
des
influences
marines franches.
Les corrélations lithostratigraphiques entre les différents
sondages
ont pris comme éléments les données de la géochimie des argiles. Cet outil
est remarquable mais demande à être développé pour le bassin d'Adiaké.
En conclusion. l'évolution structuro-sédimentaire du Golfe de Guinée
est
essentiellement
contrôlée
par
un
double
système
transformant
transformante Walvis-Rio Grande et Transformante de St Paul Romanche.
Les marges induites par le jeu conjugué de ce système transformant ont
évolué
de
manière
différente
dès
la
fragmentation
du
Gondwana,
au
Jurassique terminal.
La
marge ivoirienne est contrôlée par l'activité transformante du
réseau de frRctures St Paul Romanche.

24
-
Dans les marges avortées de la Bénoué. la subsidence thermique
élevée et la structuration complexe des marges ont été bloquées par la
compression santonienne.
La
marge
gabonaise
est
le
type
même
de
marge
océanique
divergente à structuration plus complexe du plateau continental.
Après
la crise
salifère
de
l'Aptien
supérieur
liée
d'Une
part
au
confinement du milieu et, d'autre part à l'aridité de certaines phases du
climat tropical, le milieu marin s'est de plus en plus approfondi avant la
régression santonienne.
Le
cadre
d'évolution
du
Golfe
de
Gascogne
est
plus
rapidement
présenté dans ce travail.
Les études
de terrain,
complétées par les analyses
de
laboratoire
(pétrographie,
biostratigraphie)
ont
été
effectuées
dans
la
zone
nord-
pyrénéenne.
* Le. sédimentologie des pétites anoxiques de Montory (Albien
supérieur)
révèle
que
ce
sont
dépôts
de
bas
de
talus.
et
que
les
intercalations plus grossières.
certaines calcaires,
correspondent
à des
chenaux profonds.
L'essentiel de
la faune
récoltée consiste en d'ahondants
débris
de
polypiers
provenant
de
l'érosion
de
systèmes
récifaux
constituant
des
hauts fonds (Arbailles, marge ibérique).
* Les conglomérats de Mendibelza apparaissent comme des dépôts de
comblement d'un bassin affamé à
sédimentation chaotique.
Les éléments
remaniés (taille, morphométrie, etc ... ) indiquent un remaniement de socle
et de plate-forme carbonatée tant Jurassique que Crétacée.
Les flyschs du Vraconien-Turonien inférieur du Bois du Bager sont
des
dépôts
de
base de
pente,
d'abord
bréchiques et
à
écoulement en
mass- flow puis de chenaux mieux individualisés au sommet de la série.
L'existence
probable
d'un
point
chaud
sous
la
lithosphère
continentale
à
la
fin
de
la
regression
albienne,
a
provoqué
des
épanchements
synsédimentaires
de
spüites
dont
les
derniers
termes
de
refroidissement (teschéni1es)
sont en intrusion dans le flysch turonien,
transformant à leur contact, ce flysch en de véritables cornéennes.
L'étude biostratigraphique montre la dominance des formes benthiques
corrélatives il une pauvreté en Foraminifères planctoniques, en particulier
au
Vraconien.
Des
spécimens de
Foraminifères
bien
conservés ont
été
décrits.
L'essentiel
des
Foraminifères
benthiques
remames
provient
de
la
plate-forme
crétacée
profonde.
Différents
environnements
sont
reconstitués.
notamment
de
basse
énergie
(Foraminifères
enrobés
de
gangue micritique et associés à des Algues l\\.1élobésiées.
La pétrographie sédimentaire révèle une diagénèse polyphasée Avec
des
phases
de
forte
recristallisation
et
surtout
une
sWcification
importante.
Certaines
phases
diagénétiques
précoce.<=;
sont
liées
à
la
thermicité
manifestée
notamment
par
les
épanchements
volcaniques
sous-marins synsédimentaires.

25
En
resumé,
la
comparaison
des
deux
Golfes,
de
Guinée
et
de
G8scogne, aboutH a un modèle d'évolution comparable
- J'existence de doubles systèmes transformants dont le jeu conjugué
est responsable dans les deux Golfes de la création des marges induites.
-
Les
environnements sédimentaires
bien
que
localement
différents
ont cunnu au Crétacé moyen-supérieur des phases anoxiques comparables,
traduits par le dépôt de masses épaisses de black shales.
Le
dépôt
de
ces
épaisses
séries
anoxiques
de
Mon tory
(3 km
d'épaisseur)
est probablement lié à une subsidence triple:
structurale,
thermique mais aussi par transfrert
de masse liée à J'halocinèse qui se
produit plus au Nord dans le bassin nord-pyrénéen.
Les paléoclimats du Golfe de Gascogne sont au moins tropicaux (zone
horizontale
de
formation
des
carbonates)
et
probablement
même
équatoriaux.
La
migTation
continentale
induit
les
séries
carbonatées
épaisses
crétacées.
Dans
le
Golfe
de
Guinée
(s.1.),
une
halocinèse
provoquant
le
déplacement
des dépôts centres est connue,
notamment
en
Angola.
Les
climats sont aussi un facteur prépondérant dans la sédimentogenèse.
Alors que le paléoclimat est resté essentiellement subéquatorial dans
la
partie
septentrionale
du
Golfe
de
Guinée,
des
climats
arides
et
le
confinement structural permettent le dépôt d'énormes masses salifères au
Gabon.
Cette
sédimentation
qu'on
ne
rencontre
pas
dans
le
Golfe
de
Gascogne
au
même
niveau
est
également
liée
à
lfactivité
de
rides
assismiqucs qui ont dû isoler le bassin Congo-Gabon-Angola.
Un modèle d'évolution comparée des deux golfes est proposé.

26
Major objective of this workiis the comparizon of the sedimentation of
Atlantic
first
openning
stages
in
the
Gulf of Guinea
and
the
Bay
of
Biscay.
Aftel' the remind ot the main oceanographie data avaHable. g'eological
and geophysical,
on
the Gulf of Guinea,
and more precisely,
on Ivory
Coast,
Benue
trough
and
Gabon,
the
study
i5
concentrated
in
Ivory
Coost, on :
-
the Thicmie A driU hole (in the west) which crosses,
on 2700 ID
i. e.. the interval mid-Eocene-Albein .
The borings of Adiake region. in the East. which cross the series
of the Paleocen-Eocene interval.
The
Cretaceous
Tiemie
1 serie
has
been
summsrized
and
studied
particulary for Hs sedimentology.
The
study
i8
concerned
with
the
drill
cuttings.
the
analysis
of
differed diagraphies and their Interpretation in sedimentological 1erms.
Attemps of correlations with other ancient drills allowed to conclude
that,
located
in
the
western
part
of the
coastal basin,
Tiemie
1
hos
enregistred the essential events which occured in the Ivoriun basin.
Particularly, the high accumulation rate of black shales at mid- and
upper Cretaceous ; the influence of fauIts, of which the offsett is at leost
normal.
and
which
are
satellits
of
the
Faille
de
lag'unes,
shows
a
continuous subsidence. Continental margin is peculior, without thereshold,
and no
shoal ;
the influence of Eastern
polarity
of expansion,
marked
towards the west by deposits more and
more marine and cnvironmental
variations allow to show thet
-
The Eocene-Paleocene limit in the Ivory
Coast,
around Adiake is
characterized by :
- a shally and sandy sedimentation with recurrences of plurimetrical
meters of argilaceous and bioclastic lime stone beds (pack stone- wackstone
often shally).
They are often oligotypical Ostracoda rich ; what, overall
of the detrital
charactcr of carbonaceous levels.
expirons
a continentol
and
lagoonal
influence.
interfering
sporalically
with
t rue
marine
influences.
The
Iithostratigraphîc
correlations
between
the
differents
borings,
used
data
of
geochemicAI
of
shales
this
too1
is
remarquable,
but
demands to be developped for the Adiake basin.
In
conclusion.
the
structuro-sedimentary
evolution
of the
Gulf of
Guinea is mainly controled by a double transform
system :
the Açores-
Gibralhlr fractures
zone and the St Paul Romanche fractures zone.
The
margins induced by this conjug"ate transform system evolutcd differently
as soon as the Gondwana fragmentation at terminal Jurassic occurs.
-
The Ivorian margin is controled by the transform actîvity of the
St Paul RomAnchc fractures network.

27
-
In
the
aborted
Denue
margins.
the
high
thermieal
differential
subsidence and the complex structuration of the margin have been blocked
by the Santonian compression.
The
Gabonese margin
i8
the
classical type of divergent accanie
margin with a more complex structuration of the shelf.
Aftel' the saliferous crisis of upper Aptian,
related in one hand, to
the environment reducing and 1 in the other hand, to certain arid phases
of tropical climntes,
the marine environment has more and
more sinked
before the Santonian regression.
The structural setting of Bay of Biscay i5 more quickly presented in
this work.
The sections studies. completed by laboratory analisis (petrography,
biostratigraphy) have been carI"Î.ed out in the Nord Pyrenean zone.
* The sedimentology of anoxie pelîtes of Montory (upper Abian)
shows
they
are
low
escarpment
deposits
and
that
the
more
coarse
intercalations sorne of them calcsI'eous. correspond to deep channels.
The
essential
of
the
harvested
fauna
consists
in
abudant
coral
fragments.
issued from the erosion of reef-systems constituting shoals :
Arbailles, iberic margin.
* The Mendibelza conglomerates appear to be the fill-up deposits of
starving basin
with
chaotic
sedimentation.
The removed elements
(size.
morphometry etc .. )
show
a
removing of shield
and carbonaceous shelf,
ether from Jurassic than Cretaceous.
* The Vraconian-lower Turonian flysch of Bois du Bager are deposits
of lower slope at first,
breccial and with best individualised channel at
the summut of the intervall.
The
probable
existence
of
a
hot
spot
un der
the
continental
lithosphere
at
the
extremity
of
the
Bay
at
the
end
of
the
Albian
regression
has
induced
spilitic
synsedimentary
effusions
which
coolïng
terms (Teschenites) intrude the Turonian flysch, transforming this flysch
in true hornfels.
The
biostratigraphy
study
shows
the
dominance
of benthic forms.
correlative
to
a
poverty
in
planctonic
Foraminifera.
particularly
at
Vraconian. Sorne specimen off weIl conserved Foraminifera are described.
The
essential of the
removed
benthic
foraminferal
cornes
from
the
sha110w
cretaceous
shelf.
differents
environments
of
low
ertergy
(Foraminifera
surrounded
by
micritic
enveloppe
and
associeted
with
Melobesiees AIgae).
The sedimentary
petrography.
shows a
polyphased
diagenesis
with
phases of high
recristallisation and especially an important silicification.
SODe precocious forward diagenetic phases, arc rclatcd to the thermicity
induced notably by the volcanic synspdimentary sub-marine effusions.
ln summary.
the comparizon of the
two Bays,
off Guinea and off
Biscay leads to a comparable model of evolution
the
existence
of
a
double
transform
system
which
conjugate
mouvement is responsible of the creation of induced margins.

28
- the sedimcntory environmcnts even through localy differents, have
known
at
mid-upper
Cretaceous.
comparable
phases
of deposit of hige
series of black shaJes.
Deposition
of such
huge
anoxie series as Montory
(3 km thick)
i5
probably refated with a triple subsidence : structural,
thermie but a1so
halokinetic. due to a mass compensation with an halokinetism which i5 in
the way immediatly North, in the North Pyrenean basin.
Bay
of
Biscay
Cretaceous
paleoclimat es
are
at
least
tropical
(horizontal
zone
of
huge
carbonate
deposition)
and
even
probably
equatorial.
Continental
migration
allows
to
manage
the
de position
of
huge
amounts of carbonates.
In the Gulf of Guinea (s.l.) an halokinetic behaviour of the margin
is
weB
documcnted
and
provokes
the
migration
of
the
depot-center.
particufarly along the Angola margin.
Clîmates are also
responsable for
sedimentogenesis.
Although
paleoclimates
stayed
essentially
equatorial
in
the
septentrional
part
of the
Gulf of Guinea.
arid
climntes
and
structural
reducing allow the deposit of wicJe saliferous masses in Gabon.
This sedimentation absent at a same lev el in the bay of Biscay. is
also related to the activity of the 3sismic ridges which have isolated the
Gabon-Congo-Angola basin.
A compared evolution model of the two Rays is proposed.

29
INTRODUCTION GENERALE
Ce travail est une étude de sédimentologie.
de pétrographie sédimentaire
et de bios tra tigraphie.
Il a pour thème, une contribution à ITétude comparée du golfe de Guinée
et du golfe de Gascoj:!;ne pendant les premiers stades de leur ouverture.
et une approche de Il héritage prerift.
synrift ct post
rift
au
sein de
chacun des deux golfes et donc leur réponse à la divergence des plaques
et la création du plancher océanique.
Compte tenu du matériel disponible, l'étude sera centrée sur la réponse
sédimentaire de ces deux zones, pendant ces premiers stades d'ouverture.
METHODOLOGIE GENERALE
Nous avons utilisé divers outils pour la réalisation du présent travail et
ceux-ci ont varié en fonction des difficultés d'approche que posait chaque
partie du problème.
Une étude bibliographique systématique et thématique a été réalisée sur
l'evolution synrift jusqu'à la
fin de l'ouverture de l'Atlantique Nord et
Sud
et
particulièrement
au
niveau
des
deux
golfes,
l'essentiel
des
documents
m'a
été
fourni
par
le
service
de
la
documentation
de
la
SNEA(P) .
Deux stages pratiques œétudes sédimento]ogiques ont été effectués sur les
sondages d'Adiaké (1983) et Tiemie 1 (1985) à la PETROCI pour illustrer
un exemple d'évolution régionale du bassin côtier ivoirien dans le golfe de
Guinée.
* L'évolution du golfe de Gascogne a été npprochée par des études
sédimentologiques de terrain dans le bassin nord pyrénéen.
L'étude sédimentologique a porté :
1 -
Sur
l'analyse
séquentielle
des
séries
carbonatées
de
faible
profondeur.
2 -
Sur des séries de type anoxiquc (black shales).
3 -
Sur des séries gravitaires de type flysch
L'étude de pétrographie sédimentaire
a porté sur les éléments remames
d'une
part
dans
une
serie carbonatée
de faible
profondeur du
plateau
continental
et
d'autre
part
dans
une
série
silicoclastique
carbonatée
profonde (pente-bassin) avant de comparer leur étude diagénétique.
Pour
l'étude
biostrntigraphique,
nous
avons
recherché
à
partir
des
éléments carbonatés de la marge et remaniés dans les dépôts gravit aires
de type flysch :
1 -
il reconstituer les biotopes du milieu carbonaté de faible profondeur
grâce à l'identification et l'étude des associations faunistiques,
2 -
il reconstituer les environnements ct leurs assemblages en séquences
paysages.

30
Un essai de reconstitution de la marge appuyée sur ces données a permis
de préciser les diffcrents faciès œouverture, de formation de la marge ;
réalisation du système marge-pen te-bassin et de proposer des séquences
d'évolution du pl8teau continental.
En conclusion, l'évolution géodynamique dans les deux golfes est comparée
sous le triple point de vue
évolution structurale syn à post rift
évolution du cadre climatique
évolution des apports sédimentaires
Les
divers
aspects
abordés
composent
les
différents
chapitres
de
ce
mémoire.
METHODE D'ETUDE PRATIQUE
Le caractère gravitaïre des formations au sein desquelles toutes les coupes
ont été exécutées dans les Pyrénées. impose une même méthode d'étude
qu'on peut résumer de la façon suivante :
A -
SUR LE TERRAIN
1 -
Une esquisse générale de l'évolution stratonomique est établie.
2 -
L'analyse de chaque dépôt gravitaire précise :
le rapport matrice éléments
la granulométrie en utilisant la table de GRABAU (Tableau 1)
les
structures
internes
(nature
et
épaisseur
des
intervalles
de
Bouma, variation de ces intervalles, évolution de la matrice etc ..
les structures
et
figurcs
de
base,
chenal,
érosion,
figures
de
charge. bioturbation etc ..
son contenu fossilifère
un échantillonnage, serré ou non en fonction de l'intérêt VIse
l'évolution
dia génétique
perceptible
nature
pétrologique,
cimentation ..•
3 -
La
minute
de
terrain
récapitule
l'évolution
stratononique
et
lithostratigraphique de la coupe.
B -
AU LABORATOIRE
Les analyses ont essentiellement porté sur la pétrographie sédimentaire
1.
Pétrographie des carbonates
Nous avons utilisé d'une
part la terminologie classique ùe FOLK
(1953)
pour caractériser les constituants alloehinliques (leur inventaire complet)
et
orthochimiques
(nature
chimique
du
liant)
et
d'autre
part celle
de
DUNHAM (1962) pour inùiquer l'énergie probable de dépôt (Tableaux 2 et
3).
Quelques
analyses
très
locales
de
eertains
échantillons
ont
pu
êtrc
réalisées dans la mesure de nos moyens : analyses diffractométriques des
fractions
argileuses
aux
rayons
X,
analyse
semi-quantitative
et
cartographies
d'éléments
majeurs
au
mieroscope
électronique à ba1ayag'c
(M.E.B.J.

31
ROCHES MEUBLES
ROCHES CONSOLIDEES
Nature possibles
des éléments
Dimension des
Nom des
Types
Nature
éléments
éléments
Eléments
Eléments
Parti-
du
(STRAKHOV)
prédominants
accessoires
culiers
ciment
100 mm
Brèches
Calcitique
(éléments
siliceux
Galets
Quartz
Cong10
angul)
mérats
Poudingues
do 1omit; que
éléments
ferrug; neux
arr.
_ID mm
Fragments
de roches
Feldspath
Grés felds
Grès
Dathiaues
Graviers
diverses
gros-
Feldspath
5 iers
_
1 mm
> 25 %
Arkoses
Micas
Grès mlcacés
Sables
Quartz
Grès
Alios
Quartzite
Grès calcaire
Grès dolom.
_
0,1 mm
Aleurites
Quartz
Micas
Aleu-
ri tes
_
D,Dl mm
Minéraux
Quartz
argileux
Pas de
Pe lites
Minéraux
terme
Quartz
argileux
Argil ites
généra l
Tableau 1
Classification des roches détritiques d'après GRABAU (1901)

32
ROCHES
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CAft80NATtU
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1 able au 2
ClassiriC'lllion des roC'he" carbonulée" d'après rOlK(196J, A )
el DUNHAM(1962, A).
FOLK
DUNHAM
SEDIMt:NT.
ENERGIE
1;:-
..
\\:~
-
\\ Micrite
Mudstone
\\.fase
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R
0'
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~
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"
FaibLe
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%,
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'"
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0
ii-I
",-
0,
R
,
"
8acîe vase,'.l.J::
"
0
""
0 ,
~
0
.SOŒY'·[te
~
fa!; te
..
+
CRAINSTCNE:
of-
Tableau J
rvolulion des sédiments el de l'eneryie en lonetioll de la laille des grains
(modifié de NDA.1984)

33
2. Pétrographie des grès
La mêthode de laboratoire consiste à partir de chartes visuelles,
à
dêterminer le pourcentage d'éléments par rapport à la phase de liaison.
La nRture des éléments de la matrice.
ainsi que celle du ciment et
son
degré
de
cristallinité
sont
ensuite
établis
avant
un
essai
de
nomenclature qui précisera les observations de terrain.
3. Micropaléontologie
a -
D'abord un inventaire complet des microfossiles est dressé,
b
- puis une quantification (Tableau 4) est proposée à l'aide de
certains termes (rares, nombreux. etc.) repris dans le texte.
TERME
eBREV lA TION
SYMBOLE
NOMBRE DE DEBRIS DANS LE
CHAMP DE LA LOUPE
Très rare
-
1
à ra re
TR à R
1 à 3
Assez présent
AN
(j
4 à 12
Abondants
N

12 - 20
Très nombreux
ou
TN
-
) 20
Très abondants
Tableau 4 ; Quulltilicalion e! sigrtilir::ation des symboles utilisés.
c. Des lavages ont permis d 10bserver des formes dëgag·ées à la loupe
binoculaire.
d. Sur certains échantillons, nous avons recherché des Nannofossiles
calcaires au lI,ŒB (études rénlisées à la SNEA(P).
N. B. : Pour les données biostratigraphiques extroites de la
bibliographie, une mise à jour a été faite par R.DELOFFRE, et les
âges absolus ont été calculés à partir du tableau de G.S.ODIN
(1982)

34
Ces études de terrain et de laboratoire ont permis de réunir les divers
critères
(biologique,
dynamique et physico-chimique)
de caractérisation
des milieux
de
dépôt
(tels qu'ils ont été
définis par ELF
AQUITAINE
(1977) (Annexe Al).
Ces différents critères permettront de retracer l'histoire géologique des
sédiments en particulier leur provenance,
leur mode de transport,
leur
environnement
de
dépôt,
et
leurs
transformations
diagénétiques
ce
dernier aspect fi été étudié par coloration d'une partie des plaques par
une solution diluée de sulfonate rouge d'Alizarine.

35
PREMIERE PARTIE: APERCU DE L'EVOLUTION GENERALE DE L'ATLANTIQUE
Depuis
TAYLOR
(1908)
et
WEGENER
(1912).
Phypothèse
du
mobilisme crustal ct de l'ouverture de l'Atlantique a
été petit à petit
conforté et apparaît à présent comme un fait établi.
Les stades d'évolution de l'Atlantique sont devenus des holotypes.
utilisés
:lutant
en
recherche
fondamentale
(par
exemple
sismostrn-
tigraphie,
VAIL
et
ul.
1976) 1
qu'en
recherche
appliquée
(recherche
pétrolière EMERY 1980).
De nombreux chercheurs ont
tenté
de reconstruire l'évolution
de
cet
océan
en
établissant
des
modèles
cinématiques
(BULLARD
et
nI.
1965)
basés
par
exemple
sur
les
notions
de
paléomagnétisme
(FRANCHETEAU 1970, 1983) et de point chaud (MORGAN 1911).
A la suite de ces travaux,
des synthèses et des modèles partiels
ou
généraux
de
plus
en
plus
précis
ont
été
proposés
par
d'autres
auteurs:
KEEN
et
KEEN
(971);
LE
PICHON
et
HAYES
(1971) ;
FRANCHETEAU
et LE PICHON
(1972) ;
MASCLE
(1976)
;
RABINOWITZ
(1976),
DELTEIL
(1977)
;
M.POULET
(1977)
A.PERRODON
(1977),
NEUGEBANE
ct
al.
(1978);
BOiLLOT
(1983)
,1.
SCLATER
et
al.
(1983); JL. DLIVET et al. (1984).
Ces
divers
travaux
ont
abouti
à
la
distînction
de
trois
grands
types de marges
:
divergente (stable),
convergente,
transformante et
ont apporté une meilleure connaissance de l'histoire de l'Atlantique.
On sait aujourd'hui que l'ouverture de l'Atlantique s'est effectuée
de façon épisodique et non synchrone suivant ~es latitudes (figures lA à
ID. Au Nord, le rifting initial plus précoce (EMERY et al,1975) est daté
du Permo-Trias, au moment de la fragmentation de la Pangée; au Sud,
ce rifting est plus tardif et date du Jurassique supérieur (non précisé
sur ces figures).
L'expansion
océanique
atlantique
et
le
début
de
la
séparation
effective des masses continentales date du .Jurassique supérieur au Nord
tandis qutelle débute au Crétacé inférieur au Sud.
Cette séparation a été largement contrôlée par la divergence des
plaques
(EMERY
1975;
E.
BLAREZ
1986),
mais
également
par
les
mouvements
de
translation
pure
le
long
des
failles
transformantes
affectant parfois le rift média-océanique (figures 2A et 2B).
Pendant
et
à
la
suite
de
cette
séparation
crus tale •
des
zones
potentielles de fortes accumulations sédimentaires (EMERY et al .• 1975)
se sont créées.
Cette sédimentation va être soumise à des influences aussi bien de
la tectonique, du climat (fig.3), des variations eustatiques globales, que
de la distribution des courants de fonds.
épisodiquement contrôlée par
les oscillations des
rides
as sismiques ayant
parfois servi,
de barrière
morphologique à la sédimentation (figures 1C, ID et 2B).

36
A
J
-~,
-/,
c
o
rig. 1
5chém8~ des étapes d'expansioll
du pliJl,cher
de l'océan allanlîque
au Jut;~ .... ique moyen(A), au Crétacé
inléJieur(B). au Sénonien(Cl, el
~ j'Acluel(D) d'aplh TAP5CQTT el
Sel AHR. (1979).
-........
E

37
l

Alblen superieur
CENOMANlEN
Albien Inférieur
""eoco m1en
1
\\,.,
\\
'f
- ~-=-
--- "o1-a""
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-r ...u '''~H( c.uocrou.
campanie"
Contacren
limite Cénomanlen.Turonien
r ig. J : Positions relaLÎ\\les des ceÎllturc~
\\
~
.. \\
\\
\\
dimalîques du Nêocomien au
.J
Campani .. n d'près le .. rêcer;h
tl\\lilUll de f . Blosse Pot al.
aill .. i
que les résulLats des campagnes
Geowes dans \\' Atlantique ill
p.C. de GraCÎallski(1986).
'-
,,-
>-
.'
--

39
Mais l'un des facteur~ dominants reste l'apport sédimentaire qui a
permis à des auteurs (WALCOTT. 1972 ; BOILLOT. 1983) de différencier
les
marges
nourries
(sur
lesquelles
la
progradation
sédimentaire
s'effectue vers le large durant toute l'histoire géologique de la marge) et
les marges affamées (où la pro gradation sédimentaire est lente ou nulle).
En fonction de la nature des mouvements tectoniques initiaux qui
les ont créés,
puis de leur évolution.
différents types de plateau,
de
pente et de glacis continentaux ont été définis à l'échelle globale (EMERY
et al.
1975,
figures 4A et 4D.
A.PERRODüN
1977. fig.
5)
ou régional
(C.POMEROL 1977).
Le mécanisme de la formation d'un golfe est également bien connu
et semble étroitement liée à l'évolution des fossés d'effondrement à trois
branches.
En
nous
inspirant
des
données
bibliographiques,
essayons
d!illustrer schématiquement (figures 6A à 6C) l!évolution structurale et
sédimentaire
des
fossés
d'effondrements
(rifts)
à
trois
branches
a
l'origine de l'ouverture atlantique.
Ces
différents
schémas
indiquent
qu'à
partir
de
fossés
d'effondrements
intra-continentaux
à
3
branches
Ri,
R2
et
R3
(fig. 6A), deux cas de figures d'évolution se présentent :
1er cas
: Une expansion du plancher océanique s'effectue le long
de chacune des branches (Ri, R2 et R3), sépare les blocs A E et C et
crée les marges océaniques divergentes Ml,
M2 et M3
(fig.
6E)
ex
:
Atlantique Sud.
2ème cas
Seules
les
branches
Rl
et
R2
évoluent
en
zones
d'accrétion
océanique
tandis
que
R3
reste
fermée
(ou
avortée)
et
constitue une sorte d'aulacogène (fig. 6A).
Les marges 1\\11 et M mixte
vont subir une évolution totalement différente
- la marge 1\\11 est une marge divergente classique.
- la marge M mixte du fuit de l!avortcment de la branche R3 va subir
l'influence
de
l'aulacogène,
en
particulier
l'apport
sédimentaire
au
débouché du rift avorté va être plus important et largement contrôlé par
celui-ci .
C'est ce deuxième caS d'évolution qui aurait très vraisemblablement
donné naissance à la plupart des golfes actuellement connus le long des
marges atlantiques (Golfe de Gascogne, où le rift avorté correspondrait à
l'aulaeogène du fossé nord pyrénéen
; le Golfe de Guinée avec un rift
avorté : le fossé de la Bénoué ; le Golfe du Labrador : la vallée du Rhin
et
ses
rifts
associés
le
Rio
Grande
le
Rift
d'Oslo
le
Rift
d!Athapuscow et de Bathurst (figures 7A et 7B).

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'M''l 01'. lU.....O.
A
_ _ _ 1
rig.SCarLcs d,"~ rirts mOllLra"l:
A: h~$ cOlin d'eau importants pouvant être liés aUll:
"
points triples au nh.-eau de la Pangea. selo11HAY(1981}
,,
B: LeUT fd'iquellce le 10(1g de'i zones d'ouverLure océanique
,
l,urLouL à l'approche des continents.
B
-'
1 -
J

CLA,'èrJFICATI(i,'Il GENETiQUE DES BJ1SS1NS (A. PERh'O[ii]N, 1':-'
Bassins des aires
staDles O~ intracra
Bassir.s des aires mobiles
toniQu€s,ex.
TCHAO
1
Bassins d1effondrement
Bassins d'avant fassp. et
d'arcs
insulaires
N
1
~
l i € 5 3 des zones de di~ergen
Liés à des accidents
tra~.SVer5es
Mlogeosynçlinal
Fossé:; de t.yn'
" ; ORENDQUE
arcs insuhir'€s
SUSANDIN
A~ec graben ,imo!e, ".
IntracDntirenta~~
MER DU NORD, F[lSSf: OU
". ; CAlIFORNIE
RH IN
r îg. 5: Classification
Avec graben intermédiaire
~vec marges océaniques
gëm'!liqllC des
ex. -: MER ROUGE
e.' . Il'nANA-COTE 0 'IVOIRE
bassins d'après
fOSSE DE LA BENQUE
PERROOON(1977).
- Avec mar~e oréanique
et: GABON,
BRESil, ANGOLA

R
,
1
Plaque A
pl.ù.que B
1
1
2ème cas
-
,
R
....
----
R
Fl.i1que C
M
q
"
"
10A
lOC
"
'"~N
lOB
fig. 6 : Schémas d'évolution possibles
~
R
1
1
d'un rilt:
A. Une masse corllînentale est rrarturéc
Plaque A
PLaque B
suivanl J branches R
R
R
au rHt5;
deuil cas de figures se présentent:
"
.~.
";0
13: l'ou'tlerlure océanique arrecte tou .. les firts
et 3 marges divergentes Ml, M2 et M'
en dérÎvent.
c: Seules les br<lnches R 1 el R2 évoluenl en
marges divclycntes Ml el Ml; Ml
avorte pour donner Ui\\e marge mixte.
~,..
Plaque C

44
Les
différents
cas
de
figures
ct 'évolution
géodynamique
de
ces
bassins
d'effondrement
à trois branches nous permettent
de distinguer
deux types de points triples :
1. Point
triple centripète
:
(figure
SA)

l'expansion
océanique
évolue vers le point triple comme l'ont d'ailleurs fait remarquer DELTEIL
1977. CTITIltTILLOT et al. 1983).
Ex.
- Actuel delta du NIGER
- Jonction entre golfe d'Aden, Mer Rouge et fossés Est africains
2. Point triple centrifuge
(figure SB)
à partir duquel se propage
l'expansion océanique.
Ex.
: Point triple du rifting initial de PAthmtique Sud et probablement
central
Nous
remarquons
par
ailleurs
que
les
rifts
avortés
sont
exclusivement liés au premier cas de fig'ure.
Toutefois. la forme en coude généralement observée dans les golfes
dépend selon COURTILLOT et al. (1983) de l'hétérogénéité des roches de
la zone dite de résistance,
au niveau de laquelle s'opère la séparation
crus tale
finale
et
constituant
le
point
triple
que
nous
avons
baptisé
centripète.
Par
ailleurs,
même
au
niveau
de
la
zone
amincie
constituant
désormais
une
cicatrice
(C.
B URSHFIEL,
1983)
dans
le
continent,
la
tendance à l'ouverture au niveau des zones transformantes (s.s) crée des
bassins
d'extension,
ou
l'pull
a
purt
basins ll •
(J.CROWELL,
1975;
E.BONATTI et al 1984).
Les golfes de Gascogne et de Guinée sont ici comparés du point de
vue structuro-sédimentaire en particulier pendant les premiers stades de
leur ouverture.

45
A
f iy. 8
l~sai de ~l:'hêmilli511ljnn d'un point tri.. l., <:oll\\'clqenl (A)
lx. Actuel delta du
Nigel
B
ri Il- B :! ~"ili ct~ ".chémati'>atÎcm d'un point lIivle diverqent
El(.
Rift
injliill de l'Atlaulique Sud et
Central.


47
DEUXIEME PARTIE
EVOLUTION STRUCTURO-SEDIMENTAIRE DU GOLFE
DE GUINEE
Il.l DONNEES GENERALES
11.1.1. IntroductioIl
Nous avons
signalé
(chapitre
précédent)
que
la
physiographie
actuelle du Golfe de Guinée est caractérisée par un réseau de fractures
océaniques
(transverses
à
la
dorsale
atlantique)
depuis
la
'Zone
de
fractures St PAUL au Nord, jusqu'à Ste HELENE au Sud (fig. 2A).
La création et l'ouverture de ce golfe sont donc étroitement liées
à l'histoire atlantique et les données nouvelles nous permettent d'affirmer
que cette ouverture est faite selon la théorie de l'évolution d!un point
triple
(actuel
delta
du
Niger)
vers
lequel
auraient
convergé
les
ouvertures
de
l'Atlantique
Nord
et
Sud,
et
une
branche
avortée
qui
constituerait l'actuel
aulacogène de
la
Benoué.
La
figure
9 indique la
localisation
géographique
des
différents
bassins
dont
nous
allons
synthétiser l'évolution struturo-sédimentaire.
En retraçant l'histoire géologique régionale de ce golfe, il nous a
été possible de faire ressortir les caractéristiques de son originalité. Nous
envisageons ici, de passer en revue l'ambiance géologique anté-rift (phase
0)
l'évolution
rift-marge
(phases
1
à
4).
Chacune
de
ces
phases est
comparée
à
la
fois
aux
modèles
de
W. W.
HAY
(1981)
et
de
BOILLOT
(1983) .
11.1.2.
Etapes d'évolution du golfe
* Phase O. Stade anté-rift
La
Pangée
comportait
des
cratons
consolidés
depuis
le
Précambrien
et
des
ceintures
orogéniques
ou
zones
de
faiblesse
qui
entourent ceux-ci (fig. 10A).
Avant la fracture du Gondwana au niveau du golfe de Guinée,
le
socle
est
reoté
émergé
du
Précambrien
au
Jurassique
terminal
(429 Ma).
Dans
les
dépressions
épirogéniques
de
ces
ceintures,
les
premiers
dépôts
constituant
les
séries
sédimentaires
continentales
et
lacustres de base datent du Cambrien en Afrique du Sud et du Silurien
au Gabon.
* Phase 1. Rifting continental
La
figure
lOB
indique
que
les
fructurations
continentales
(rifting) convergent vers le point triple (A).
L'oulacogène de la Benoué
étant dans le prolongement structural des zones de fractures du CHAIN et
de CHARCOT (fig. lI).
On observe égakment que l'élargissement du rift est beaucoup
plus important au Sud et plus étroit au Nord du point A.

48
BassÎn de Côle d'h'oÎre
.,.
t-
A r R I G U l
r ossé de la B~lIollé ,,-/'
+
+
+
fig. ':.1 lnc<ltisation qéograptliqup. des bassins étudiés dans le çalfe de GUÎII~e.

49
fig. Hl 1\\
Carte géolol)iq\\.lt' 5cht!matique de la Panqea au "tode anlé-rift
Il''ns le qolle de Cuinée. CR.
Craton
fig. 10 B
Position relalive schémaUque des continents d'Amérique
du ~ud et d'Afrique, lIU moment .... u ritUllg cOlltinental
'JlI niveau du golle de Guinée.
r ig. 11
Carte tectonique du 1] 0 If .. d .. Cu'oëc montrallt les Uaclures lralls"tt'rst's
du Jill mi!diocêaniqlle et leur relation avec le golfe de Guinée
septeiltrional.([xtrait de lMl R Y. 197~}.

50
La forme
en coude de ce
~olfe dépend de l'hétérogénéité des
roches préexistantes et vraisemblablement de l'importance de l'orientation
sub-équatoriale des fractures transverses dont le réseau aurait empêché
une extension Nord-Sud du graben.
La
sédimentation
dans
les
différents
grabens
constitués
est
essentiellement continentale et lacustre.
En
Côte d'Ivoire.
se
dépose la
série dite versicolore. Au Gabon. la série we31dienne et, dans le fossé de
la Benoué,
les
grès de Bima et leur équivalent
: Asu river group.
Le
rifting
s'étend
du
Jurassique
(terminal?)
jusqu'à
la
fin
du
Crétacé
inférieur en Côte d'Ivoire (soit 18 Ma) ; au Gabon, il dure du Jurassique
terminal? Berriasien à 1'Aptien sLlpérieur (soit 20 r..-1a) et dans le fossé de
la Benoué de PAptien supérieur à l'Albien supérieur (soit environ 8 Ma)
Les grabens probablement situés au dessus du niveau des mers
n'ont
donc
enregistré
qu'une
sédimentation
continentale
et
lacustre
pendant près de 20 Ma en Côte d'Ivoire et au Gabon mais moins de 10 Ma
au
Nigéria,
ce
qui
donne
dans
les
deux
premiers
cas,
une
durée
équivalente de celle
établie
par W.W.
HAY
(1981)
pour
son
modèle
de
rifting et
qui
durait
20 Ma pour une phase équivalente;
elle est par
contre inférieure dans l'autre cas.
L'import<.mcc des cIastites pourrait s'expliquer par leur origine
proximale
(rebords
immédiats
des
grabens)
et
une
intense
activité
tectonique et érosive.
Par
ailleurs,
le
long
des
fractures
profondes
de
nature
listrique,
les manifestations volcaniques ne se sont fait sentir que dans
le fossé de la Benoué et dans le bassin du Gabon mais absent en Côte
d'Ivoire sauf au niveau de la Ride - Côte d'Ivoire-Ghana (R.CLG).
L'absence d'évaporites
durant la totalité de ce stade pourrait
s'expliquer
par
l'environnement
climatique
du
Jurassique
terminal
au
Crétacé inférieur
dans
cette
région
du
globe
(fortes
précipitations
et
quantité abondante d'eau douce qui ont probablement dilué l'eau salée des
grabens empêchant ainsi la précipitation de sels).
Par
contre,
les
passages
d'argiles
et
de
marnes
noires
interstratifiées
dans
les
clastites
de
base
pourraient
dériver
de
la
position des grabens (au dessus du niveau marin) d'une part, et d'autre
part de j'isolement des sédiments dû aux rebords soulevés de ceux-ci et
qui induit ainsi un confinement.
Signalons enfin que pour ce stade d'évolution les taux mlIllma
de sédimentation dans les différents fossés
d'effondrements
(rifts)
sont
variables selon les fossés
(nous y
reviendrons).
En essayant d'illustrer
schématiquement
la
sédimentation
dans
le
rift
(figure
12),
nous
nous
apercevons,
que les proportions argiles/détritiques
g-rossiers varient en
fonction des grabens ; en Côte d'Ivoire on observe de nombreuses inter-
stratifications
marneuses
noires.
Au
Gabon,
les
Marnes
à
Poissons
constituent une puissance formation d'environ 2000 m d'épaisseur,
ce qui
traduit une grande période de calme tectonique relatif pendant le rifting.
Dans le fossé de la Benoué par contre, les détritiques grossiers sont plus
abondants
les
grès
de
Bima,
traduisent
une
activité
érosive
quasi
perm<.mente des rebords de l'aulacogène.
Cependant la relative faiblesse
d'épaisseur de ces clastites par rapport à celle du Gabon, peut découler
de l'évacuation intensive du produit d'érosion des rebords, hors du fossé.

51
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r
,
ig. 12
C Dupes schémaliques i ri ter p r~ l a li v e 5 du slade ri ft
au niveau de> trois bassins éludiés.

52
BüILLOT
(1983)
suggère que
c'est au cours de
cette
étape,
qu'on assiste parfois à un dédoublement du rift.
C'est
probablement
ce
qui
a

advenir
au
fossé
du
Gabon
quand le horst de Lambarené s'est formé.
A ce stade d'évolution des marg'es du g'olfe. seules deux des
branches
du
point
triple
(fossé
de
ln
Bénoué
et
gTaben
gabonais)
constituent
des
rifts
typiques
(failles
listriques
+
volcanisme)
avec
cependant des intervalles de calme et de turbulence tectoniques variables.
Le gTaben de Côte dli voire, probablement plus étroit entre les
boucliers ouest africain ct guyanais. mais également par la position sub-
équatoriale
des
fractures
transverses,
nla
présenté
de
manifestation
volcanique qu'au niveau de la R.CI.G. alors active.
* Phase 2 : Début de l'ouverture océanique
Le
début
de
l'expansion
du
plancher océanique
intervient
à
l'Albo- Aptien dans le golfe, en Côte d'Ivoire et au Gabon mais est plus
tardive au Nigéria (Cenomanien).
Cette expansion sera très tôt interrompue dans l'aulacog'ène de
la Benoué ; ce qui a modifié ainsi son évolution tandis qu'au Nord Ouest
et
au
Sud
du
coude
(point
triple)
le
mécanisme
d'ouverture
semble
franchement amorcé.
Cette phase
se caractérise par plusieurs évènements
tectono-
sédimentaires dont deux sont prépondérants
1. La subsidence du plancher du graben qui a déjà duré plus
de 18 MA va continuer pendant cette phase et ce, pendant 13 Ma.
2.
Cette
subsidence
provoque
l'immersion
des
rebords
des
grabens qui sont alors envahis par les eaux marines mais ne s'effacent
pas complètement. la circulAtion marine y est encore décelable mais limitée
du fait de l'étroitesse des dépressions.
,crest AU cours de cette étape,
que la séparation crustale des
masses continentales intervient par l'apparition d'une croûte océanique.
Cette
phase
correspondrait
aux
phases 2
et
3
de
W.W.HAY
(1981), et au stade Mer Rouge (?) de BOILLOT (1983).
En
reprenant
les
précédentes
coupes
au
niveau
des
trois
gTabens immergés, on constatera des différences locales.

Les coupes A,
B et C (figure 13)
indiquent que la
zone de
croûte océanique est encore étroite. Cette croûte est bien connue en Côte
d'Ivoire et au Gabon muis son existence est encore discutée dans le fossé
de lA Benoué.

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FocZe
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fig. 1.5 : Coupes schématiques interprétatives du dade" début d'expansioll"
au niveau LIes bassins t!!ludiés.

54
Toutefois
selon
W. W. HAY
(1981)
les
reliefs
marginaux
auront
tendance à produire un régime climatique favorisant l'hypersalinité de la
mer dans les g-rabens. C'est probablement le cas du bassin gabonais qui
voit les premiers dépôts d'évaporites. Dans le fossé avorté de la Benoué.
ce régime est moins net et la quantité de sels qui se dépose cst très
faible. Leur présence est discutable en certains points.
En Côte d'Ivoire, ce type de sédimentation est absent : ce que
nous
pouvons
expliquer
par
une
ceinture
climatique
probablement
différente (subéquatoriale ?) de celle qui engendre le fossé de la Benoué
ct le bassin g'abonais à cette époque.
La
premlere ingression
marine
est
d'âge
albo-aptien en
Côte
d'Ivoire
(13
Ma) ;
durant
le
CenoIDanien
(4
Ma)
dans
le
fossé
de
la
Benoué et à l'Aptien terminal - Albien inférieur dans le bassin gabonais
(5 Ma).
Alors que la sédimentation est franchement
silico-clastique en
Côte d'Ivoire.
et intermédiaire dans le fossé de la Benoué, une épaisse
serIe évaporitique se dépose au large de la marge gabonaise en début de
formation.
Cette phase n'est donc effectivement reconnue qu!au Sud et aux
environs du point triple et n!existe pas dans le N. W.
;
c'est-à-dire en
Côte
d!Ivoire

domine
une
sédimentation
silto-gréseuse
et
conglomératique à caractère transgressif.
Crest le stade de la formation
des
premières
plateformes
continentales
dans
le
golfe.
Les
pentes
s'édifient parfois au dépens des constructions récifales sur les rebords de
ces plateformes.
* Phase 3 : Expansion océanique maximale
L'expansion
du
plancher
océanique
du
stade
précédent
va
se poursuivre au cours de cette phase et devenir maximale.
Dans
certains
cas.
la
baisse
de
l'hypersalinité
liée
à
une
forte subsidence thermique est parfois très rapide.
Crest au cours de cette étape que les fractures transverses sont
fortement réactivées de sorte que les bassins océaniques se subdiviseront
en une série de bassins de type "pull apart basins" tel que BLAREZ l'a
reconnu en Côte d!Ivoire (Crétacé supérieur).
Les
rides au
large des
côtes.
et
qui sont les
prolongement&
structuraux de grandes directions de fractures océaniques. sont également
réactivées ; leur surrection peut parfois isoler certains bassins.
ce qui
permet des circulations d'eau de surface.
mais rend difficiles celles du
fond.
C'est le stade de l'océan étroit (?) de BOILLOT (1983). C'est
au cours de ce stade que les rebords du rift s'effacent franchement sur
une marge en forte détumescence selon l'auteur.
L'édification du plateau sc fait par pro gradation d'abord rapide
puis lente, aussi la polarité du drainage s'inverse.
Cette étape n'a pas de limites chronologiques fixes ni en Côte
d!Ivoire,
ni
au
Gabon
dans
le
fossé
de
la
Bénoué,
elle s!étend
du
Turonien
à
la
fin
du
Coniacien
c!est-à-dire
jusqu'à
la
compression
santonienne (soit 5 Ma).

55
Nous
noterons
qu'une
sédimentation
importante
sur
les
évaporites peut parfois provoquer une tectonique salifère (diapirs) ; c'est
le cas du Gabon.
Ce phénomène n'est connu ni en Côte d'Ivoire, ni dans le fossé
de la Denoué.
L'ennoiement progressif de la plateforme expose ainsi la marge
en
formation.
aux
diverses
variations
eustatiques
globales
dont
les
extensions sont de plus en plus croissantes de l'Aptien supérieur à la fin
du Crétacé dans le
golfe.
Les trois cas de figures
ci-dessous révèlent
quelques particularités des marges en évolution (fig. 14).
On s'aperçoit dans l'ensemble que l'expansion
dans la Dorsale
médiocéanique continue et que les phénomènes de subsidence thermiques
devenus très importants réorientent les failles originellement lis triques en
failles
normales
subverticeles
probablement
le
cas
de
la
Faille
des
lagunes en Côte d'Ivoire.
Les marges du golfe diffèrent
globalement par la présence ou
l'absence de hauts fonds (récifs, etc ... ) ou de tectonique salifère.
C'est d'ailleurs l'un des critères de classification des plateaux
et pentes continentaux proposée par EMERY (l975). La sédimentation sur
le plateau se fait par progradation et le front évolue vers le large. Mais
parfois, suite à des éboulements locaux des rebords de la plateforme, des
séries turbiditiques peuvent se déposer sur la base de la pente et sur le
glacis ou même en plaine abyssale. Selon l'activité érosive des continents,
les constructions calcaires peuvent parfois être ensevelies ou détruites.
De tels phénomènes sont responsables de la formation détritique
des Poudingues de Mendibelza, lors de l'évolution du crétacé du Golfe de
Gascogne.
Notons que les irrégularités sur la plateforme peuvent parfois
installer
des
canyons
sous-marins
profonds
qui
véhiculeront
d'énormes
masses
sédimentaires
dans les
fonds
océaniques
-
par le
biais
de ces
canyons creusés dans la plateforme et sur la pente.
Des
transgressions
maximales
sont
connues
dans
le
golfe
de
Guinée. Pendant ces périodes,
les circulations océaniques sont devenues
libres
même
celles
du
fond.
Pendant
ces
grandes
transgressions
des
périodes
d'oxygénation
minimum
ont
été
également
enregistrées
dans
le
fossé de la Benoué où les invasions marines franches ne se sont faites
que par le biais de certains couloirs
; lTexpansion océanique prend fin
avec la compression fini Coniacienne.
w. W.
HAY
(1981)
suggère
que
l'inversion
de
la
polarité
sédimentaire due à l'ennoiement progressif de la plate forme, peut être à
l'origine
d'énormes
accumulations
deltaiques,
aux
débouchés
de
grands
cours d\\eau qui, eux mêmes épousent généralement les directions des rifts
avortés; tel serait le cas de l'actuel delta du Niger.
* Phase 4 : Maturité de ITOcéan
Correspond au stade de maturité (phase 5 de HAY. 1981) et au
stade Océan Atlantique de BOILLOT (1983).
La subsidence sédimentaire et dans une faible mesure thermique
est considérablement ralen tic.

56
•.
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T.
p /
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~
d/but d'expansion
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sirie versicolore
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synrift
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L
~____'
Fig. 14
CQPUe5 schém::Jllques inlerp,:étatives du stade "expansion
maximale au niveflU des bassins éludiés.

57
La marge continentale a maintenant acquis sa forme classique.
En
regard
de
la
frange
côtière,
le
plateau
continental
est
définitivement formé et soumis aux extensions marines parfois très vastes
qui
s'etaIent
sur
le domaine
continental
car
la
subsidence
du
plateau
continental s'atténue.
Les
constructions
coralliennes
peuvent
continuer
leur
édification.
Les produits d'altération,
de la plateforme et du continent,
s'accumulent
au
delà
de
la
pente
édifiée,
et
constituent
le
glacis
continental.
Entre la dorsale médiocéanique, et le glacis,
s'installe la plaine
abyssale.
Dans
le
golfe
de
Guinee,
depuis
la
separation
définitive
des
continents au niveau de l'actuel delta du Niger au Turonien, la circulation
océanique libre entre les deux mers fut immédiatement établie.
Des
analyses
récentes
ont
indiqué
que
pendant
les
grandes
transgressions du Crétacé moyen
supérieur,
des
périodes d'02 minimum
ont induit d'énormes quantités de matière organique dans les shOles.
Il faut donc penser à une stratification importante des eaux,
avec un domaine profond confiné et un domaine de surface à circulation
océanique et donc oxygéné (ARTHUR et al., 1982).
11.1.3.
Conclusions
L'étude des étapes successives de l'évolution du golfe de Guinée
a permis de distinguer 5 Phases d'inégale durée.
* La phase ° ou anté rift
Au
Gabon
des
séries
sédimentaires continentales
(Ordovicien-
Jurassique moyen) ont été reconnues. Les sédiments syn-rifts de la Côte
d'Ivoire
et
du
Nigéria
se
sont
directement
déposés
sur
le
socle
précambrien tectoniquement polyphasé et pénéplané .
.. La phase 1 ou rifting continental
Les effondrements intra-continentaux entre l'Amérique du Sud
et l'Afrique datent du Jurassique supérieur.
Ce lifting- continental s'est effectué selon la
théorie du point
triple situé dans l'actuel delta du Nig~r ; mais le fossé de la Benoué a
parfois été assimilé il un aulacogène (nous y reviendrons).
La
sédimentation,
essentiellement
g-uidéc
par
des
fractures
normales, est fluvio-lacustre et dure globalement du Jurassique terminal à
la fin
de l'Aptien moyen
soit environ
23
Mo..
La nature détritique des
dépôts provient de la proximité de la source pourvoyeuse constituée par
les rebords immédiats des grabens j mois du fait de llélevation des lèvres
de ces derniers, une g-rande partie des sédiments
a pu être évacuée hors
des fossés.

58
Durant ces 23 Ma, lu subsidence y a été de nature thermique.
Un volcanisme se déclenche dans les grabens du Gabon et de la Bénoué
mais reste absent en Côte d'Ivoire (sauf aux environs de lu R.CI.G.
La
forme
en
coude
du
rift
dépend
probablement
d'une
hétérogénéité
pétrologique
locale
et
éventuellement
de
l'influence
des
fractures
transverses du rift.
Ce
stade
correspondrait
à la
phase
(1)
de
HAY
c'est-à-dire
"d'eau douce et de lac".
et au stade rift continental de BOILLOT (mais
sans formütion d'évaporites).
La
subsidence
dans
les
grabens
dure
près
de
23 Ma et
pratiquement
équivalentes des 20 Ma suggérées par HAY (981) pour la même phase.
Nous pensons que ces états de fait pourraient être attribués à
plusieurs facteurs :
1 - Lenteur d'affaissement ?
2 - Fractures peu profondes?
3 - Flux thermique peu élevé?
4 - Soulèvement continental -précédent Peffondrement - trop
important ?
... La phase 2 ou début d'expansion océanique
Le
début
d'expansion
du
plancher
océanique
dnns
le
golfe
débute globalement à partir de l'Aptien Supérieur.
Elle coincide également avec les premières transgressions de mer
épicontinentale.
Cette
nouvelle
croûte
créée
est
bien
connue
en
Côte
d'Ivoire et au Gabon mais sa présence est discutée dans l'aulacogène de la
Bénoué.
On assiste à un
régime d'hypersalinité probablement engendré
par l'isolement
des
grabens par les
hauts
fonds
marginaux,
ce cas
de
figure est connu au Gabon. Il est moins bien exprimé dans le fossé de la
Bénoué. et absent en Côte d'Ivoire. C'est dès ce stade que l'évolution des
marges va connaître des différences locales.
Crest
le
stade
de
la
formation
des
premières
plate formes
continentales
dans le
golfe et les pentes s'édifient
alors au
dépens de
hauts fonds et/ou des constructions récifales.
Cette étape correspondrait à la phase t2) de HAY et au stade
Mer Rouge de BOILLOT. Elle ne dure que de l'Aptien supérieur à la fin
de PAlbien soit d'environ 11.5 Ma et pratiquement de moitié inférieure à
celle de HAY (1981) .
• Les phases 3 et- 4 ou expansion et maturité
Elles
semblent
parfois
indissociables
du
fait
des
passages
souvent progressifs de l'un à l'autre.
Au départ (ghnse 3 ou stade océan étroit de BOILLOT ou phase
4 de HAY), }'ingresslOn marine dans les bassins marginaux fait baisser
l'hypersalinité.
Les
circulations
sont
plus
aisées
en
surface
mais
plus
difficiles
au
fond
du
fait
de
la
persistance
de
certaines
barrières
morphologiques. Petit à petit, les rebords sont envahis et la plateforme
constituée va également subsider d'abord rapidement, puis lentement.

59
Pour les bassins ayant enregistré l'halocinèse (Gabon). la masse
sédimentaire provoque une tectonique salifère.
On enregistre dans les l?;rabens centraux. les grandes premières
transgressions franchement marines qui s'étendent plus largement sur le
continent.
En
Côte
d'Ivoire.
le
fort
rejet
de
la
faille
des
lagunes
a
probablement empêché Ulle grande extension des faciès transgressifs.
Par
ailleurs,
c'est
le
stade

les
grandes
périodes
d'ü2
minimum sont connues dans le golfe.
Plus tard (phase 4 de HAY et stade Atlantique de BÜILLOT) la
marge va définitivement prendre sa forme classique avec en reg'urd du
continent 1 une plate forme continentale. prolongée vers la plaine abyssale
par une pente et un glacis continentaux.
La polarité sédimentaire est désormais à vergence océanique et
les
énormes
accumulations
deltaiques
du
stade
précédent
peuvent
au
travers
de
canyons
sous-marins,
précipiter
sur
le
glacis
et
la
plaine
abyssale, les produits issus de leur désagrégation
Ces différentes observations permettent de dire que :
- l'Afrique et l'Amérique du Sud
se
sont
séparées à
partir d'un point
triple au niveau duquel seules les branches Nord-Ouest et Sud ont pu
pour s'ouvrir à
l'Atlantique et
un bras a avorté,
constituant l'actuel
aulacogène de la Bénoué.
- le golfe dont la forme en coude dépend probablement de l'hétérogénéité
pétrologique
a
connu
un
rifiting
initial
identique
dans
les
trois
branches;
mais
du
fait
de
"l'avortement tt
du
bras
de
la
Bénoué,
l'évolution
des différentes branches
bien
que
soumise
aux influences
globales, a connu des particularités locales.
On dira que la branche Sud
(bassin du Gabon)
8
connu une
évolution de marge stable typique telle qu'on le connaît aujourd'hui.
L'évolution
dans la branche Nord
Ouest
(bassin ivoirien)
n'a
connu ni évaporite, ni construction corallienne et largement innuencée par
les fractures transformantes.
L'aulacogène
'}
de
la
Dénoué
est
un
rift
avorté
typique
se
caractérisant
par
de
très
fortes
accumulations
sédimentaires,
à
flux
thermique
élevé
le
Niger qui
a
épousé
les
zones de
fractures
dans
l'aulacogène a
drainé d'énormes accumulations de sédiments pour former
l'actuel delta du Niger.
II.2 EVOLUTION STRUCTURO-SEDIMENDAIRE DU BASSIN DE COTE
D'IVOIRE
(du Jurassique supérieur à la fin du Crétacé)
Il.2.1 Données générales
L'ouverture
de
l'Atlantique
au
niveau
du
golfe
de
Guinée
(chapitre précédent) s'est effectuée à partir d'un système de point triple
(triple junction).

50
Nous avons également mentionné que l'ouverture du bras NW "du
coude"
s'est
effectuée en
direction
du
point
triple
constituant
l'actuel
delta du Niger, ce qui revient b. dire que l'évolution de marges longeant
ce
bras est
plutôt
largement
liée
à celle de
l'Atlantique
Centrale
via
Sénégal plutôt qu'à l'Atlantique Sud comme il a toujours été admis.
En plus des différents travaux de recherches dont l'historique
est résumé ci-dessous,
la reconnaissance géologique du bassin ivoirien a
fait l'objet de plusieurs notes parmi lesquelles on citera B.TAGINI (1960,
1971). A. DE SPENGLER et JR.DELTEIL (966) ; DEMANGUE et GUEGUEN
(1966)
L.MARTIN
(969);
JP.TASTET
0971,
1972,
1978)
K.O. EMERY
et
al
(1974),
JE.
DELTEIL
et
al
(1975) ;
B.Z.DIGBEHI
0981, 1982, 1983, 1985) ; BLAlŒZ (1986).
II. 2 .1.1 Situation géographique
Le bassin sédimentaire ivorien est le plus occidental des bassins
bordant le Golfe de Guinée (fig.
15).
Il se divise en un bassin côtier
mieux connu (fig. 16) et en un bassin marin profond offshore.
Il.2.1.2 Historique des travaux
Depuis la première synthèse g"éologique de GUERIN VILLEAUBREL
en
1956,
dont les grandes lignes ont été et
restent toujours valables,
l'évolution du bassin côtier a été de plus en plus précisée par les études
ultérieures dont celle de BLAREZ (1986) est parmi les plus récentes et
concernent
: les explorations pétrolières sur le plateau continental. les
missions
d'études
de
sables
asphaltiques
dans
le
bassin
onshore,
les
travaux de reconnaissance géologique générale du bassin profond par de
nombreuses campagnes sismiques.
L'historique
des
travaux
est
divisée
en
deux
périodes
depuis
DEMANGE et GUEGUEN
(1966).
Nous en
rappelons ici les différents et
prineipaux traits, d'ailleurs largement exposés dans le rapport de DEA de
DIGBEHJ (1983) et dont on extrait les éléments majeurs suivants.
Les travaux avnnt 1956
C'est GUERIN VILLEAUBREL, alors géologue il la Société Africaine
des Pétroles
(S.A.P.)
qui,
en
1956
dresse
un histol;que des
travaux
anciens
- de 1904 à 1908, sans travaux préalables, au seul constat des
sables bitumineux dans la région d'Eboinda. à l'extrémité Est du bassin,
sept
forages
furent
exécutés
par ln
Compagnie
Française
des
Pétroles
(C.F.P.)
- en 1933. MALA VOY, après avoir reconnu les affleurements des
formations maritimes d'Ebocco et Fresco nux deux extrémités du bassin
terrestre,
émit l'hypothèse d'un
synclinal
dont
l'axe
passerait
dans
III
région
d'Abidjan.
Il
suggère
l'exécution
ctlun
sondage
il
Locodjoro,
sondage qui rencontre le socle à 180 mètres

61
N
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Fig. 15
Localisation du bassin sédimentaire de Côte d'Ivoire.
([I(tralt de BAREZ, 1986).
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...... -
4-
+
+
+
+
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h •• in. Prfca""'rion - Zone Il'fey,,i"''n.
12":1
ŒiijI lon. Pon-ofric""' B
! ..... in dU" ....
ITJ Socl. (>1100..... )
ot
P.l'ozoïqu,",
r îq. 16
Cadre géologique du bBs.sin s!'!dimclllairc ivuiriell.
(El(trail de nL AREZ, 1986).

62
- en 1937. THIBAULT lève la carte géologique du bassin, carte
de terrain qui reste valable dans ses grandes lignes ;
-
en
1941,
BOLGARSKI
lève
la carte
de
détail
de la région
d'Eboindn. en liaison avec ln mission SAVORNIN qui étudie les bitumes et
calcaires d'Ebocco et d'Eboinda ;
- depuis 1952, des sondages de recherches d'eau exécutés soit
pour le compte de l'hydraulique, soit pour des particuliers. améliorent la
connaissance des terrains superficiels du bassin ;
-
de juin 1952 à mars 1953.
une mission d'étude gravimétrique
(CGG) a été réalisée dans ln région d'Adioké
-
de décembre 1953 à juillet 1958, plusieurs missions sismiques
cntre
Abidjan
et
la
frontière
ghanéenne
tout
d'abord,
puis
plus
spécialement dans cette région
(mission BEROU) ont vu les forages des
core-drills BJ 149, BJ 177,
BH
193 et CD 1 et CD
3.
Ces recherches
pétrolières
ont
montré
J'existence
de
lentilles
de
sables
bitumineux
à
proximité du passage de la faille des lagunes et ont abouti en 1959-60, au
forage du sondage pétrolicr BEROU 1 (B U .1) de 4 100 m de profondeur :
puits sec.
-
en
Hl54,
la
couverture
gravimétrique
de
tout
le
pays
en
raison
d'un
point
pour
6 Km2
et
une
campagne
d'études
sismiques
(7
profils
de
sismique
réflexion
et
7
sondages
réfraction)
dirigés
par
MAUGIS, dégrossit les problèmes de la structure profonde du bassin, en
même
temps
qu'elle
suggère
l'existence
d'un
accident
majeur
orienté
sensiblcment EW qui s'incurve brutalement au niveau d'Abidjan.
Travaux depuis 1956
Nombreux ont été les chercheurs à avoir ponctuellement travaillé
sur le bassin,
qu'ils soient universitaires
(Abidjan.
Marseille,
Nice)
ou
dépendant
d'organismes
scientifiqucs
à
vocation
internationale
(BRGM,
DH. PETROCI).
En 1963, alors que le permis dc recherches accordé à la S.A.P.
sur la totalité du bassin venait à expiration, des travaux de palynologie
et de mieropaléontologie étaient présentés au colloque international africain
de
micropaléon tologie
à
Dakar,
par
des
chercheurs
de
la
S. A. P ..
L'inventaire
palynologique
est
très
complet:
les
figurations
nlont
malheureusement
pas
été
faites
au
stéréoscan
mais
sont
très
représentatives,
en
1964,
au
symposium
sur
les
bassins
sédimentaires
africains,
de
New
Delhi,
un
bilan
de
la
conmtissanee
du
bassin
sédimentaire ivoirien étoit présenté par les chercheurs dc la S.A.P,
-
en
1968,
le C.N.EX.O.
(Centre National
pour l'Exploitation
des Océans)
et le C.E.M.
réalisent
un travail important de recherches
sismiques
dans
le
golfe
de
Guinée,
permettant
de
distinguer
les
prolongements
structuraux
du
système
Dorsale
-
Failles
transformantes
avec
les
troits
géologiques
majeurs
du
continent
africain
sur
sa
côte
occidentale ;

63
-
fin
1970.
une convention d'octroi d!un permis de recherches
était signée entre le gouvernement ivoirien et le consortium de sociétés
regroupées : EBSa 50 %; SHELL et ELF ERAP 25 % chaque ;
-
des
1971,
une campagne
sismique
permettait
de
tracer
les
gTandes
lignes
structurales
du
bassin
marin
au
niveau
du
plateau
continental ;
- successivement de 1972 il 1975 étaient respectivement implantés
les forages Ivory-Coast - offshore (lVCO) 1 à 7 ;
-
courant
1973.
le
gouvernement ivoirien a fait
effectuer une
campagne de sismique en offshore profond.
-
1986,
la campagne Equa marge 1 se consacre à l1étude des
marges continentales de Côte d'Ivoire-Ghana et de Guinée Sierra Leone,
- 1986, BLAREZ dans sa thèse utilise les données géophysiques
(sismique-réflexion)
et
de
sédimentologie
pour
préciser
l'évolution
structurale
sédimentaire
du
bassin
ivoiro-Ghanéen.
dans
le
cadre
de
l'évolution globale de l'Atlantique.
La
compilation
de
ces
différentes
données
disponibles
nous
permet aujourd 1hui de faire une synthèse sur l'évolution du bassin (côtier
et profond) de Côte d'Ivoire.
11.2.2
Evolution structurale et sédimentaire du bassin ivoirien
Comme
dans
le
chapitre
précédent,
les
différents
stades
d'évolution
(anté
rift,
rift,
début
puis
expansion
océanique)
sont
ici
chronologiquement analysés.
11.2.2. 1 Etapes d'évolution
* Phase anté rift
Cette
phase
concerne
les
éléments
de
géologie
du
socle
précambrien sur lequel reposera le futur bassin sédimentaire Mésozoique
et Cénozoique de Côte d'Ivoire.
Celui-ci
est
situé
dans
une
zone
mobile
à
la
frontière
des
cratons de 11Afrique de ]10 uest et l'Amérique du Sud (figures 9 et IOA).
Le bassin
slins talle
au
Sud
de
la
dorsale Leo
(figure 49)
en
bordure du
socle Précambrien
de
Côte
d'Tvoire
(figure 16)
qui
a
subi
deux mégacyles orogéniques (T AGTNI et al. 19(2) :
- le mégacycle libérien
(3000
-
2300
Ma)
a
mis
en place des
migmatites et des gneiss
- le
mégacyclc
éburnéen
à
volcano-sédimentaires
éburnéens
représentés par des
schistes métamorphiques.
des
grauwackes et des
phyllites (2300 - 1500 Ma).
Le socle présente (figure 16) de grands systèmes de fractures
subverticnles mais dont la nature (décrochement ou failles normales)
est
encore discutée et de direction généralc NE-SW et subméridienne.

64
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"\\
..
CRA10~ eU(ST AFRICAIN
.
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..... ':.4
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1
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- V -
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':"",
\\
Néocomien
,---~,.-.C·--'-'-c-,-,,-o-.-o-u-,-s';·-,,-.-c-~-.--------'.~~-~-~-~-~-~-~-_-:''l'1
-~.~
.~ ...
---~-'-=-~~~~""'--"----_\\_~
L-B_A,_,,o-A_I"_'_"
fi.17:
Heconstructiolls de l'At/antique équ~torial au Néoeomien
et au passage Aplien-Albien.
A: ReCOllstruçtion au Néocomicll(PINDf ll,1985) juxtaposBII\\
le plateau de Demcrara au plateau de Guinée, le bassin de
BorreirÎnhas au bassin offshore du Ghana el le bassin côtier
ivoirien à la plie forme de 5anl.llla/l'ara-Maranhao. lévolu-
lion uHêtrieurc lient ['omple des travaUll in~dits de UNT[R-
N[HR cOJji.'crnanl la reconstruction de l'ALIanlique équato-
rial, el de GOUYfT(1986) con['crnanL l'évolutioll de la marge
brésilienne.
A
Reconstruclion au passage Aptien-Albiell. Le~ futures. marqes
uuesL ivoiriel1ne et ghanéenne sont soumises aux
mécanismes
d'uo dp.crochemenl Lransll!luif tandis que pTl~'domine la dis-
te!l~;jon sur la fulure
marqe est-ivoirienne. Na!s5110rl:' de la
première croClle océanique dans le ba1isin ivoirien protond
et chanqt'ment des paramètres q~Omp.lriques de l'ou\\>'erlurf''
de l'Atlantique Sud.
( (xlrait de ln ARf L. 1986).

65
Deux
grandes
directions
d'intrusions :
doléritiques
orientées
NV,'-SE dont l'âge n'est pas encore connu avec certitude ; granitoidiques
de direction NE-SW et d'âge Eburnéen.
Ceux-ci n'ont jamais été mis en
évidence ni dans les forages profonds, ni sous la couverture sédimentaire
actuels.
Les différentes fracturations du socle joueront un rôle important
dans la structuration en particulier du bassin côtier après la dislocation
du Gondwana ù la fin du Jurassique.
Nous voyons qu'en Côte d'Ivoire, aucune formation sédimentaire
d'âge intcrméctiaire paléozoïque et anté jurassique terminal, nlest connue:
la lacune strotigraphique antë-rift serait d'environ 3700 Ma.
*Phase du rifting continental
De nombreux auteurs utilisant des modèles de reconstruction de
l'Atlantique
Sud
(BULLARD
et
al.
1965;
SIBUET
et
MASCLE
1978,
RABINOWITZ et LA BRECQUE,
1979 etc ... )
situent le début du rifting
continental
dans
l'Atlantique
éqUAtorial
vers
130
Ma,
riftinf
qui
s'achèverait vers 110 Ma.
Les rifts ouest africains qui vont fracturer le Pangée seraient
installés d'après KENNEDY
(1965)
sur une llncienne zone orogénique du
Précambrien superieur et dont la localisation résulterait (SUTTON,
1968)
d'une subsidence particulière lors de ce rifting (fig. 17).
Ces différents mouvements de fracturation ont dû être guidés
par les zones de faiblesse aux abords des cratons africains et américains
(D.REYRE 1966,
WRIGHT
1968
; KENNEDY
et GRANT,
1971,
HURLEY,
(972) .
MORGAN (1971), puis plus tard G.VINK et al (1985) ont montré
que les points chauds. engendrant des panaches ont laissé des traces à la
surface lithosphérique et ces traces permettent d'apprécier les mouvements
(sens
et
direction)
des
plaques
en
particulier pendllnt
les
différentes
phases d'évolution de l'Atlantique.
Ces données récentes (figure 18) permettent de penser que les
premières fracturations (riftîng continental) entre l'Afrique et PAmérique
du Sud ont été mises en place pendant un mouvement global antihoraire
de la Pangée.
A
cette
époque,
le
point
chaud
se
situait
(figure
19A)
au
niveau de l'actuel golfe de Guinée septentrional.
Nous verrons à la fin de ce chapitre l'impact de ce déplacement
lithosphérique général sur les différentes phases d'évolution du bassin
ivoirien ainsi
que la
réorientation progressive des
fractures océaniques
pendant les mouvements relatifs du Brésil par rapport à l'Afrique.
D'après BURKE et DEWEY (1873), les trois branches ont évolué
de manière classique crest li dire par effondrement par falUes normll1es.
Mais à partir de 80 Ma, l'évolution du rift est bloquée dans le fossé de la
Bénoué
:
elle continuera par marge passive classique au Sud
et
sera
contrôlée par failles transformantes (figure 11) en Côte d'Ivoire au NW.

66
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OUléleule:; pO:;ÎtiOrlS :lULTe5~ive:l des point:! chnud:i lor~ des
déplacements Iilhosphériques au Kimm~ridqien(A). à la Iimitt'
Albîefl-C~nomanien(Bl.li l' Ypr~sicn(C). el a Aujourd'hui(OJ.
(Extrait de G. VINK et al. 1985)

67
La phase
rifting
(fig. 17)
dans
le bassin
ivoirien Bura donc
duré de 101 à 106 Ma du Jurassique terminal à l'Aptien Superieur soit
environ
35 Ma et donc près de la moitie supérieure aux 20 Ma prévus par
HAY
(1980)
dans
son modèle
(en foisant
abstraction
de sa phase 0 de
bombement initial).
La sédimentation qui est engendrée par l'érosion des rebords du
graben et dont une large part est centrifuge. consiste essentiellement en
des
épandages
fluviolacustres
à
intercalations
de
black
shales
"d'eau
douce" de HAY (1980).
En Côte d'Ivoire les sédiments synrifts sont représentés par la
série dite versicolore ou continentale de base
(SPENGLER et DELTEIL,
1966) composée de grès conglomératiques à éléments de socle et d'argiles
rouges à la base. puis des argiles et marnes surmontées par des sables et
grès, puis des silts ct argiles versicolores au sommet.
Aucune indication ne permet encore d'apprécier exactement le
rythme sédimentaire de ces épandages dont l'épaisseur avoisine le millier
de mètres.
L'étroitesse
du
graben,
signalée
plus
haut,
entraînant
les
difficultés d'oxygénation, a provoqué le confinement du milieu. La matière
organique abondante dans les intercalations de black shales est dtorigine
mixte
(activité
biologique
néritique
et
abondance
de
matière
organique
dans les sédiments fluviatiles entraînés par les cours d'eau).
Aucune manifestation volcanique importante nIa été enregistrée
au cours de cette période, ce qui fait penser à une distension "génée ll et
donc à un faible amincissement crustal; ces deux états sont probablement
dus à Pimpact des fractures transverses qui donneront les futures zones
de fractures de la ROMANCHE et de ST PAUL et qui ont dû empêcher
Pextension NS du rift ?
Par
ailleurs,
llabsence
de
structures
mobilisables
(BLAREZ,
1986) au niveau du contact de la future ride du grand CESS avec le socle
interdit une sismicité importante dans le secteur.
On retiendra donc que les fracturations au niveau de ce rift
sont réparties en deux types
* Les fractures normales, parfois à forts rejets, de directions
variables
celles
qui
sont
parallèles
à
la
ligne
de
côte
et
sont
probablement guidées par la future faille de Côte d'Ivoire)
; celle qui lui
sont
subméridiennes
et
seraient
probablement
les
reflets
des
grands
linéaments anciens pécédemment signalés.
'" Les fractures transverses qui sont probablement en relation
avec les futures fractures océaniques. Ltaction conjuguée de ces fractures
(normales
et
transverses)
entraîne
des
manifestations
synsédimentaires
trèR importantes dans le bassin.
Nous savons que la subsidence maximale se produit au cours du
rîfting de ce type de marge en décrochement ; l'extension NS très limitée
va engendrer un flux thermique élevé.

68
* Phase du début d'expansion océanique
L'expansion
du
plancher
océanique
dans
le
bassin
ivoirien
coincide
avec
la
réactivation
des
directions
de
fractures
transverses
précédentes par un mouvement de décrochement en transtension (BLAREZ.
19B6).
La fin du rifting et ce début d'expansion coincident également
avec une augmentation du taux de subsidence probablement accélérée par
les rejeux de fractures normales ou subméridiennes. L'axe d 10uverture est
alors orienté grossièrement NW - SE.
Le bassin est désormuis limité à l'W et au SE par les fractures
transformantes ST PAUL et ROMANCHE (figure l7).
Le fort
rejeu des fractures normales divise le bassin en deux
zones qui vont rester différentes tant du point
de vue structural que
sédimentaire.
C'est
à
cette
période
de
réactivation
des
mouvements
décrochants et des rejeux de fractures nornHùes profondes,
que la ride
GHANA - Côte d'Ivoire ainsi que celle du CESS(?) sont mises en place.
Ces
décrochements
ont
mis en
contact
la
croûte
continentale
avec le domaine océanique
(BLAREZ,
1986)
ce
qui a engendré un
fort
contraste
et
une
élevation
de
la
température
entraînant
un
fort
métamorphisme en particulier au niveau de la ride Ghana -
Côte d'Ivoire
en cours de surélevation la subsidence est alors forte.
La figure 18 indique non seulement un déplacement de la trace
des
points
chauds
mais
également
son
dédoublement
dans
le
golfe
en
formation. mais avec un mouvement global lithosphérique toujours orienté
vers le NW ; en même temps que SlBUET ct MASCLE (1978) y voient une
rotation horaire de 22°06 de l'Amérique du Sud par rapport à l'Afrique
supposée fixe.
Ces différents
mouvements de plaques au niveau de cette zone
provoquent
l'immersion
des
rebords
des
grabens
en
même
temps
que
l'expansion du plancher océanique et une première invasion marine.
Des
éboulements
des
rebords
nouvellement
immergés
amènent
le
dépôt
de
sédiments il dominante
sablo-conglomératique
vers l'Est
(probablement
à
cause de la proximité de la Ride Ghana - Côte d'Ivoire). Vers l'Ouest et
le centre du bassin, la plateforme en création s'incline et la sédimentation
est plus vari.ée.
Elle débute par des sables et grès calcaires surmontés
par des argiles il galets précédant les calcaires gréseux à débris algaires.
Viennent ensuite des grès calcaires et des sables à débris d'Echinodermes
que surmonte une épaisse accumulation d'argiles silteuses et gréseuses à
ciment
carbonaté,
puis
des argiles feuilletées et noires
(black
shales).
Cette séquence est plus complète au centre du bassin.
La
base
de
cette
première
série
transgressive
contient
de
l'ambre et de la lignite. De plus, les vases noires de ln partie supérieure
sont très riches en matière organique
; cette matière organique est de
nature humique
(SPENGLER et DELTEIL,
1966)
;
la
série
ne comporte
aucun indice d 'halocinèse.

69
Ces
caractères
font
penser
à
un
environnement
marin
peu
profond à circulation limitée dans une zone fluviatile engendrant un flux
détritique important
lIépaisseur
cumulée
de
cette
série
transgressive
avoisine 2600 ID au centre du bassin.
Cette
forte
épaisseur
caractérise
une
subsidence
thermique
rapide et des jeux de failles synsédimentaires (BLAREZ 1986).
L'Albo-Aptien
n'est
pas
observé
au
Nord
de
la
Faille
des
lagunes
; ce qui indiquerait un rejeu vertical relativement important de
cette faille.
provoquant
la
surrection
du
continent
et! ou
la
subsidence
différentielle de la marg·e.
Le
passage
Albien-Cénomanicn
selon
BLAREZ
(l9Bfi)
se
caractérise
(figure 19)
par les phénomènes de
transgression
;
et selon
lui, les effets thermiques du décrochement sur la façade mériodionale du
bassin ; cette époque marquerait selon le même auteur :
- la fin du décrochement continent/continent
- à la fin de la tectonique synsédimentaire
- à la fin de la première transgression marine dans le bassin qui est alors
incliné verS le SW.
Cette première sédimentation
à caractère transgressif ne dure
qu'environ 10 Ma, (Aptien Supérieur - Albien).
Elle aura permis la création de la plate forme et l'ébauche de la
pente continentale correspondant ainsi à la phase (4) du modèle de HAY
(981) .
• Phase d'extension maximale au Crétacé supérieur
A ce stade.
le bassin est soumis à une subsidence thermique
(refroidissement
de
la
lithosphère).
Mais
les
décrochements
(BLAREZ,
1986)
restent
toujours
actifs
et
désormais
de
nature
continent/océan
(figure 19)
et
le
long
des
frontières
desquels
un
contraste
thermique
s'observe.
A vec des ampleurs variables, des transgressions et régressions
se relaient dans le bassin.
La
sédimentation est
détritique
au Cénomanien avec un
faciès
composé essentiellement de niveaux sablo-argileux et conglomératiques et
des passages de calcaire gréseux.
Les
intercalations
argileuses
plus
abondantes
vers
l'Ouest
contiennent beaucoup de coquilles, confirmant ainsi le caractère regressif
de cet étage.
Pendant la transgression
turonienne,
la
mer s'est étendue au
delà de la faille des lagunes (SPENGLER et al. 1966).

70
1
. . . . .
"
Alblen -
CO!flom<lnien
---------"
d
CAA1QN OUEST ,ll.FRICA.lrl
,"
,
fig.
19~ReCOJl51rlJC'lion au passage Albien-Cenomanierl. Lit laçOlde
m~ridjonnJe du bassin ivoirien prorolld est arrecté par des
contraint!.',; IlanspTc,;;sivcs el par des effets thermiques du
décrorhemenL.
A cette époque.oll assiste ~ la fin
du
décrochement conlinenl-continenl(croûle épaisse), à la fin
(Je la lecLOllique synsédimenlaile el à la première trall5-
IJTessiull dans le bassin ivoirien en dé\\eloppement
Reca'istruclion au
Turonien. L'ouverture pJogers5Î1.'e du lJoHe
de GUÎllée permet la première eommunication enlre res eaux
de l'Atlantique central et celles de l'Atluntique Sud.Le décro-
chement au large de la Côte d'I\\-oirc esl de naLllII': cOillinel1t-
océan et ne ['~~r.ra qu'au SanLnllien dans [,P. !oe['l.eur.
H.xtrail de BlARE1. 19B6).

71
II. 2.2..2.
Essai de réinterprétation de quelques données anciennes et
synthèse structura sédimentaire
En rassemblant quelques données fragmentaires et éparses de la
bibliographie (disponible). il m'apparaît intéressant d'interpréter en terme
structura sédimentaire,
quelques coupes
sismiques et
géologiques avant
d'en établir la synthèse géodynamique locale puis régionale.
II.2.2.2.1Coupes sismiques et inn'.J.ences de grands linéaments du socle
Ln
figure 20
indique
le
réseau
de
fractures
profondes
affectant
le
socle
anté-cambrien
è
Birrimien
de
Côte
d'Ivoire.
Ces
fractures ou grands linéaments de socle ont joué en failles normales et
guidé la structuration du bassin mésozoïque cenozoïque de Côte d'Ivoire.
Avant le rifting
En
première
observation,
les
granitoïdes
éburnéens
à
orientation générale NE-SW devraient être normalement observés soit sous
la
couverture
sédimentaire,
soit
dans
le
bassin
profond.
Or
aucune
mesure ni géophysique, ni de forage nlen a rencontrés.
Ces
granitoïdes
intrudent
les
schistes
birrimiens
selon
la
direction de foliation
(BLAREZ 1986) connue dans Pensemble du pays
;
seules quelques fractures accolites de la faille des Lagunes et postérieures
à elle. épousent cette direction de foliation sous la couverture tertiaire au
Nord de la faille des Lagunes (SPENGLER ct DELTEIL 1974).
Cela revien t à imaginer une limite tectonique très ancienne au
Nord de la zone de faiblesse du futur rift, probablement calquée SUI' les
irrégularités pétrologiques et que vient renforcer plus tard la forme en
arc subaplati de la faille des lagunes.
Pal'
ailleurs,
la
foille
des
lagunes
ne
semble
en
aucune
mamere
affectée
pal'
cette
direction
NE-SW
ce
qui
indiquerait
non
seulement sa postériorité mais également, son indépendance par rapport à
l'ensemble des fractures affectant le pays.
D!autre
part,
la
direction
subéquatoriale
de
la
zone
de
fractures ST PAUL au début et pendant le rifting initial d'une part, et la
notion de directions transformantes d'autre part, pourraient bien indiquer
une
éventuelle
relation
entre
les
fractures
ST PAUL
et
la
faille
des
lagunes (ou faille de côte d'Ivoire).
En effet. en empruntant, le schéma
explicatif de la notion de directions transformantes à G.BOILLOT (1983).
on peut représenter cette relation comme l'indiquent les figures 20 et 21B
et que nous pouvons interpréter comme suit :
Supposons
que
les
erlltons
ouest-africains
et
d'Amérique
Latine soient séparés par une ceinture Morogénique ou zone de faiblesse
intercratonique

se
situent
préférentiellement
les
rifts
et
considérons sur la figure 20 :
un réseau de fractures normales ou rift (r)
une direction de fractures transverses potentielles (x, y).

ZONE
~TABLE[ SI
t'anfP
. ,
. 1 i 1 J-LI.Ll l..(, .
t
,lol.~......._,-,-:~
J
-1................... L... L
J.
~.ü_,
\\fal\\~
.
~...
-
~ 1Fr
::-.J
"~I
, •• :
1
1 1
~
,
~
:'lll··_~_
• • 1 ..
/
.,
/
A
/
B
fig. 20 : [ssoi de schématisillion de l'origine des failles et directions transformantes
pendant l'inlliation des. marges conlincntales. A. Stade lilt et premières
fracturalions potentielles. B. Jeux en décrochement et naissance des failles
et directions transformantes d'près la thêorie de BOILlO T(198J).

73
Lorsque cette direction joue en décrochement (figure 20) :
. seule le segment Ft selon BOILLOT (1983) a une valeur de
failles transformantes.
Au
delà et
en
de ça de
ce
segment.
la
faille
se
comporte
comme
une
simple
direction transformante
et
peut
alors
jouer en
foiUe
normales puisque non plus entraînée dans le mouvement de translation.
Mais nous savons que les fracturations tant dans le socle que dans les
zones mobiles se heurtent au problème de Jlirrégularité que présentent les
différences pétrologiques.
Il est
possible
que,
située
à
la
la
frontière
d'une
zone
mobile appelée à subsider (8)
et d 1une zone stable (8).
et que n'étant
plus
entraînée
dans
le
mouvement
de
translation,
la
direction
transformante.
devienne
plus tard
la Faille des
lagunes et acquiere la
configuration (arc subaplati) que nous lui connaissons aujourd'hui.
Par ailleurs, la géophysique montre que cette faille s'ennoie
vers l'Ouest et vers l'Est du bassin côtier, cela pourrait être également
:imputable
à
la
compétence
du
socle
plus
marqué
à ces deux endroits
tandis que dans la partie supérieure (Nord du bassin) dont la pétroJogie
est dominée par les schistes birrlmiens ; les contours de la faille y sont
plus nets.
* Pendant le rifting continental
La
zone
effondrée
selon
un
axe
globalement
NW-SE
va
accueillîr les faciès de destruction des rebords du graben.
C'est
à
cette
époque
que
se
mobilisent
également
les
fractures transverses avec une orientation générale ENE-SSW et s'ajoutent
aux réseaux de fractures normales préexistantes.
L'impact
de
ces
fractures
transformantes
sur
la
séd:imentation a déjà été signalé par de nombreux auteurs et repris par
BLAREZ (1986).
- Subsidence thermique pendant le rifting.
Détritisme sédimentaire dominant au niveau des zones de contact de ces
fractures et le socle.
Par ailleurs, compte tenu de l'orientation de l'axe du graben
NW-SE à cette époque (figure 21), il est probable que les pyroclastites
soient venues du Nord et du NE essentiellement, c'est-à- dire de l'érosion
du
Birrimien
sédimentaire
et
volcano
sédimentaire
ainsi
que
des
granitoides Eburnéens. Ces dépôts ont dûs être transportés par les cours
d'eau ayant probablement emprunté les zones de faiblesse de la direction
générale de foliation birrimienne.
Nous estimons que la quantité relativement importante des
dépôts fins
(argiles et marnes) provient soit de l'érosion importante des
schistes adjacents,
soit de l'altération intense
des
Feldspaths
contenus
dans les granitoïdes Eburnéens.

74
A
r-Zone 2
Zone 1
;-----=--l-------+--~------7Iu
IVORY
90
COAST
2
BASIN
;-t 2
+
.;.+
é
-
;-<...,1...
4
t-
,-+-'+
+- -+--
+ +- T
6
-+-+-+-t- -+-
~O-
-+-
--t-'
8
(f)
~~,/'f'-I- --j-- +
JL c_,.,."_û_t_P_._océanLque
• 1 =±o
10 0z
B
r il}. 21 : InlelprétaLion de coupes sismiques 311ciellnes exécutées dans le
bassin Î\\'oirlen.A. Situation. n . Corrélations interprétatives des coupes.

75
En outre.
le volcanisme
qui
s'inscrit
généralement
dans ce
stade d'évolution de la marge, cst quasi absent à l'Ouest et au centre du
bassin, sauf au niveau de la future ride Ghana-Côte d 1 lvoire.
Ce
qui
fait
penser
à
une
croûte
continentale
relativement
épaisse dans ces deux premières zones et qu'elle serait plus amincie dans
la l:;cconde.
D'autre part, dens ce graben étroit à ce stade, la rapidité
probable de la subsidence pourrait être à Jlorigine des faciès relativement
profonds que sont ici les blacks shales de la partie supérieure de ces
pyroclastitcs.
Cet
état.
correspondrait
au
phénomène
de
!!vacuitéll
d'AUBOUIN
(1969).
La maturation
de ces shales peut être due au flux
thermique relativement élevé observable à ce stade durant la subsidencc
initiale.
* Au début et pendant l'ouverture océanique
L'activité conjuguée des
différentes fractures
précédemment
signalées au sein du bassin.
va provoquer une extension maximale qui
aboutira à la création de la croûte océanique.
Cette activité a induit au sein de la couverture mésozoique et
cenozoique.
del::i
manifestations
synsédimentaires
observables
dans
les
eoupel::i des figures 21 B (a et b).
Un essai de corrélations des deux zones de fractures permet
de dégager un certain nombre d'observations intéressantes
En a
la
zone
1
se
caractérise
par
une
pente
d'abord
abrupte puis regulière de la plate forme continentale. Le glacis semble s'y
caractériser par une sédimentation de type massflow et l'existence d'un
cône
sédimentaire est
possible dans la zone intermédiaire.
La fracture
normale dite
faille de
Côte d'Ivoire s'y
présente comme
une
foiDe
par
paliers successifs.
La
zone
2
entre
les
deux
fractures
océaniques
a
une
sédimentation apparemment plus uniforme et lail::ise présager la présence de
faciès
turbiditiques.
On
note
que
le
plancher
dans
cette
zone
2
se
présente comme des bassins à seuils.
En b
les
deux
zones sont
très
différentes:
la
zone
1
correspond à un bassin suspendu. au large de la marge ghanéenne.
La
zone
2 comporte une sédimentation plus homogène.
Elle
est séparée de la zone 1 par un trait morphologique majeur : la ride Côte
d'Ivoire-Ghana qui met en contact
tranché.
les croûtes
continentale et
océanique.
La
figul'e
indique
une
réorganisation
N-E
faisant
mieux
ressortir les différences morphostructurales entre les deux coupes.
Ces coupes permettent de noter en outre, que la répartition
des anomalies au niveau du plancher océanique n'est pas uniforme
; ce
qui est mis en évidence par les fortes irrégularités (en dents de scie) de
celui-ci .

76
Par ailleurs, les flancs parfois très tranchés de ces "dents"
font penser à des failles normales affectant les anomalies dont l'activité
probablement
synsédimentaire pourrait
être également
mise
en
évidence
par les ondulations des niveaux sujaccents.
Comme signalé plus haut, tous les profîls tant sismiques que
gravimétriques
(figures 22
et
23)
n'indiquent
la
présence ni
de
hauts
fonds,
ni
de
barrages
au
large
du
bassin
ivoirien.
Ces
derniers
(barrages)
étant
généralement
représentés
par
des
récifs
coralliens
donnant naissance à des calcaires construits au cours de cette étape de la
maturité de la marge. Ils indiquent par c'ontre la forte dissymétrie de la
marge Ghana- Côte d'Ivoire.
Cela
permet
de
suggérer
une
subsidence
continue
et
probablement plus forte le long des failles listriques en aval qu'en amont
et qu'on peut représenter par le schéma de la figure 24 ; la taille de la
flêche étant fonction de l'importance de la subsidence cela confirmerait la
très forte subsidence infligée par le début de l'océnnisation du bassin.
Les
coupes
des
figures
25,
B
et
C
situées nu
large
du
bassin ivoirien confirment d'une part l'intensité de la fracturation normale
à
l'approche
des
continents,
et
d'autre
part
la
discordance
de
la
transgression marine sur le continent.
On notera enfin qu'au cours de ce stade de maturité de la
marge
(naissance
de
la
croûte
océanique,
création
de
la
pente
continentale,
stabilisation de la subsidence),
aucun volcanisme de pente
n'a été mis en évidence ce qui en fait une particularité régionale.
Il.2.2.3. Biostratigraphie
Ce chapitre est une compilation de données bibliographiques en
mn possession.
EUe
n'est
ni
exhaustive,
ni
définitive
et
concerne
les deux
parties du bassin à la fOis côtier et profond : la plupart ont été établies
à
partir
d'études
de
forages,
tant
pétroliers
que
de
recherches
géologiques g'énérflles.
Les
données
ont
été
également
réparties
en
fonction
de
différentes étapes de ln structuration du bassin ivoirien.
Nous
établirons
en
fin
de
ce
chapitl'e,
trois
tableaux
synthétiques de cette étude biostratigTaphique (Tableaux 5, 6 et 7) ,
• Durnnt la phase anté rift
Aucune formation d 1âg'e
antérieur au Jurassique
terminal
(?)-
Crétacé inférieur n'ayant
encorc
été
mise
en
évidence
dans
le
bassin
ivoirien. nous ne disposons pas d'information snI' les fossiles an té rift.

77
r il). 'il i Prafils sismiques ;\\u large du
bassin
ivoîrien.(Exlrait de BlAREZ. 1986).
r Iq. 23 : PJofils lJ"ndml'Hrique'.i au larlJe du bassin
Î\\lolrien.(ExtraH de Bl ARr L. 1986) •
... + -+
+

F iq. 24 : Schêmatisalionb des lou'ces de qli5$ement
le long
des faille,> lîslriqlles; la Laille des
flêches indique l'intensité dl' la force.

AI
A
0
,
DRIFT
\\GHANA
,
8REAKUP
'-..
2
. ':. .
. ", "
- UNCONFŒMITY
.
- ,~, . '
,.
4
::..:A-,.
CONT'L
6
-.,'
:.,
CFCUST
1_.,d h
0
50
8/
8
Or-------~__:;
DRIFT
CENOMANIAN-
"'2
ALBIAN
BREAKUP
. . .
f t .
UNCONFORMITY
~ L..-----:::::::::::---
LOWER
~ 4 t:----~-:::---~
CRETACEOUS
O
.~
.,);','
o
50
100
K ILOMETI;.RS
rig. Z~ : Coupes gêoloqiques interprétatives au laJqe du bassin ivoirien.
([draH de [M[RY, 797'1).

79
* Pendant le rifting initial
Les intercalations argileuses des pyroclastites déposés pendant
le
rifting
initial,
sont
pratiquement
azoiques
en
raison
de
leur
continentalitë.
L'âge
de
cette
serIe
continentale
ou
série
versicolore
(SPENGLER et DELTEIL, 1966 ; GUEGUEN 1966 ; E.MACHENS, 1973) n'est
pas connu avec exactitude
; l'âge Néocomien-Jurassique supérieur a été
attribué par une riche faune d'Ostracodes lacustres et de lamellibranches,
ainsi que des données sporopolliniques.
* Au début de 110uverture océanique
La
série
Albo-aptiennc
a
été
essentiellement
datée
par
des
Ammonites et des Foraminifères.
La
présence
de
l'Aptien
supeneur
est
caractérisée
par
des
Foraminifères
planctoniques
mal
conservés.
attribués
à
la
famille
des
Globotruncanidae
Hedbergella delrioensis
GLAESSNER,
H. Planispira
TAPPAN et des Planomalinidae
; Globigerinelloides,
SUBBOTINA décrites
par SIGAL.
VAlbien a été par contre bien daté par des individus tels que:
Favusella washitensis
(CARSEY)
pafois
aSSOClees
à
H. delrioensis
et
H. spp. et à des Foraminifères benthiques de la fomille des Buliminidae :
Sipho~enerinoides parva CUSHMAN. Siphonodosaria alexanderi CUSHMAN,
Bulimma arka delphiana var midwayensiS CUSHMAN et PARKER.
L.
faune
de
Céphalopodes
y
est
représentée
par
les
formes
néritiques
(Elobiceras sp
de
l'Albien
supérieur)
et
épineritiques
(Dijzloceras
sp.)
et
Neo
phytyoticeras
sp.
décrits
par
le
Général
Colhgnon.
Cette
série
est
très
pouvre
en
Nannofossiles
(BRECHERET.
1980).
VAlbicn supérieur comporte des éléments de spores tels que:
Ceratosporites
multerii,
Classopollis
braziliensis
C.spinosus;
et
des
Dinoflagellés
Paleohystriehosphoro infusorinoides
de
l'Albien
supérieur à Coniaeiens.
1.2.4.4. Pendant l'expansion océanique
Il est surtout caractérisé par une abondance de Nannofossiles
calcaires décrits par JG. BREHERET (1980) sur les sondoges IVCO (Ivory
Coast offshore) et représentés par
Diazomatolithus cf D.Lehmani
Tranolithus
exiguus
Eiffelithus
turriseiffeli
Eprolithus
floralis
Gatnerago
nanum
Axopodorabdus dietzmani de }'Albien supeneur et
de l'Albo-Cénomanien
Zengrhabdotus
xenotus
ainsi
que
d'abondants
pollens
représentés,
en
plus de
pollens albiens
précédents
remaniés,
Triorites
africaensis,
Cretaceisporites polygonalis,
(Albien supeneur-Cénomanien) Ephedripites elsikn.
Seule
une
pauvre
palynoDore
représentée
par
Tricolpites
gigantorcticularis suggère la présence du Turonien (Robertson Research
Group, 1979 ; rapport Petroci}.

80
Les termes supeneurs du Senonien (Campanien, Maestrichtien)
ainsi que le Senonien (S.P,)
sont connus grâce à de
tres nombreuses
associations de faune et flore fossiles.
Le
senonien
(S. L. )
se
caractérise
par
les
Foraminifères
planctoniques représentés par Rugoglobigerina ~ reicheli BRüNNIMANN.
R.
~
rugosa
REYMENT
et
des
GIobotruncanidae
représentées
par
Rosita
fornicata
PLUMMER
et
G
gr.
lapparenti
BROT ZEN ;
G
K!-0bigerinoides
BROT ZEN ,
les
Foraminifères
benthiques
y
sont
très
abondants
et
représentés
par
des
Buliminidae:
Afrobolivina
afra
REYMENT.
Bulimina
prolixe
CUSHMAN
et
PARKER
Palmula
suturaITS
CUSHMAN,
B
mamilligera
B
quadrilobatH
Siphogenerinoides
cretacea.
S
dentata.
Parmi
les
Buliminidae
essentiellement
campano
maestri-
chtiennes,
décrites
par
G. TRONCHETTI
(1981)
on
peut
citer
entre
autres :
Buliminella
colonensis
africana,
Neobulimina
subregularis
Praebulimina bantu : P crassa ; P f dg ; P c:pima. Loxostomoides davatum
;
seules
Pyramidina- ~
et
PSeu ouvig€:rma
~p
sont
exclusivement
Maestrichtiennes
puis
des
Heterohelicidae,
t'teterohelix
g-lobulosa
EHRENBERG. !!.:.. striata EHRENBERG H plumerae LOEHERLE et H cotulata
CUSHMAN
des
Lituolidae
:
HapIOPhira~moides
sPP
H
excavata
CUSHMAN
ct
WATT ERS
:
AmmobacuIites
c.
colombianus
CUSHAMN
et
HEDBERG
et
A
stephensoni
CUSHMAN
et
de
rares
Lagenidae
déjà
représenté au Cenomanien supérieur.
Les Ostracodes y sont essentiellement campano-maestrichtiennes
à
maestrichtiennes
;
Uroleberis
~labella.
Brachycythere
angulata, Ofocytheridea sxmmetrica : 0 nuda G EKOFF ; Butonia cretacea
gr ; Phacorhabdotus nehculatus,
Reticulocosta vitiliginosan
; Soudanella
gr laciniosa.
Le microplancton relativement abondant est représenté par des
Dinoflagellés campaniens : Florentina Paleochystrichosphora infusorioides ;
Svalbardella
vozzhenikovae
;
Nematosphaeoropsîs
grandis,
Tenua
capillata j bynogymnium sp ; Glaphyrocysta sp ; Ceratiopsîs cf oblipiques
et spiniferltes ~ puis maestrichtiennes ; Cyc10nepheliurn ; Ceratiopsîs.
(Maestrlchtien
mférieur).
Senoniaspharea
protusa
;
Phoberocysta
ceratioides
;
Palaecystodinium
golzowensjs
P
australium ;
Ceratiopsis
granulostriata.
Les
études
sporopolliniques
des
mêmes
étages
indiquent
un
Campanien
dominé
par
:
Droseridites
senonicus.
Retidiporites
magdalenensis
:
Aquilapollenites 3P
;
et
un
Maestrichtien
dominé par
Verrucatis(i)QrÎtes.
Proxapertites -----cr
facetus
;
spinozocolpites
sp
;
proxasRertltes
sp
;
Monosporites
annulatus
;
Echitriporites
trian~ù Hormis;
Psilatriporites
rotondus,
Foveotriletes
margaritae,
Maurltiidites crassibaculat us.
Des
oursins
irréguliers
Echinogalenus
raingeardi
et
Lithia
ghirohensîs ont été décrits dans le même étag·e.
Un
exemple
de
sédimentation
post-ouverture
(série
dlAdiaké)
a été résumé (chap.II.2.4.). A titre purement indicatif nous en dressons
la synthèse biostratigraphique :

81
Le Paléocène est caractérisé par les Foraminifères planctoniques
dominés par des Globurotaliidae : Globorotalia membranacea EH RE NB ERG •
Planorotalites;
MOl'ozovella
a~gulata 1
M.
subbotinae;
associér;
à
des
Foraminifères
benthiques
representés
par
des
Buliminidae
:
Loxostolum
applinae
PLUMMER
des
Lituolidae
précédemment
décrites
des
Lageni~a~ : Lenticulina. sp ; Frondicul~ria pho~ghatica REU~S puis des
Anomahmdae
:
Planulina
cf taylorensls
Clblcîdes
aHem
PLUMMER
Anomalina ecuta PLUMMER.
La faune de Dinoilagclle est
représentée par Cleistophaeridium
sp STl
Wetzeliella homomorphe et Histrichosphaeridium ~ STl.
Sur
les
falaises
de
Fresco.
Y.REYRE
et
J.TEA
(1981)
ont
décrit
Apectodinium hypercanthum ; A. Hornomorphum ; Glaphyrocysta
cf
pastielsî;
G
reticulense
;
G.
aff
cassicula;
Palaeocystodinium
hyperxanthum
;-
Fibrocysta
lannoxum
;
Faxiale
;
F
fiIosum
Diphyescolligerum ; Saeptodinium gravattensis ;- Deflandrea oblrquipes, D
cf striata ; Hemicystodmîum zoharyi ; Operculodinium centrocarpum, 0
israelinum;
Les Ostracodes y sont bien représentés par
: Dahomeya alata
APOST.
Buntoni3
bopaensis
APOST.
B. fortunata
APosT.
BruntmiI8
livida APOST, Leguminocythereis lagaghiroboensis APOST et Quadracythre
lagaghiroboensis APOST. Leguminocythereis bopaensis.
Les
Echinodermes
sont
représentés
par
des
oursins
irréguliers: Echinogalerus rain eardi ct Lithia ghiroboensis, décrits dans
Pétage
précédent
puîs
Schlzaster
Paraster}
rougerei
et
Amblygypsus
(Parablygypus) houphouet.
L'Eocène est tres bien connu et tres fossilifère et contient des
Foraminifères
planctoniques
dont
des
Globptruncanidae
Globigerina
ampliapertura
BOLL1;
G.
yeguaensis
WEINZIERL
et
APPLIN;
G
soldadoensis
;
G
Hnaperta
et
des
Globorotalidae
G
wilcoxensis
CUSHMAN et POI;r'rON ; 9. cf. pseudotopilensis.
Une
abondante
faune
de
Foraminifères
benthiques
est
représentée par des Buliminidae
:
Bulimina simplex
var.
camis
BANDY
Bolivina jacksonensis
CUSHMAN
et
APPLIN
B
striatellata
BANDY.
Buliminella biformata BANDY. Uvigerina danvillensis HOWE et WAILLACE.
On
note
aussi
la
présence
de
Lagenidae
:
Robulus
aff
midwarensis
PLUMMERj d'Anomalinidae : Anomalina midwayensis PLUMMËR A. don var.
aragonensis NUTTAL, de Textularidae : Valvulineria texana CDSHMAFret
ELLISON et de Nonionidae : Noniom cf. acutidorsatum TENDAM.
Les
Ostracodes
y
sont
représentés
par
Isobuntonia
harpa
et
Buntonia
attigonensis,
B
pluvinata,
Togonia
obesa
;
T
arc.
costella
galensis
Chrysocrthere
dahomeyi
Quadracythere lagaghiroboensis
tandis
que les oursins Irréguliers relativement nombreux
sont représentés par
ParalamQas
ranculeri,
Pseudopygaulus
malavoyi
en
plus
de
ceux
précédemment siplalé dans les étages antérieurs.
Les Dinonagellés y
sont rares et ne sont représentes que par
Paleocystodinium
sp
et
Apectodinium
sp.
caractéristiques
de
l'Eocène
inférieur.

82
En illustrant ces données de biostl'atigraphic synthétique dans
t rois tableaux synthétiques (tableaux 5,6.7), il a été possible de noter les
périodes
de crise faunistique
ou floristiqucs
au
niveau du bassin.
Les
interprétations
de
ces
données.
couplées
li
l'evolution
struturo
sédimentaire
du
chapitre
(I. 2. 2.1.)
précédent,
ont
permis
de
caler
l'évolution du bassin ivoirien dans le cadre de l'évolution plus générale du
golfe de Guinée.
* Remarque
L'observation
des
tableaux
1
et
2
nous
permet
de
faire
quelques suggestions :
Deux
zonations
à
caractère
différent
peuvent
être
faites
dans ces tableaux
..
La
zone
1
Jurassique
terminal
fin
Cénomanien
peu
fossilifère
>1<
la zone 2 ; Senonien-Eocène inférieur moyen de plus en plus
fossilifëre vers le haut.
. Le Turonien est très peu ou pas fossilifère.
Pourtant nous
savons
(SPENGLER
et
al.
1966)
quril
a
un
caraetèrc
transgressif.
Ce
caractère est-il lié à une non conservation de vie ou bien à climat aride
pendant cette transgression ?
Il
est
encore
tôt
à
partir
de
ces
tableaux
manifestement
incomplets de déduire quoique ce soit : seule une éventuelle mise à jour
et
surtout
une
homogéneisation
de
la
nomenclature
spécifique
des
microfossiles permettront de préciser ces périodes de crise faunistique ou
floristique
et
leur
relation
avec
l'environnement
dc
dépôt
on
peut
simplement noter pour 11instant que très globalement, la zone 1 caractérise
un passage plateforme interne -
Plateforme externe par la présence de
Cephalopodes épineritiques.

De
même
la
coexistence
de
Nannoplancton.
de
spores
et
pollens
et
de
rares
Globotruncanidae
indique
un
passage
plateforme
interne - Plateforme externe.
* L'abondance de fossiles
en
particulier
Jléclatement
des
Buliminidae (Foraminifères benthiques perforés) indique une tendance de
plus en plus grande du caractère marin externe.
II.2.2 . 4 Conclusion
Le bassin sédimentaire de Côte d'Ivoirc est issu d'une évolution
particulière d 1un système de rifts l'l'l'et dont il fi constitué un bras à
évolution guidée par failles transformantes.
L'analyse des différents
stades de
son évolution
a permis
de
noter
une
période
an té
rift
d'environ
4000
Ma
d'années,
(Précambrien à Jurassique supérieur).
-
une période
de rifting continental marquée par des dépôts
pyroclastiques
à
intercalations
de
black
shales
riches
en
matière
organique humique, (Jurassique, terminal? - Crétacé inférieur).

83
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du bassin ivoirien. Ces données bibliographiques onl ~l~ mises tl
jour par R. DElOrrRE(1'J81).
r ossilel C ~phalopodes, r chinoder mes, 0 slIacodes,R olaliidae
el Anomalinidae.

84
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du bassin i..-oirien. fossiles: l agcllidae, l iluolidae, HeLcroheliddae
UUliminidae, GloLJ(Jrolaliidn<!, Glohotrllnr.anidae. DOnl,.!e!'! bibli:Jgrapht_
Ques mhes li jour par R. DllOrrHE{I987).

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Tableau 7
Essai de synthèse slr"trqraphirjlJe de l'inlervalle foeène-Aplien
du bassin h'oiriell . 1 oS~iJe5: Nanolossîle5, 5pore~ et polJen~, Dino-
Ilaqcllës.
Données biblioqraphiquc~ misp,; à jour par R. OflOffRl(1987).

8&
- une période de début d'expansion océanique caractérisée par
une intense activité
au
niveau
des
fractures
transformantes
qui
a
vu
naître les rides Ghana - Côte d'Ivoire et au grand CESS (Albo-Aptien).
une période
d'extension
maximale,
au
cours
de
laquelle
la
subsidence
s'est
stabilisée,
exposant
ainsi
la
marge
aux
différentes
fluctuations eustatiques (Cenomanien - Eocène).
Toute l'évolution de ce bassin est
guidée pDr les mouvements
relatifs de rotation de PAmérique du Sud par rapport à l'Afrique supposée
fixe. ainsi qurun mouvement global de la lithosphère d'abord vers le NW
(150 à 100 Ma)
puis vers le NE
(100 Ma à nos
jours).
Ces différents
mouvements ont exposé le bassin ivoirien en particulier et
le
golfe de
Guinée en général. à des variations climatiques dont les manifestations les
plus importantes résident dans la forte accumulation de Black Shales au
crétacé moyen supérieur.
Les deux exemples
d'études qui
vont
suivre
se rapportent d'une
part à ln série albo-turonienne du puits pétrolier Tiemié 1 et d'autre part
au
passage
Paléocène-Eocène
d'Adiaké,
pour illustrer l'ouverture
et
la
postouverture du golfe de Guinée au niveau du bassin ivoirien.
Il
a
été
par
la
suite possible
d'intégrer
les
différents
résultats
obtenus,
dans l'évolution
générale
du bassin ivoirien
enti~r puis dans
celle du golfe de Guinée.

87
11.2.3. Etude de la série marine alba-turonienne de Tiémié 1
Cette etude a été réalisée en 1985 lors d'un stage de recherches
à la Petroci.
Les analyses sédimcntologiques ont permis d'exploiter le log final
et
d'établir
une
colonne
lithologique
synthétique.
Les
foraminifères
dégagés par lavage et tri,
au cours du même stage sont actuellement
étudiés
par
le
service
géologique
de
la
société
dans le cadre
de la
synthèse du bassin.
A la fin.
l'exploitation des ctiagraphies différées.
en termes sédimentologiques a permis de mieux préciser deux intervalles
ctli la g final.
II. 2.3.1.
Données générales
Le
puits
pétrolier
Tiemie
1
de
coordonées
05° 12'07"
N
et
04°38'58" N est situé à environ 70 km au SW du pays entre Abidjan et
Grand Lahou (figure 26).
Situé dans le tiers Ouest du bassin côtier et dans sa partie
onshore, le puits est implanté dans les environs de la faille des lagunes
(figure 26) qui, comme signalé plus haut, a joué un rôle important dans
la structuration du bassin.
11.2.3.2.
Données et interprétation sédimentologique du Puits Tiémié 1
Les
coupures
lithostratigraphiques
de
la
figure 27
ont
été
établies en 1979 par R.RESEARCH Group en comparaison avec le puits
grand Lahou daté par Foraminifères.
Les analyses qui vont suivre tiennent compte de ces coupures
en attendant de les préciser.
11.2.3.3.1 Etude des résidus de lavélge
Elle est consignée dans le rapport DIGBEHI
(85)
; nous en
retenons ici les principales variations petrographiques dans l'intervalle
étudié 1640-2700 m (Albien supérieur - Senonien Inférieur).
La
figure
28
indique
dans
sa
partie
droite,
des
courbes
d'abondance relative grossière des éléments détriques et des fossiles .
.. Eléments détritiques non carbonatés
La courbe granulométrique du quartz ainsi que celle de sa
morphos copie grossière n'ont pas été reportées sur le tableau à cause
de la monotonie de leur allure et leur faible variation globale.
Les
grains
de
quartz
sont
de
taille
moyenne
(autour
de
350 Il) ils sont anguleux à subanguleux avec de rares subarrondis, ces
deux morphologies ne coexistent le longement de la colonne étudiée que
dans
deux
brefs
intervalles
(1602-1680 m
et
2580-2610
m);
dont
l'existence fait penser à deux épisodes de rclai de source pourvoyeuse.

88
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Bassin ciiLîer Îyoirien. A. SituaLion du puils TlE MIL
1.
a. Cadre géolOljiqup.: de surface

89
La
première
morphologie
(anguleux
à
subanguleux
indiquant
une
source
relativement
plus
proche
que
la
deuxième
(subarrondie) .
.., Les grains de quartz bipyrnmidé
(non représente)
sont
de taille également moyenne (300-400 m) et ne sont présents qu'à partir
du
Turonien,
ce
qui
fait
suggèrer
qu'à
la
fin
du
Cenomanien.
une
source du quartz automorphe bipyramidé (issu de la recristallisation de
la silice en milieu hydrothermal) a dû être mise à jour : cette source
pouvant être une veine hydl'othermale dont la mise à jour a pu être
faite
sous
reffet
soit
de
la
tectonique,
soit
de
l'hydrothermalisme.
suivies ct 'érosion.
Les courbes d'abondance relative de la glauconie et de la
pyrite,
sont comparables sur de grandes lignes ct sont présentes tout
au long de la coupe. Ce caroctère indiquant un séjour des dépôts dans
un milieu marin, peu profond et confiné.
Les
micas
dits
flottants
se
présentent
sous
forme
de
paillettes
en
lamelles
très
fines,
larges
et
translucides.
Ils
se
distinguent ainsi des micromicas incrustés dans les silts et les phyllites.
Les premiers représentés sur la figure 28 sont très abondants au début
et pendant le Cenomanien,
puis tendent à disparmtre vers le haut de
l'intervalle.
Cette disparition progressive pourrait être imputable à un
éloignement
consécutif
de
la
source
pourvoyeuse
(probablement
des
schistes birrimiens) : éloignement certainement lié à une subsidence de
plus en plus impol'tante.
'" Courbes de la faune fossile
Les courbes indiquent deux zonations de faunes fossiles :
-
la
microfaune composée de Foraminifères
(planctoniques
et benthiques),
-
la macrofaune composée de débris de lamellibranches de
gastéropodes, et d'épines d'oursins.
Les
Foraminifères
planctoniques
(Globotruncanidae)
explosent
vers le sommet du Cenomanien
supérieur
après
un premier
renflement au sommet du Cenomanien inférieur.
Les Foraminlfères benthiques relativement moins abondants
suivent globalement les mêmes variations que les planctoniques. Il en va
de
même
pour
les
maerofossiles
(débris
de
Lamellibranches,
Gastéropodes. Echinodermes. etc .. ).
Nous observons que le taux de représentativité des fossiles
(avec cependant une forte proportion des planctoniques par rapport aux
autres)
décroît
fortement
au
Turonien.
Ce
qui
serait
imputable
aux
ingressions marines épisodiques dans le bassin.

90
La
proportion
globalement
faible
de
Foraminifères
serait
probablement liée à Iteuxinité du milieu; caractère qui se confirme par
la forte épaisseur de black shale~ il abondante matière org'anique et de
ses dérivés: pyrite, glauconie avec épigénèse de bioclasts divers.
Il. 2.3.2.2. Essai dl analyse séquentielle du log synthétique
Cette étude a été faite à partir des descriptions lithologiques
au cours du forage (figure 27) complétées par Pobservation de rësidus
de lavage des cuttings.
Elle est entièrement hypothétique et pourrait être précisée ou
transformée quand les limites stratigraphiques seront mieux établies.
Cette
étude
utilise
la
définition
du
concept
séquence
proposée par ELF AQUITAINE (PAU/BOUSSENS 1977).
Nous avons divisé cette analyse en quatre parties
-
d'abord
la
colonne
lithologique
générale
a
été
étudiée,
étage par étage, du point de vue rapport sédiments fin/grossier,
puis
les
découpages
séquentiels
ont
été
établis
puis
comparés aux présumées limites stratigraphiques,
-
ensuite,
nous avons
défini et interprété quelques suites
séquentielles de deuxième ordre,
- enfin des courbes d'équivalent de porosité des argiles, des
grès et des carbonates ont été établies .
... Etude statistique pétrologique
La
colonne
lithologique
générale
de
la
figure 27
indique
que
- le rapport sédiment fins =
69 et inégalement réparti dans
la colonne.
grossier
31
- le rapport du détritique se situe autour de 49
carbonate
T
- des 29 bancs calcaires répertoriés, seulement 4 % ont une
épaisseur comprise
entre
5 et
10 m contre
96 % dont
l'épaisseur est
< 2 m,
- 12 bancs de niveaux dolomitiques ont été isolés dont 75 %
ont une épaisseur < 2 m, tandis que 25 % seulement ont une épaisseur
comprise entre 5 et 10 m.

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Are,'Les 'Jr"i;,;'é's inàurfJé:,':, Si,:,t2uses. pc;.2$Cint co 3iY.-::
7riG cLair + co~Vact. quelques iéveloppements dA gl'PP
bLnn~3 carè0~at?s
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Ar:!,::2 :]r'.:':2 tl'C:~S foncée à no-ire,
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de +:1"/3$ fine mica", présence de pyrite et gLauconie et
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gris bLar.c à quar't::: moyen à qrofJsier maL cLassé ..
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PYl'~L!!.u.;J.: el. r:''I:'~QC(1. P!<ser:ce
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é8fidê:.hC'e r.?f'r:A[j'ine!,,-si? VeJ'8
La bc.se.
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lithustraLiqrapliie synLllétique du puits TltMll
1

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93
* Estimation du rapport
g·rain fins
grain li!;rossier
suivant chaque étape
Le
tableau
8 indique
une
estimation
des
proportions
des
sédiments à gTWnS fins
(argiles,
argilites.
silt et marne) et grossiers
(sables, grès).
Ce tableau a permis d'établir les graphiques des figures 29
et 30.
CHA] fiS
FIN
GROSSIER
ETACES
%
%
EuCENE moyen
83
17
inférieur
PALEOCENE
43
57
MAESTRICTITIEN
94
6
Campanlen
SENONIEN
Santonien
69
31
Coniacien
TURONIEN
88
12
CENO
SUPERIEUR
98
<
MANIEN
INFERIEUR
22
78
ALBIEN SUPERIEUR
57
43
Tableau e
Estiamlion du Japport grains fin~/gtains gro55Îùn dans le puits TlEMIE 1.
Les sédiments à grain fin sont de loin les plus abondants
aveC un maximum (98 %) se situant au Cenomanien avec trois autres pics
comparables situés respectivement au Turonien (88 %)
ou Maestrichtien
(94 %)
et à l'Eocène inférieur moyen
(83 %).
La
proportion
la
moins
élevée de grains fins se situe au Cenomunien inférieur (22 %).
Les sédiments à grain grossier sont peu abondants dans la
colonne étudiée.

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95
Un seul pic Appréciflbl~ se situe au Cenomanien inférieur
(78 %) avec un autre d'ampleur moindre au Paléocène (57 %).
Ils sont pratiquement absents au Cenomanien supérieur où
leur minimum oscille autour de 2 %.
* Découpage séquentiel
Basée
sur
l'évolution
stratonomique
et
l'assemblage
de
séquences
unitaires
en
séquences
d'ordre
supérieur,
12
séquences
d'ordre 2 ont pu être délimitées le long de la colonne fig. 31.
Les
séquences
sont
stratodécroissantes
ou
granodécrois-
sante vers le haut.
Elles
sont
d'inégale
épaisseur
en
particulier.
la
séquence t 10 sont disproportionnelles par rapport aux 10 autres dont
l'épaisseur avoisine 260 m.
Par ailleurs
leurs
limites
ne
coincident
généralement
pas
avec les limites stratigraphiques établies.
Les séquences d'ordre 2 ont été regroupées en 6 séquences
de 3eme ordre qui sont très tassées à la base (40 m)
et plus étalées
ailleurs (près de 300 m dans la séquence IV.

encore.
rares
sont
les
caupures
séquentielles,
qui
coincident avec les limites stratigraphiques.
4 séquences
d'ordre
4 ont
pu
être
distinguées
et
leurs
limites sont
généralement différentes de celle établie par stratigraphie
micropaléontologique.
Nous savons
que
les limites des
séquences de quatrième
ordre, correspondent à des changements paléogéogTaphiques
ceci nous
oblige
à
signaler
quelques
caractéristiques
de
ces
différents
découpages.
La
mégoséquence
MSI
pourrait
s'étendre
de
l'Albien
supérieur
au
milieu
du
Cenomanien
inférieur.
EUe
est
globalement
négative vers le hllut, c'est-à- dire stratocroissante.
Nous
avons
donc
supposé
l'existence
d'une
discontinuité
stratigraphique
de
faible
intensité
vers
2370 m
de
profondeur.
On
remorquera que les variations d'épaisseur sont généralement faibles de
la
bose
au
sommet.
Ce
caractère
indiquerait
et
confirmerait
une
tendance régressive en tenant compte des données des figures 27 et 28
avec en particulier une
ferruginisation
du ciment carbonaté
des grès
vers la base et une relative abondance d'inclusions charboneuses vers le
sommet.
Ln discordance d2 isole la mégaséquence M82 qui,
de par
sil très grande puissance reste encore énigmatique.

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Albiell supérieur du puits
TH Ml[
1.

97
En effet.
de la base où des inclusions charbonneuses ont
été
décrites,
vers
le
sommet

se
développent
les
foraminiferes
planctoniques
en
même
temps
que
les
autres
fossiles,
on
assiste
manifestement à un approfondissement du bassin
j
caractère également
en accord avec }létude des rapports
grains fins
du Cenomanien et du
Turonien.
grains grossiers
La discordance d3 isole la mégaséquence MS3 qui eng'lobe le
Senonien (ss) avec une base généralement grésa calcaire et un sommet
(Macst richtien) plutôt argilo-dolomitique.
Cette
variation
lithologique
semble
caractériser
un
cycle
transgressif puis regressif.
Il est ainsi po~sible à partir de ce découpage séquentiel,
de mettre
en évidence,
l'un
des
traits
les
plus
caractéristiques du
bassin ivoirien
l'émersion fini l\\Iaestrichtienne.
La
mégaséquence
MS4
prend
en
compte
le
Paléocène
et
l'Eocène inférieur-moyen.
Les
données
sédimentologiques
indiquent
un
Paléocène
à
caractère
transgressif et
un
Eocène
régressif.
La mégaséqucnce MS4
comporte
comme
la
MS3,
un
cycle
pratiquement
complet
de
transgression 1regression .
... Essai de caractérisation dcs milieux de dépôt
Cet essai slinspire du découpage des mégaséquences (MS)
et des discordances stratigraphiques correspondantes d et des données
des figures 29 et 30.
La mégaséqucnce MSl correspond à des grès mal classés, à
quartz peu ou pas roulé. à inclusions de lignite ; ferruginisé vers la
base et présence de pyrite ct micas.
Elle est
globalement stratocroissante et caractériserait une
sédimentation de plate forme interne (subtidal) où
sont rassemblés en
cohabitation lignite et glauconie.
Vangulosité du quartz et le mauvais classement du
grès,
indiquent
une
source
proche.
Le
caractère
détritique
poussé
proviendrait de 11érosion du socle et particulièrement de la destruction
des rebords du graben du crétacé inférieur.
La mégaséquence MS2 correspond à un cycle
régression
suivie dtune transgression.
Le premier (Cenomanien inférieur - Cenomanien supérieur)
avcc une régression moins longue que la phase de transgression.
Le deuxième (Turonien inférieur - Turonien supérieur) est
également disproportionné avec une régression de faible amplitude par
rapport à la transgression. Ces deux cycles impliquent deux milieux de
dépôts l:omparables allant du subtidal au marin peu profond.

98
La
mégaséquence
MS3
comporte
un
Senonien
inférieur
sableux, et greso- calcaire ct un Senonicn supérieur argilo-dolomitique
traduisant une séquence de transgressionl regression.
La mégaséquence MS4 est comparable il la précédente avec
des indices de proximalité plus forts
(abondance de débris coquilliers
vers le sommet).
1.2.3.3. Identification et isolation de suites séquentielles
L'analyse des différentes dia graphique du log final de Tiémié 1
a
permis
d'isoler
13
suites
séquentielles
que
nous
avons
ensuite
interprétées
en
termes
sédimentologiques
lithologie.
litho faciès
et
caractéristiques géodynamique.
Afin de mettre en
évidence leur localisation au sein du log
entier, nous avons établi les figs. 32, 33. 34, 35.
* Etude
de
deux
intervalles
du
log
(2700-2150
m)
et
(llOO-650m)
En
utilisant
les
différentes
évolutions
(polarité
séquentielle)
des 5 diagraphies précédentes dans deux intervalles choisis sur le log,
il été possible à travers les figs. 40 et 41 de déterminer les répétitions
de séquences dans chacun des intervalles. A la fin une synthèse de ces
différentes répartions a permis de proposer une interprétation du point
de vue géodynamique.
Le
tableau
9
indique
l'essai
de
définition
des
séquences
diagraphiques des figures 36 et 37.
- Pour l'intervalle 2700 - 2150 m
L'albien
se
earactérise
par
3
pulsions
de
2ème
ordre
à
argilosité croissante vers le haut.
Dans le même sens, l'induction,
la
résistivité locale et le sonic sont relativement constants.
Ces caractéristiques indiquent une succession de séquences de
2ème
ordre,
dans
une
sédimentation
globalement
homogène
à
chaque
pulsion.
Le passage Albien-Cênomanien inférieur se caractérise par une
baisse d'argilosité au profit de grès à résistivité, induction élevée ainsi
que la cimentation plus importante.
A
part
le
passage
Cénomanien
inférieur
Cénomanien
superIeur qui comporte
une évolution diagraphique D,
le Cenomanien
(SS)
est dominé par les évolutions de type C, qui correspondent à des
pulsions de niveaux détritiques ~ grossiers devenant de plus en plus
fins vers le sommet (séquences transgressives).
Pour l'intervalle 1400-650 m
La
figure
37
indique
des
répétitions
tant
des
évolutions
précédents (B, C) que de l'apparition de nouveaux types (E, F) qui se
répètent également et enfin un seul type G qui coiffe la série.
Dans l'ensemblc, c'est la croissance d'aI'gilosité vers le haut de
la plupart des types d'évolution qui prédomine.

99
,
'.
.~
"
,:--:\\
--!-H-t'$f-t+
Ër+B-++
Log aynthèt·ique
T{qmié 1
82
Intepprétation
A~ternance de séquences régressives (A)
200
et transgressives lB) de type tempête? On note une cimentation
différentü;l,Le des grès, probabLement Liée à La teneul' en
335
-:"F-------.,.-:-:r---:-7777-;-:7':..",...~:_::::_---...,__,
carbona t e
r
'1~.'T,v'T'
....+
" H " " l l
\\"0"" .. 1~.
556
.,a
co
JOBO
10S0
1380
.~
'-
, .
Interprétation: ALternance carbonate-grès friabLe. On note
1754
La 8tratoddcrois~ance
généraLe des séquences de 2è ordre (A)
Cette aLternance dvoque des niveau::: de /ltempête ll clastiques
..
-~
,
i
,
• ( ~ 1
,
,
.
.OUI<' Il<
,,-"lU!
" 0 ° " 0'0'",,-
2295
,
,
•. 0.
"
0.'
0'
lPO
lGno
0
...
c
u~~H~
0
0
'HOY(f'Ol<
~
". )Iv"
l
'ac.';~fE ,
•, . ,,, ~
0
0
0
2510
2700
Jnterprétation
Alterna~ce grès -carbonate. Fluctuation du
Log acaoustique en fonctiDn de La teneur en carbonate (+ A ou B)
Fig. 32
Localisation et interprétation de:; suites séquentielles 1, 2 el
3.
du puits
f1lMlr
1.

100
" ' \\
l
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' !
" . ,
',1["-'" ><,',", e.
,,"
---'_._------'~,-----
o
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1
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1
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Tnterpréta! ,'O'! A'iveau d'éro,';~0n probr)./;lq ,',IV) dans de"
bLacks shai'e-;;n::/teu.:c
' o H " ! ! '
>PONTUI~.
1" •
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ou
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fO(AlI'E~ ~ "
1111
-H 1
1 + +
1 "
~
1--
lnteY'prétat icY/. : 8équQnces caI'bonaté,,-';; !ro.rzsgressives devenant ri" r." ;''<3
enpTu.q argUeu..T et fc~83:' iifère8 VeI'~:; ~e haut. ~ (l hase r'epréser:te Ll
1
f[n (ou ;.: latténuai;io>, ,' de 1a sédimeYi.tat-[on fplmeh","'?,-,'nt gréDeuSc de
-
~
~','Y1tef'lMLZ-e étud/é.
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1 , V l
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1\\
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I.:''-I--r-r-~rn,-,,-+---+-:-,-,m'~{"'."-'f'-"~'i-·-"~."':..;'~~",'_·c·-,-_+-_'~
\\
o
r"!rer'r:r-~-I-at-"-J"
.
c,'u""()e~q :)l" + 1'::c'U.7 :::1'1'> ~C' slquenctcf'
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''d. _.,C;
.c;ty'atcdccY'O"S~~clntes
(le .'2.:: 01'o..l'e A ..
ql,
,LI,C.
[:{quer':7c?t
ci n-iveau.r: aLteI'YianteD de g1'ès c;!, de C(l1'C;)!1ûteD dan<: ,'(en LU
n1'e""cr'r:s,
La ::':''l'c'.-.r:i;/t,'-n d.:ff6'en+:'C'LZ".Je note'11l1.'~ Le
L'7r ,,:;"~':::WJ -t: ;' C!'H-! 4 ! .
fig. "
: LocalîsaLfon et inte'~HétaLion des suiles séquenLielles 4, ., et 6
du puits TIEMIE
1

101
Cog synt~4tique
:i.e 'T',:émié j
Intel'pr.ftation
Dissyméil'1:e à lune séquence de 2e ordre dans
/'aqueU-e la base époZute brutalement en devenant pLus carbonatée
tandis qu'au sommet La baisse ae La teneur en cQrbonat~ ,est pIus
r'égu!ièr'e et pLU3 étaLée
ll~I~TJv'T!
,
....~'"
POH"TIIL
~po"'UI H,
.,0 ,
-~ .AH.... Ur
~ J--
,-~

<ir
interprétation
: ALternance quasi réguLière et + monotone de
,
shaLes et de aTtetones. Cette séquence de type bTack shoLes
présente égaLement des séquences strato et granodécroissantcs
(de 2e ordl'e Al et A2) dans une sédimentation à gra,:ns fins
(fine grained sediment8 de STOW
?)
~ ( ~ 1 \\ 1 1 ., 1 T [
" •• ~
~ >
~.
POTE.1JH
'~a"TA"E H.
-" .
'"'"
InterDrPtation : Alternance de niveaux carbonatéo et
d targn~s dans une Bu{te symétrique allant d" moint' au pl.us
carbonatJ et inversement; on note qu'il. s'agit de l.a variation
d'Un seul. paramètre

riq. 34 : lo~ali5ation el interprétation des suites séquentielles 7/B, 9 et 10
du puBs
TIF MI[
1.

102
, , "
s
, .
,.
-- ,"""
-
1
i
Tnterr"l'2tat ion
Séquences négatü'12S (a: grano~îasseme'Jt posit::f)
- - - , - - - - - -
:lU se ~n d Iz,me ·séd~:_mentatio>l à grœi.n3 fÙ1S
ivoq1.ant une 8 tab i L'~sat ion
de ôuQs/deYice dl, oassin
~[
l[~lsT'.'TI
••••-<\\1'"
'~'l~l,(,
"OHTA~I~•
.
(101
.. ~
I~lterpr,;tat1:0"1 : Séè:m.c'ntation carbonatée ct
eymétrl.:que
01 mil-ieu rnari.,." fraYlc
fj ~._-
1
1
I~
, l S • \\
TI" 1 T!
.'~'..{''''
I~
, "TU,TI" ,.~""N[ M,
'.
1" •
-- - ----
,~'
.
-
Tn!:..e}'Dr'_é}:atioY/ : ,-::équen::es 'l'a~lsgre3d ives b~:ochùru:quc?S et l'épéUJ' ve.'
On note que chaque niu.?au de grJs éot compris entre delA.X V:1:ueau..:r:
('c1romwtés.

F;q. j')
lucali5aliull ~l inLerpr~l<ltion des suites s~quenlh"lcs 11. 12 et l i
LIu puits
r1lMI[
1.

G
,-~----1
1
~'
A
B l e
1
D
F
i
augmente
1
baù;se
\\
augmente
1
crugmente
1
bùisse
ùugmente
1
baisse
~
1
1
1
1
\\
+ ~on8tante
augmente
baù;se
augmente
baib'se
augmente
augmente
ba1:sse
augmente
augmente
augmente
bar~sse
augmente
,__~_---,!__I
1
1
I
l
Tableau 9
Définition des s~quencl:s diaqraphiques
lepr~sentécs sur les
figures .56 et .57. N.B. l'évolution de la polarité diagraphique
(augmentation ou baisse) p(lur chaque séquence est I?onsidérée
vers le haut de la série.

104
rn
Evolution diaCJraphi.
Cit~
-0 :
rD 1
AI3CDEFG
n 1-
Il'5'1
p '
f
V1
:
, ,
C
-~, :
~c;
-p
3
nrD'
:::J
o
,
~
3
ru
~,
i
:::J
l
- ,
,",
~
rD
1400
.f
;
:::J
}
:::J
--t-
[
ID'
--,
'--
[
ID
c
>::
--,
r:
150
"
J>
, lf,O'
a-
m
:::J
noo
rig. J(j : r ... olution verticale des sp.quences diagraphiques répétitives
du puits TI[MI[
1. (intervalle 2700-2150 m).

Il:
ru
C
....,
tI1(/l
Cru
u
='
ru '0
,='
ru "iD
C=,
....,
riQ.
j7 : fl,.olulÎnn vefticale des sëqucru~e.5 diagraphiques rrlcpétilives
du puits TlEMIL
l.(illtervallc 14(JO-65nrn',.

106
En conclusion. les synthèses des figures 32 à 37. permettent de
proposer un cadre géodynamique à l'évolution sédimentaire du puits.
Depuis les grès homogènes li intercaJntions d'argiles riches en
matière organique de l'Albien jusqu'à ln fin du Maestrichtien inférieur,
l'évolution de la sédimentation subi des vnriations
notables mais parfois
répétitives.
A
l'Albien
les
grès
peu
fossifères
et
â
mntière
organique,
indiquent un faciès régressif. Au sommet de l'êtage. et au Cénomanien
inférieur.
de
nombreuses
séquences
de
type
"tempête"
ont
pu
être
définies ; cela peut signifier qu'entre la régression fini albienne et la
transgression marine d'nbord nétritique du Cénomanien supérieur, puis
de
mer ouverte du
Crétacé supérieur,
le
passage des
deux
grandes
variations
eustatiques
a
connu
des
séquences
tantôt
transgressives
tantôt régressives
;
ce qui explique les lItempêtesTl définies dans les
figures 32 à 35 ci-dessus.
Nous avons noté également dans l'ensemble de 11 évolution une
argiloBité
globalement
croissante
vers
le
haut,
parallèlement
à
une
augmentation d'équivalent porosité (nous y reviendrons dans le chapitre
suivant) .
Enfin,
certaines
suites
séquentielles
dominent
dans
certains
étages
les
suites
de
type
tempête
pour l' Albien et
le
Cénomanien
inférieur
les suites
de
sédimentation
bio-chimiques
carbonatées
au
Turonien-Sênonien
supérieur
et
les
suites
transgressives
marines
franches au Maestrichtien supérieur.
Ceci
nous
amène
à
suggérer
que
l'on
passe
d'un
milieu
de
plate-forme peu
profonde
soumise
aux
"tempêtes"
à
un
milieu
marin
franc ovee accroissement de la sédimentation argileuse et développement
des microfossiles.
On
retrouve

une
évolution
classique
d lune
plateforme
en
perpétuelle subsidence.
II,2.3.2.4. Equivalent - Porosité
L'étude
du
log
accoustique
du
puits
Tiémié
n
permis
notnmment
~ de noter les variations de
t en fonction de la profondeur
(à lithologie constante), et de déceler les variations de compaction,
- de définir des discontinuités dans l'intervalle étudié.
,., Principe de l'étude
Il consiste à représenter dam; un graphique les variations
de
t en fonction de la profondeur,
l'équivalent de porosité est alors
évaluée à portir de l'abaque de Schlumbergcr (fig. 38), pour un niveau
ou un intervalle donné dans le sondage.
Dans
le
cas
traité
lC),
nous
rappelons
qulen
l'absence
d'autres
diagraphies
(neutron,
densité,
pendagemétrie,
etc),
l'équivalent de porosité n'a été estimée que de matière très approchée.
,., Analyse de la courbe d'évolution à lithologie constante
Pour tout l'intervalle de Tiémié 1, compris entre - 2700 et
650 m de profondeur, nous avons considéré 3 lithologies différentes :
1. Les orgiles (parfois siltcuses)
2. Les grès poreux ou faiblement cimenté~
3. Les carbonates

107
.--
~II-
._ _
POROSITY EVALUATION FROM SONle
POROSITY
EVALUATION
FROM i
50
50
/
- 'If .. 5,300' ft Isec
' . /
/ /
40
-</>" t - tmo X _1
1.1/ /
~L2// 40
t ,- t ma
Bep
1; 13//
1 /14//
30
///1::/ 30 ,

~
~
,:
//1//<10 .
,:
>-
>-
-
V>
V>
/10/
0
0
0:
0:
0
0
a. 20
///~/
20 a.
-
.
....
....
vrng(ft/sec)
0///////
\\ é'
~. ~
C
"<#0
10
'" CC
''l7'
.,
~.
·0
~.
© Schlumberger
,
,
t. INTERVAL TRANSIT TIME, microsec/fl
".... (ft/sec)
t Ul• (microseclft)
Sondstones
18,000·19,500
55.5· 51.3
limestones
21,000-23,000.
47.6·43.5_
Dolomites
23,000-26,000
43.5-38.5
fig.
HI: Abaque de SCHI UM'BERGER perm~tt<Jflt
d'évaluer Je log sanie en êquivalent porosite.

lOB
Après
avais
traduit
.o.t en équivalent porosité, pour ces
trois types
fondamentaux
de roches.
nous superposerons les
graphes
obtenus pour un essai de restitution complète de puits Tiémié 1.
- Courbe d 1évolution du log accoustique des argiles
Elle se divise en 3 parties distinctes A, A ' A
Oïg.39).
Z
3
AI ; 2700 - 2500 fi]
Elle indique des valeurs croissantes de 4:\\t vers le haut (78
à 85 us/ft)
et donc une augmentation corrélative d'équivalent porosité
(21
il
26
%).
Une
discontinuité
dl
la
sépare
de
A
susjacente
et
2
correspond
à
une
faible
valeur
d'équivalent
porosité
(14
%).
Cette
discontinuité
correspond
à
un
niveau
d'argiles
probublement
charbonneuses ou à forte concentration soit de pyrite soit de matière
organique.
A2 ; 2500 - 1610 m
Elle correspond à un cycle complet disproportionné dont les
valeurs
d'équivalent
porosité
augmentent
de
22
à
48 % puis
baissent
jusqu'à 34 % avant de remonter à 48 %.
Un
pic
d'argile probablement
très
plastique
(à équivalent
porosité en dehors de l'abaque) se situe à - 2050 m.
Une nouvelle discontinuité d
la sépare de la partie A3 avec
2
une
valeur
d'équivalent
porosité
8urour
de
31
%.
Elle
pourrait
correspondre à niveau à composition minéralogique particulière.
A3 ; 1610 - 775 m
Des valeurs très élevées de  t
(dont les équivalents sont
cn dehors de l'abque) sont observés dans cet intervalle.
Un cycle inverse de celui de A
s'observe ici ; les valeurs
2
de Ât vont de 120 à 100 us/ft puis à 140 er enfin à 124 Ils/ft.
L'existence
d'une
éventuelle
discontinuité
ne
peut
être
précisée (faute d'information suffisante).
En conclusion. la courbe d'évolution de 6. t des argiles est
croissante vers le haut,
les deux discontinuités dl et d
apparaissent
2
donc ainsi contrôlées par cette évolution sédimentaire.
- Courbe d'évolution du 10
accousti ue des
rès
oreux
On 8 isol· dans la
Ig.
partles du graphe
BI'
B2 ,
BI ; 2700 - 2505 m
me est homogène avec un équivalent porosité moyen évalué
à 17 %. Cette homogénéité est conforme à celle de la lithologie g·énérRle
des grès de cet intervalle.
Une discontinuité dl la sépare de lu partie B .
2
B2 ; 2500 - 2280 m
Avec un minimum d'équivalent de porosité autour de 15 %.
et un maximum à 25 %, nous avons évalué l'équivalent porosité moyen à
20 %. L'évolution de la série est scnsiblement croissante vers lc haut.

Equivalent
us
,
A2---~==
poposité
;0
A3-
%
51
:
13
uu
~2
gO
p
rn
o
50
A
/1
\\ J
\\......-/
\\
,----/
: 0 ' i
li
j
.\\0
40
1000
ProfoTld13ur
rig. }9 :
Courbe d'évolution du log accoustiqup. des argiles en
lonelinn de la pfolondeut, du puits TlE Mlf
1.

110
Au sommet
de cette série,
nous avons placé une nouvelle
discon tin ui té d .
2
B3 : Lacune de grès (= argile:-:;) 2280 - 1710 fi
Dans cet intervalle,
qui matérialise un non dépôt de grès,
la sédimentation est essentiellement argileuse et au sommet de laquelle
nous plaçons une discontinuité d .
3
B4 : 1710 - 950 m
Les
variations
de 6. t
se
présentent
cn
dent!:>
de
scie
irrégulièrement distribuées dans cet intervalle.
Les équivalents porosité y varient de 29 à 45 %.
En conclusion,
comme
précédemment.
l'évolution
de
cette
courbe (y compris ln lncune) est globalement croissante vers le haut.
De
plus,
les
discontinuités
définies
sont
également
liées
à
la
sédimentation.
* Evolution de la courbe du log accoustique des carbonates
Le
graphe
de
la
fig.
41
a
été
divisé
en
deux
grandes
parties
Cl et C2.
Cl : 2700 - 1600 m
Nous l'avons divisé en deux unités C 1-1 et C 1-2.
CI-2 , 2700 - 2500 m
L'évolution de l'équivalent porosité s'y présente en dents de
scie. La variation cst progressive et faible mais régulière vers le haut.
Nous avons marqué une discontinuité d' 1 au sommet de cette unité.
cl-2 , 2500 - 2300 m
Les équivalents porosité y sont très dispersés et varient en
moyenne entre 22 et 49 % avec une moyenne pondérée de 35 %.
Elle est séparée de la partie 2 par une discontinuité d tl 2.
C2 , 2300 - 1600 m
3 Unites
la
divisent
(C2-},
C2-2
et
C2-3)
et
sont
à
évolution comparahle. Elles sont séparées par les discontinuités d"3, ctl'4
et d "5.
L'équivalent
porosité
est
croissante
dans
chacune
des
unités.
- de 31 à 44 % dans l'unité C2-1 (1550 - 1325 m).
- de 32 à 44 % dans le C2-2 (1275 - 1100 m)?
- des valeurs supérieures li 50 % dans l'unité CZ-3 (1080 -
800 m).
En
conclusion,
Cl
et
C2
correspondent
à
des
évolutions
d'équivalent porosité eroissantes vers le haut.
>j<
Superposition
des
graphes
ct
essai
de
?ynthèse
sédimentologigue et géodynamique
La superposition des graphes d'évolution de ~t d'argiles de
grès
et
de
carbonates,
permet
ctlinterprêter
la
signification
de~
discontinuités observées.


)'S / ft
Ac 1t-
<:>/
° ,
.~
B2~--
/0 0 qu,vaLent popos~te
110
B1
1
B3
-
134
l jO
j 20
r
"..
110
43
/,1 Il
i"
• ' l "
" ( .. '
/ / /
V ,~~ru-~-J
32
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29
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/
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/
21
j T ' !J
u
~
(j()
,B
: (,
1
1(1
.
,
,
,
,
' "
, 1
:! 700
2500
2000
1500
1000
Profondeur'
I"iq. 40 : Courbe d'évolution du log acroustique des gré~ en
fonclion de la prorolldeur. du puil~ T1EMIE 1.

J'slft
1
IEQu,"VaLent POT'o::;i-t,
lit 1
141)
C1
C2
1
- j '
1 "vC
--C11
C l . Q r -C2-1-r C2-"}t-'-
1
-:-C2-3- ,\\1
\\
1
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,
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43
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1
, 1
l"
'
,10
,

l
, 0
' i
27ûO
2[,00
2000
] .~ 00
1000
Profondeur
Fig. 41 : Courbe d'évolution du log accouslique des carbonates
Cil fonclion de la profondeur, du puits Tif MIE
1.

113
- Pour les argiles
: Les différentes discontinuités proposées
correspondent seulement â des variations brusques de lithologie et donc
du degré de compaction ou de cimentation.
Les
minima
coincident
avec
des
argiles
compactées
(probablement)
et
le
fait
qu'ils
soient
généralement
situés
sous
des
niveaux relativement grossiers de calcaires ou de grès, implique que ces
minima sont dûs à la compaction par la charge sédimentaire sus-jacente.
Parallèlement, les zones d'équivalent maximal coincident avec
des niveaux à bancs peu épais et parfois très fin
; trop lég·er pour
compacter les pélites sous-jacen tes.
- Pour les grès, la littiologie est apparemment uniforme. Mais
l'augmentation régulière de l'équivalent porosité vers le sommet peu t
s'expliquer soit par l'apparition de plus en plus d'argiles dans le milieu
de sédimentation,
soit la faible cimentation au sommet de l'étag"e. Peut
être devons nous aussi rechercher la cause de ces variations dans les
variables (de Beard
et Wey 1973) contrôlant la porosité
- le packing
- le sorting"
- la sphéricité ou l'angulosité de leur grain constitutif.
- Pour les carbonates
:
Les caractéristiques importantes du
graphe de la fig.41 est l'expression très marquée des discontinuités, de
même que la bimodalité indiquée par les parties 1 et 2.
Ici les discontinuités correspondent à des niveaux de très
faible équivalent porosité. Les valeurs des différentes discontinuités de
la fig. 45, sont également croissantes vers le haut •
... Conclusion
Deux discontinuités se superposent assez bien
dl et dl et
d1!l d'une part et d2, d '2 et d"2 d'autre part.
Elles
sont
cependant
liée
à
l'évolution
générale
de
la
sédimentation.
Cette sédimentation montre une
argilosité croissante et
donc un équivalent de porosité croissant vers le haut.
A lithologie constante ce type de variation parait lié è. la
cimentation (pour les grès et carbonates) et à la compaction pour les
argiles.
Aucun intervalle de sous-compactage n'a été observé dans
cette série.
Il a été possible d'observer qu'à l'Albien. la sédimentation
est essentiellement gréseux avec un équivalent porosité moyen autour de
20 %. Ces passages gréseus ne réapparaîtront qu'au Sénonien inférieur
ct argilo carbonaté du sénonien supérieur.

114
11.2.3.3. Conclusion
La
description
lithologique
du
log
final
du
puits
Tiemié
(figure 27)
complétée
par
l'analyse
pétrographique
et
minéralogique
grossière
des
résidus
de
lavage
a
permis
d'établir
les
découpages
séquentiels et
l'essai
de
caractérisation des
milieux
de
dépôts
de
la
figure 31.
Ces différents résultats ont permis d'isoler 4 cycles complets
de transgressionfregression le long de la colonne générale.
1 -
Cenomanien inférieur CR) - Cenomanien supérieur (T)
2
Turonien inférieur CR) - Maéstrichtien inférieur CT)
3 -
Maestrichtien supérieur CR : émersion, érosion) - Paléocène
inférieur (T)
4 -
Le cycle incomplet à partir du Paléocène supérieur - Ecoène
inférieur moyen (R)
-
Un
trllit
sédimentaire important
a
été
mis
en
évidence
l'êrosion fini-maestrichtienne qui a très fortement érodé le Maestrichtien
supêrieur seulement réduit à une düaine de mètres d'épaisseur.
- Les milieux de dépôts varient ùu subtidal à marin t- profond.
Il s'agit essentiellement d'une sédimentation de plate forme interne qui fi
subsidé
régulièrement avec une
grande période de regression
(Albien
supérieur Cenomanien inférieur-moyen), suivie plus tarù d lune longue
période de transgression au cours du Senonien (s.s).
Comme les sédiments à grains fins du crétacé moyen en Angola,
le
black
shales
de
l' Albien
supérieur
ct
Cénomanien
inférieur
se
présentent en petits niveaux.
Par ailleurs, ces black shales sont carbonatés.
Dans
le
Cénomanien
supérieur
par
contre,
une
épaisseur
presque anomalique de balck shales s'est déposée
; cela fait penser à
un long séjour des dépôts pendant une période paléogéographique de
longue durée,
mais également favorisée
par l'affaissement
(rapide)
du
trëfond.
Le
manque
de
dia graphie
pendagemétrique
n'autorise
pas
l'analyse des bioturbations dans les black shales du puits étudié, ni les
microlaminations des mudstones, ni le granoclassement de détail.
Les niveaux de silt ont été signalés tout au long de la colonne
lithologique
cependant,
l'agencement
de
ceux-ci
par
rapport
aux
argiles et aux lits très fins de matière organique caractéristique de ces
types de dépôt n'a donc pu être précisé.
Dans
toute
la
colonne
lithologique
étudiée,
il
n'a
jamais
été
observé de niveau rouge qui caractérisel'ait une oxygénation franche du
milieu.

115
Il est tout à fait pensable comme STOW et al.
(984). que des
facteurs
réduisant
la teneur en oxygène des eaux marines
aient été
prépondérants B cette époque en particulier,
la circulation restreinte
dans le demi-graben.
Nous savons par ailleurs comme BLAREZ
(1986) qu'au Crétacé
moyen, la Ride Côte d'Ivoire-Ghana se mettait en place vers l'Est ; ce
qui à du freiner les facteurs pouvant augmenter la teneur en oxyg'ene
en particulier. le renouvellement des caux de surface par des masses
d'air froid, du fond, venant de l'Atlantique Sud ou du Nord (?).
Le
développement
de
la
fissili té
des
shales
cenomano
maestrichtiens pourrait avoir été le résultat de compaction et des effets
diag'énétiques consécutifs.
Le calag'e des donne es d'études du puits Tiemié 1 exige deux
contraintes:
III
considération
de
son
cadre
structural
de
surfllce
(figure 42).
et
son
intégration
dans
les
corrélations
litho-
strlltigTaphiques avec trois puits anciens -
Grand Lahou 1 à
45 km à
JTOuest. et Tabot 1 puis Port Bouêt 1 respectivement à 30 et 80 km à
l'Est (figures 43 et 44).
* Le clldre géologique de Tiemié 1 :
L'observation de III figure 42 indique que le puits Tiemié 1 est
situé aux abords Sud de la Faille des Lagunes. Par ailleurs, la figure 8
indique un réseau de fractures également normales mais subméridiennes.
Il en découle que la forte
épaisseur du puits Tiemié est liée à une
subsidence probablement accélérée par l'action combinée de ce réseau de
fractures.
Aucun sondage n'ayant encore atteint le socle dans ce secteur il
n 'cst
pas
possible
dans
cette
étude
de
situer
le
contact
socle!
couverture.
* Le cadre structuro sédimentaire :
Trois
traits
majeurs
caractérisent
structuro-
sédimentaire du puits (figures 43 et 44).
1 - La forte épaisseur de sédiments signnlée plus haut.
2 - Les variations de faciès relativement rapides d'un puits à un autre
en particulier entre Grand Lahou 1. Tiemié 1 d'un côté et T abot 1
et Port-bouêt 1 de l'autre.
3 - La tendance à la sédimentation plus fine vers l'ouest déjà signalée
dans des publications antérieures.
Les corrélations sont incomplètes à faute de données dans les
parties inférieures des puits T abot 1 et Grand Lahou 1.
En juxtaposant les logs synthétiques de Tiemié 1 d'une part
et du bassin sédimentaire ss d'autrc part,
(figure 45), il est possible
de dég'llgcr quelques observations.
Les
changements
paléogéographiques
au
niveau
des
discordances
fini-cénomaniennc
ct
fini-maestrichtienne
sont
clairement
exprimés dans les deux logs.

116
H'C-
hl'
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r--··
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.,-f"i-
,.'
'"
fig. 42
Cadre 9 olog 'Ique de '""ace du bauin s~dimentaire j..-oirien.
fig. 43 Coupe géolugique schE!imatique le long du littoral ivoirien
d'aprês SPENGL[R et D[L TEll(1966).
GRAND [,
ON
ORT BOUE,]
TIfMIE
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.... , .... ,.~-~.:
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o-=-=-•
• ""=.- "-
" I~. 44
Essai de corr~latlon.. Iilhostratigraphiques des puits Grand-Lahou.
Ti~mli! l, VilrE!i et Port-Bouet.

117
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-
Tiémié 1
- J. J
bassin ivoirien
fig. 45 : Essai de calage de l'êtude du puits TrEMIE
dans la
qt'!ologie régionale du bassÎn ivoirien. le puits a enre-
g~strjlJ l'essentiel des ~ ... t'!nemenl5 gt'!!oJaqiques Connus
dans le bassin.

118
L1étude
des
cycles
transgression/régression
a
permis
d'établir les milieux de dépôt variant globalement du morin f- profond au
subtida1.
Ils sont également comparables à ceux établis par SPENGLER
et DELTEIL (1966).
CeS
deux
observations
permettent
de
dîre
que
le
puits
Tiemié 1 a enregistré l'essentiel des évènements géologiques du bassin.
Estimation du taux minimum moyen de sédimentation à
l'échelle du bassin
En vue d'apprécier J'extension verticale des dépôts au cours
de chaque étape de son évolution.
nous avons dans un premier temps
dressé un graphique prenant en compte, la puissance maximale actuelle
des
dépôts.
puis
la
comparaison
avec
la
colonne
de
Tiemié
permet
d'interprèter certains traits caractéristiques.
Estimation de la
uissance maximale (a l'ès corn action) de
d pot au cours de chaque etage
La figure 46 permet d'observer ces variations.
Ce schéma apparemment simpliste permet d'observer que:
-
l'Albo Aptien
dans le
bassin ivoirien est de loin le plus
épais
(2600 m)
SUIV1e
des
valeurs
beaucoup
moins
importantes
de
puissance
d'une
port au crétacé inférieur et d'autre part au crétacé
supérieur.
En ne considérant que la série marine, on note, en plus de la
disproportion
entre
PAlbo-Aptien
et
les
autres,
une
stabilisation
du
taux minimum moyen de la sédimentation après, le crétacé.
La
disproportion
entre
les
séries
d'origine
continentale
du
crétacé
inférieur
et
du
post
Miocène,
résiderait
dans
la
différence
morphologique du bassin pendant le rifting continental d'une part,
et
pendant la fermeture définitive du bassin Atlantique d'outre part.
Estimation et comparaison du taux minimum moyen de
sedimentaUon
Cette estimation concerne
dan~ un premier temps le ba~sin
sédimentaire entier puis une comparaison est esquissée avec la série de
Tiemié 1, comme sig118lée plus haut.
Le
tableau
10
et
ln
figure
47
nutorisent
plusieurs
observations ct remarCjUcs.

BASSIN IVOIRIEN
PUITS TIEMUE 1
-
ETAGE
DUREE Ma
PUISSANCE (m)
TAUX miMa
PUISSANCE
TAUX miMa
Quaternaire
Pliocène
2,4
100
41,6
Miocène
18
600
33,3
Pas d'information
Oligocène
10
?
?
disponible
'"
~
Eocène
18
500
27,7
~
Paléocène
14
500
35,7
356
25,4
SENO
Maestrichtien
NIEN
Campanien
23
1300
56,5
752
32,7
Santonien
Coniacien

-
Cenomanien Turonien
7
700
100
1208
142,56
Albo-Aptien
13
2600
200
Pas d'information
Cret. ; nféri eur
18
< 2000
< III
1
Precamb.
- - -
Tableau 10: r55ai de comparaison de:;; taux minima de sédimentation d.ms
le puîls TIEMIE
1 cl le bassin ivnlrien (s.I.). les ages absolus
ont été c<llrulés à partiT de Numerkal Dating in Stratig raphy
(de
G.S. 0 DIN. 1982)

120
Cette estimation du taux de sédimentation. bien que très
simplifiée indique
clairement
et vérifie
en
même
temps J
le
fort
taux
d'aceumulation
des
dépôts
transgressifs
Albo-Aptien
de
près
de
200
rn/Ma dans le demi-graben.
Le taux baisse dès le Cenomanien inférieur puis subit une
légère et régressive baisse jusqu'à la fin du Pliocène.
La
comparaison
de
ces données
avec
celles
de Tiemié
l
semble manifestement présenter une anomalie au Cenomanien Turonien ;
ceci
oblige
à
suggérer
une
alternative
ou
bien.
la
limite
stratigraphique n'est pas fiable
(très probable) ou bien l'existence de
réseau de
fractures
normales
de
part et
d'autre
de
ce puits.
a

produire au Cenomanien-Turonien une accumulation très importante de
dépôt.
Mais cette nfasse" nIa jamais été mise en évidence ni par
sismostratigraphie, ni par gravimétrie dans le bassin; ce qui du coup
peut exclure cette deuxième hypothèse.
Ailleurs, au Senonien et au Paléocène bien délimités dans
le
puits
Tiemié l,
l'évolution
du
taux,
bien
que
faible.
reste
comparable à celle du bassin entier.
En
se
refèrant
à
l'histoire
géologique
du
bassin,
on
sugg"erera que :
Le taux de sédimentation à l'initiation du bassin (Crétacé
inférieur) eEt comparable au stade post-création du plancher océanique
(Cenomanien-Paléoeène) suivie d'une baisse régulière du taux pendant la
stabilisation et le retour à la eontinentalisntion (Eocène il Pliocène).
Seul, le taux relativement élevé de 11 Albo-Aptien pourrait
suggérer
une
forte
subsidence liée
à
l'expansion
océanique
dans
le
golfe, parallèlement à une forte dégradfltion des rebords du demi-graben
nouvellement immergé.
Du point de vue paléogéog"raphique global du bassin, on
retiendra que pendant
les
périodes
de sédimentation continentale,
le
taux
minimum
moyen
est
moins
élevé
que
pendant
la
sédimentation
marine au cours de laquelle, l'activité du nannoplancton eouplée à celle
de
l'enfouissement
progressif
par
subsidence,
ont
favorisé
le
dépôt
d'environ 6000 m de sédiments (Albo-Aptien - fin I\\Hoeène).
Notons
enfin
que
deux
périodes
d'érosion
d'intensité
variable ont marqué la sédimentation du bassin ivoirien
'" la fin du Maestrichtien suite à l'émersion il. la fin de cet étnge.
'" l'érosion t- complète de l'oligocène dlailleurs absent dans le bassin
côtier induisant une Incune de dix millions d'années et dont l'épaisseur
en offshore n'est pos encore connue avec exactitude.
Les
estimations
précédentes
du
taux
de
sédimentation
devl'aien t tenir compte de ces deux lacunes relativement importantes.

SEDIIHNTATION
t
SEDIIlEMTATION
CON TIHE Ml
JIIARINE
CONTINENTALE
mHJ~
MARINE
~"m~T~:[
2500
\\00
1000 +.--1
300
1500
100
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1
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fig_ 46 : Représentation graphique de la
Iîthostraligraphie synlhëUque
Fig. 47
Eslimaliun du taux minimum de
sédimentation dans le bassin ivoirien
du bassin Ivoirien.
lhachures obliques) el
(hachures obliques) et du puits TlEMIE 1
du puits TIL Mil
I(hachules
(hachures droites).
<l.nif .... ).

122
11.2.4. La limite paléocène-éocène dans 10 reg;lon d!Adiaké : Un
exemple de la phase post crétacé du bassin Ivoirien
150
échantillons
issus
de
44
sondages
de
la
campagne
de
recherche de bitume dans la région d 1ADIAKE
(S.E.
de Côte d'Ivoire)
ont été étudiés en 1983. dans le cadre de mon DEA.
Le rapport de recherche de cette étude traite essentiellement de
corrélations
lithostratigraphiques
et
de
la
mise
au
point
de
coupes
géologiques interprétatives.
Cette étude a été poursuivie et approfondie par les études de
micropaléontologie
(foraminifères
et
ostracodes).
de
microfaciès
et
de
géochimie
(analyse
par
perte
au
feu
ct
ealcimétrie).
Les
résultats
obtenus 80nt exposés ci-après.
Il.2.4.1. Données générales
Le secteur étudié occupe la rive droitc de 10 lagune ABY, dons
la partie sud orientale de la Côte d'Ivoire (fig. 48).
Le
climat
est
chaud
et
humide
et
enregistre
assez
bien
l'alternance de saisons humide et sèche durant toute l'année.
Couvrant près de 330 km2, la zone étudiée est caractérisée par
un relief doux marqué par des buttes et des plateaux ne dépassant pas
100 m de haut.
La
végétation
est
de
type ombromphile
dense

l'on
note
lu
présence de palétuviers (mangrove).
Le secteur se situe aux abords de 10 zone d'ennoiement oriental
de la "faille des lagunes"
; la géologie de surface est dominée par les
sables formant les hauts et bas plateaux holocènes.
Lithostratigraphie résumée
3
unités
lithologiques
majeures
ont
pu
être
distinguées
(DIGBEIII, 1983).
1) les argiles sableuses parfois glauconieuse
2) les subles argileux
3) les calcaires argileux coquiHers parfois glauconieux,
leur description détailléé est consir;née en annexe A-2.
Ir.2 .4.2. Etude de microfaciès (planche 41)
l,e table::tu 11 représente une synthèses des fiches analytiques de
cette étude. Certains microfaciès caractéristiques sont représentés pal' la
planche 41.
Ln
très
faible
variation
de
microfaciès
se
note
dans
l'homogénéité du tableau 7 et de cette planche.
En conclusion.
les échantillons étudiés
se
répartissent
en
deux
types de microfaciès :
les
Wackstones-Packstones
bioclastiques,
avec
une
proportion
relativement élevée (3 à 15 %) de quartz et de glauconie détritique,

,
Eléments détritiques
BIOCLA515
Phdse de 1 i"ison et diagenesel
,
i
1
I~ Photo· i
Echantillons
Quartz
Glauconie
f
a
Foram-
Ostrô fi
Echi 1'10-
Algues
Di agenèse
1
micro
1
2 2
Bivalves
, ,
,
benthi que codes
dermes
Sparite
Microsparite
mie.' Fer
faciès
1
1
1
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P
F
P
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R
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à 1 ~
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argîleu;w;
1
1
IS71-Ar,
s 3 à 7
P
P
R
P
P
F •
Z ,
i
à 20
agré-
argileux
i
gats
,
,
Parfois glauconisés
S7l-AH
3
2 a 3
F
p
p
R
R
f

Z S
1
il 7
indet.
argileu)(
,
1
1
1
1
Tableau 11
Fiche analytique synlhêtique de la pétrographie sédimentaire
des calcaires biodastiques d'ADIAKE.
Légende
TR
Tres rare
R
Rare
P
Pré"en(
F
Fréquent
TF
Trés fr€'quent
A
anguleux - SA = Subanauleux
F
fin ~ tr~s tin - G = Grossier à Très grossier

124
MALI
HAUTE VOLTA
.............'"
GoUe
d
uin ••
1
0
lOOk ...
-
r
"
J'
lA)
N
i~
région d'Adiaké
(B)
,--J
fig. 48 : O .. ~sill st'!dimenlaire Î\\iuirien. Rp.~eau hydrogrôlJ#1ique(A)
p.1 sÎlualiull qi!ographique des sOlldaljes de la région
d'ADIAKE( Sud-EH de CôLe d'lvoire).(BJ

125
les
pack.''itones
il
imprégnations
ferrugineuses
et
à
quartz
détritique généralement anguleux d
à imprég'nation de matière org'anique
(probablement du bitume dégradé).
Les
wackstones-packstones
bioclastiques
sont
comparables
aux
calc.::üres
ar!2.ileux
ctTEbboco
dont
ils
sont
probablement
l'équivalent
latéral.
De même, les grès ferrugineux situés au dessous de ces niveaux
carbonatés sont déjà connus dans d'autres secteurs Cà la limite entre les
séries
d'Ebboco
et
d'Eboinda
(DELTEIL
et
al.,
1966
DEMANGE
et
GUEGuim, 1966 ; TAGINI, 1971 ; TAS TET 1972; CHARPY et al, 1978 ;
DIGIlEHl 1981, 1982, 1983 et 1985).
L'apect
lumachellique
de
certains
microfaciès
ct tune
part,
la
permanence de la glauconie et de la pyrite d'autre part, permettent de
suggérer
une
énergie
de
dépôt
moyenne
à
forte,
en
milieu
episodiquement confiné et calme en mer peu profonde ; ce qui attesterait
un environnement littoral soumis aux influences océaniques.
II. 2.4.3. Biostratigraphie résumée
Seuls les sondages 571 et 568 ont fourni les microorganismes en
particulier les Foraminifères et Ostracodes. L'annexe A-S détaille le mode
opératoire de leur extraction par lavage et tri à la loupe binoculaire.
La
micropaléontologie
se
caractérise
par
la
fréquence
de
Foraminiferes benthiques :
- Lagenidae:
Lenticulina sp., b. spp
- Nonionidae?
Astrolocus? sp.
- Anomallnidae
Cibicîdes sp.
ainsi
que
de
petites
Rotalioae,
Gavellinidl)e
oinsi
que
de
nombreux
Ostracodes (décrits par M. HAMAOUI, 1985).
Nous
avons
noté
dans
les
lavages
(et
.'. ENGLADA,
comm.
écrite)
l'absence
d'Ammonia
et
dfElphidium
ainsi
que
la
rareté
voire
l'I)bsence
de
Foraminifères
planctoniques,
ce
qui
ne
permet
pas
de
préciser l'âge du niveau étudié.
De plus,
les Ostracodes probablement
Paléocenes (M.BADINûT in M.ANGLADA op.cit.) sont oligotypiques.
L'âge Paléocene (CHARPY
et al,
1978)
a été proposé pour les
calcaires
argileux
d'Ebboco qui
sont Tes
équivalents
latéraux de ceux
d'Adiaké ; cet âge a été propose grâce à
- Museulus apetuemensis (COX)
- Macrocallista adabioensis (DPP)
- Corbula atlantica (FURON). De son côté, D.REYRE (inédit in CHARPY
op.cÎt) voit dans les calcaires d'Ebboco, Pextrême base de l'Eocene grâce
à l'association de :
- Wetzeliella homomorpha
- W. hyperacaratha
- Apectodinium
- Peridinium resistente
Toutes ces données nous permettent,
de proposer tout au plus
un âge limite Paléocène-Eocène à ces niveaux.
Par ailleurs, l'oligotypie des Ostracodes permet de suggèrer un
environnement lagunaire coupé des influences océaniques.

126
Ces données pourraient être précisées par d'autres méthodes de
biostratigraphie :
la recherche de Nannofossiles calcaires dans près de 95 échantillons
n'a rien révèlé.
Ceci laisse
supposer que la
zone
de sëctimentation a
dûe être
temporairement agitée (influences littorales).
11.2.4.4. Analyses géochimiques des argiles
Deux
types
d'analyse
géochimique
ont
été
effectuées
sur
les
fractions argileuses de certains échantillons.
recoltés dans 8 sondages
représentatifs de la zone étudiée.
11.2.4.4.1. Perte au feu
Vanalyse géochimique ct 'une orgile par la méthode de perte
au
feu.
consiste
en
l'élimination
des
eaux,
d'hydradation
et
de
constitution,
de
matière
organique
et
de
gaz
carbonique,
après
un
séjour
d'une
heure.
de
la
prise
ct'essai
dans
un
four
à
lOOOoC.
Véchantillon
étant
préalablement
débarassé
de
son
eau
hygroscopique
lors de son séjour de 24 H il l'étuve il 100°C.
Le mode opératoire,
les différents
résultats ainsi
que les
équations
de
calcul
des
différents
paramètres
sont
représentés
en
annexe A4.
*
Analyse des résultats
150
échantillons
ont
été
analysés.
Seuls,
61
issus
de
6 sondages
présentant un
nUnImum
de 6 échantillons ont été
retenus.
Nous analysons ci-dessous, les représentations graphiques des différents
résultats :
- SONDAGE S. 521 (fig. 49A)
Résultats
hétérogènes
avec
un
maximum
situé
dans
la
partie supérieure du sondage et qui deviennent plus homogènes vers la
base avec une valeur moyenne autour de 16, 5 %.
- SONDAGE S.530 (fig. 49B)
On y distingue de haut en bas, 5 zonations
1 -
faible taux moyen de 3 % (éch. 21, 36 et 47)
2 -
fort taux moyen (20,5 %) (éch. 48-51)
3 -
faible taUX moyen (6,5 % (éch. 52-54)
4 -
fort taux moyen d'environ 23,5 % (éch. 66)
5 -
faible taux (3, 5 %) (éch. 73, 84, 90, 92 et 99)
Ces
variations
en dents
de
scie
ne
semblent
révéler
aucun caractère particulier.
- SONDAGE 531 (fig. 49C)
Le graphe est sensiblement bimodal
1. Une partie supel'leure avec une valeur moyenne autour de 10 %
2. Une partie inférieure d'environ 15 %
- SONDAGE 532 (fig. 49D)
Les valeurs de perte du feu sont
généralement faibles
avec une moyenne autour de 4 % ; un seul pic de 15 % intercale ces
fo.ibles valeurs.

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128
- SONDAGE 541 (fig. 50A)
Les valeurs varient tres peu dans la partie moyenne du
sondage (15 à
19 %)
à part le pic dc 39 % situé dans un niveau tres
carbonaté. Vers la base. ces valeurs sont très faibles 1.5 li 3 %.
- SONDAGE 543 (fig. 50B)
Les
valeurs
relativement
faibles
vers
le
sommet
augmentent vers
la base
(jusqu'à
19 %)
avec
un pic
de
45,5
% situé
dans un niveau de calcaire argileux.
- SONDAGE 544 (fig. 50C)
Les
résul tats
sont
plus
homogènes
05
%)
sauf
la
dernière valeur.
- SONDAGE 568 (fig. 50D)
Deux
maxima
(14
-
16
%)
et
(21
-
27
%)
se
sont
nettement individualisés.
ceux-ci sont situés dans les calcaires argileux
bioclastiques
et
parfois
lumachelliques
except~ l'échantillon 568-14 qui
est très argileux.
- SONDAGE 571 (fig. 50E)
Deux
maxima
y
sont
également
notés
et
situés
comme
précédemment dans deux niveaux très carbonatés.
,., Interprétation
A l'exception de 521-4, les valeurs de la perte au feu
des échantillons étudiés sont généralement plus élevés vers la base que
les sommets et particulièrement, les pics sont situés dans les niveaux de
calcaires plus ou moins argileux.
Cette
observation
peut
s'interpréter
par
le
fait
que,
chauffée
à
1000 oC,
la
prise
d'essai
perd
non
seulement
son
eau
de
constitution
et
sa
matière
organique,
mais
en
plus,
les
carbonates
qu'elle contient brûlent ; cc qui a pu augmenter la perte au feu.
Toutefois,
l'échantillonnage
nlétant
pas
très
continu
pour un
sondage donné
(absence de données des argiles de la
partie
médiane sableuse). il est difficile de conclure quant fi la relation perte
au feu-lithologie. On peut seulement suggérer que la valeur moyenne de
la perte au feu (20 %) de la région d'Adiaké est relativement faible.
11.2.4.4.2. Calcimétrie
Cette étude a pour but de déterminer la quantité df' carbonates
contenus dans un échantillon de roche.
Elle s'effectue sur du matériau, préalablement débarassé de son
eau hygroscopique (par séjour à 100°C dans une étude).
L'annexe
A.5 en
détaille le mode opératoÎre et les prillcipaux
résultats.
... Analyse des résultats
L'e!:>sentiel des données intéresse les sondages 568 et 571.

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130
- SONDAGE 568 (fig. 51A)
Deux
maxima
et
trois
minima
sont
observables
sur
le
graphe.
Les maxima sont enregistrés dans les niveaux de calcaire
argileux et glauconieux tandis que les minima s'observent soit dans les
niveaux d'argiles sableuses ou de sables argileux et exceptionnellement
dans
un
petit
niveau
de
calcaire
argileux
(568-14).
La
teneur
en
carbonate de calcium, dans les échantillons varie de 0,2 il 62 %.
- SONDAGE 571 (fig. 51B)
L'allure générale du graphe est très comparable il celle du
568 (deux m8XÎma et 3 minima)
; ceci est très probablement lié il leur
contiguité géographique .
• Interprétation
La
combinaison
des
études
précédentes
(description
lithologique,
perte
au
feu
et
calcimétrie)
permet
d'isoler
2
niveaux
calcaires argileux ct non un seul niveau, comme il a toujours été admis.
11.2.4.5. Essai de corrélation entre les données de
erte au feu et de
calcim trie
Quelques uns des sondages étudiés ont servi de support à ces
corrélations.
Deux
types
de
profils
ont
été
dressés
ceux
des
résultats
directs
d'analyse
et
ceux
de
la
lithostratigraphie
consécutive
ann
d'apprécier les variations enregistrées en fonction de la profondeur.
11.2.4.5.1. Perte au feu : Corrélations des sondages septentrionaux
(fig. 52)
Les parties centrales des sondages ont fourni des valeurs
de perte au feu,
avoisinant 16 il 20 %. Mais la dispersion des données
interdit la rigueur <Fune telle corrélation (fig. 52A).
Mais
la
tentative
de
corrélution
lithostratigraphique
(fig.
52B) a permis de noter et de vérifier l'aspect lenticulaire des niveaux
transversés.
Ces corrélations sont bonnes dans Itensemb1e et confirment
la tendance à Itépaississement des couches vers l'ouest.
II.2.4.5.2. Corrélations des sondages méridionaux (fig. 53)
La
encore
les
limites
de
corrélations
sont
difficiles
à
préciser du fait de la dispersion de l'échantillonnage (fig. 53A).
Par contre, le profil lithostrl-ltigraphique (fig. 53B) précise
mieuX les variations lithologiques avec comme niveau repère,
le calcaire
argileux. Elles permettent de suggérer Pexistence probable de décalage
(fractures normales)
de certains niveaux par rapport aux autres,
mais
il est difficile à partir dc cette seule étude 1 de définir la polarité des
mouvements locaux.
L'épaississement des sérieR vers le sud (DIGBEHI, 1983) nia
pu être vérifié ici, faute de données suffisantes.
Mais
l'absence
de
niveaux
de
latérite
vers
le
sud
(alors
qu'ils
sont
pratiquement
continus
au
Nord,
confirme
le
confinement
progressif du milieu en direction du Sud de DIGBEHI (1983).

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134
II.2.4.5.3.Calcimétrie : corrélations des sondages 568 et 571
La fig.
54 indique que seuls deux
sondages sont engagés
dans cette corrélation, qui est par ailleurs très bonne en raison de leur
continuité signalée supra.
Conclusion des corrélations
Très peu de sondages ont été engages dans ces différentes
corrélations qui restent cependant bonnes dans l'ensemble.
EUes ont permis de précîser et de confirmer. la tendance à
l'épaississement
des
séries
vers
l'Ouest
(et
le
sud
?)
ainsi
que
la
différenciation très nette entre les dépôts septentrionaux plus oxygénés
(latéritisation)
et
ceux
du
sud
plus
confinés
(argiles
et
calcaires
glanconieux) .
rI. 2.4.6. Conclusion générale
Les
études
de
perte
au
feu.
calcimétrie.
corrélations
li thos tratigraphiques
de
synthèse.
ont
permis
de
mettre
en
évidence
que
- La perte au feu est relativement faible (20 % en moyenne) tandis
que la calcimétrie indique des pics très nets et marque en même temps.
deux zonations importantes dans cette série sédimentaire d'Adiaké : cela
nous
permet
d'ailleurs
de
suggérer
que
l'équivalent
des
calcaires
d'Ebboco,
à
Adiaké,
n'est
pas
un
seul
mais
bien
deux
niveaux
de
calcaires argileux séparés par un niveau argileux moins carbonaté.
Il
est
possible
de
recaler
cette
étude
dans
l'évolution
plus
générale du bassin sédimentaire ivoirien.
-
Le Paléocène est un
faciès transgressif à dominance calcaréo-
argileuse
avec
une
tendance
plus
sableuse
dans
notre
zone
d'étude
(SPENGLER
et
al,
1966).
Les
analyses
sédimentologiques
ont
indiqué
une forte proportion de sables argileux dans la plupart des sondages.
-
Vanalyse minéralogique
(annexe A. 2) ainsi que la pétrographie
sédimentaire
(tableau
1)
ont
permis
de
noter
l'abondance
d'élèmnts
détritiques (quartz, glanconie, bioclastes divers).
L'environnement
du
milieu
à
partir
de
ces
cortèges
minéralogiques et micropaléontologiques fi été supposé littoro-lagunaire à
brefs épisodes océaniques; l'énergie dc dépôt varie du faible à moyen.
L'âge,
limite
Paléocène-Eocène
a
été
attribué
par
micropa-
léontologie.
II
est
donc
interessant
de
faire
remarquer
que
du
fait
de
la
proximité
de
la
zone
d'ennoiement
de
la
"faille
des
lag·unes"
et
très
probablement de la ride-Ghana Côte d'Ivoire,
la relative abondance de
détritiques
dans
les
niveaux
calcaires
est
llne
conséquence
d'ordTf~
tectono-sédimentaire
en
effet,
à
cet
endroit

la
marge
est
plus
relevée,
l'altération
plus
intense
du
socle
a
bien
influencé
la
sédimentation.
Par
ailleurs,
l'alternance
bien
tranchée,
dans
cette
région
tropicale,
entre les saisons sècbe et bumide,
ont largement favorisé le
dépôt de la latérite dans une zone où la pente est relativement douce.
La définition
de la limite Paléocène-Eocene,
précise
et
confirme
que la mer Paléocène-Eocene a bien transgresse HU delà de la Fame des
Lagunes dans ln rêgioll d'Adiaké,

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de 111 n!gioll d'ADIAKE. On note l'individualisation très rleUo<.
de deux nÎ\\·eaulO:
raJcair~s lrilncs.

136
II.2.5. Conclusion de J'étude du bassin Ivoirien
La compilation des différentes données bibliographiques et des
résultats d'études du puits Tiemié 1 permettent de conclure que
Le
bassin
sédimentaire
iVOIrIen
correspond
à
la
branche
éYo~uée (ouest) d'un point triple situé à l'emplacement actuel du delta
du Niger,
-
la structuration de ce bassin est essentiellement guidée par
deux zones de fractures
: ST PAUL au NW et ROMANCHE au SE.
Le
prolongement de cette dernière sur le continent a constitué la ride Côte
d'Ivoire Ghana dont la persistance de la morphostructure a largement
influencé la sédimentation dans le bassin.
Les
fractures
normales
dont
certaines
ont
joué
en
failles
lis triques
synsédimentaires
ont
été
guidées
par
Paccident majeur des lagunes
qui
a
d'ailleurs dévisé
le bassin
en
un
bassin côtier et un bassin profond.
La sédimentation essentiellement silico-clastique commence durant
le
rifting
par
le
dépôt
de
pyroclastiques
(Jurassique
supérieur
Crétacé
inférieur)
d'origine
continentale
fluviatile
et
lacustre
elle
devient marine néritique (Albo-Aptien)
; bien développée au moment de
la
subsidence
maximale
puis
marine
franche
après
le
ralentissement
relatif de cette subsidence (Crétacé supérieur), l'évolution globale de la
sédimentation
compte
tenu
de
l'ambiance
structurale
est
de
type
centrifug·e (emplissage d'un bassin perpétuellement subsident).
Les
principaux
facteurs
responsables
des
dépôts
sont
les
courants fluviatiles et de fonds.
Ce
bassin
a
connu
les
variations
eustatiques
globales
enregistrées dans le golfe, mais leur extension est plus faible au Nord
de
la
faille
des
lagunes.
probablement
à
cause
de
la
verticalité
de
celle-ci.
Le crétacé inférieur à
moyen est caracterIse par des sédiments
riches en matière organique d'origine mixte (activité du Nannoplancton
et
remobilîsation
de
matière
organique
continentale
par
apports
fluviatiles.
..
Le
confinement
du
milieu
de
dépôt
à
cette
période
est
probablement dû à une relative difficulté d'oxygénation du demi-graben
liée. tant à des variations climatiques qu'à l'inaccessibilité de ce graben
par les masses d'air froid polaire, ou d'eau froide du fond.
La
marg·e
ne
comporte
ni
des
dépôts
évaporitiques
ni
des
structures de hauts fonds : cette ambiance est probablement imputable à
des facteurs liés;
1 -
Les fossés
sont régulièrement
subsidents et l'effondrement
est
alors
non
compensé.
peut
être
à
cause
de
la
verticalité
des
fractures normales bordières (exemple de lA. faille des lagunes).
2 - Une détumescence crustale et une immersion des rebords du
graben, probablcment très rapides et précoces.

137
3
L'influx
détritique
d'une
part,
et
les
précipitations
équatoriales
durant
la
sédimentation
d'autre
part,
ont

détruire
l'équilibre
carbonate
insoluble-bicarbonate
des
calcaires
et
compenser
l'évaporation de l'eau marine
j
ce qui a empêché la précipitation des
sels.
Le puits Tiemié 1 a été étudié du point de vue sédimentologique,
et une comparaison de cette étude avec des données anciennes sur le
bassin a permis de noter que.
situé dans la zone la plus profonde du
bassin côtier (onshore). le puits a enregistré l'essentiel des événements
géologiques
en
rapport
avec
des
réseaux
de
fractures
normales
{subsidence
rapide,
dépôts
synsédimentaires,
ingression
de
sédiments
détritiques
grossiers de
façon
sporadique au
sein
d'une
accumulation
généralement composee de sédiments fins.
Comme
dans le reste du bassin,
les roches d'origine chimique
(carbonate)
sont
très
faiblement
représcntées
la
sédimentation
est
essentiellement silicoclastique et caractérise un remplissage continu du
demi-graben dans un milieu de sédimentation variant du marin + profond
au subtidal (fîgures 55 et 56).
Elle est donc essentiellement une sédimentation de plate forme en
milieu
plus
ou
moins
anoxique

s'est
développée
une
forte
accumulation de black shalcs au Crétacé moyen- supérieur.
Cette
matière
organique
serait
en
grande
partie
d'origine
humique,
ce qui explique l'origine continentale des sédiments à g-rains
fins qui la contiennent.
On a enfin noté que le taux nllTIlmUm de sédimentation est très
élevé
Q
l'Albo-Aptien
durant
la
première
ingression
marine
dans
le
graben.
La dégradation
des
rebords de
ce
dernier a
fait
déposer une
forte accumulation de sédiments gréseux à intercalation de black-shales.
La sédimentation devient ensuite et durant le reste du crétacé,
essentiellement composée de dépôts fins au moment de la stabilisation de
ln subsidence.
II.3 -
EVOLUTION STRUCTURO-SEDIMENTAIRE DU FOSSE DE LA
BENOUE (NIGERIA)
11,3.1. Données générales
Le bassin sédimentaire du Nigeria est constitué par un fossé dit
de la Bénoué (figure 57) qui s'étcnd du Golfe de Guinée (SSW) jusqu'au
sein du substratum panafricain.

138
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'lR~ICQLO~E;
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,RA~llfS
fig .......
Essai de sYllthèsü lilhost(alig(aphique du bassin illoirifln.
Sour[:"es de donnée~: proje[:"lion du puils Porl-rlouel l, complélée
par Tobot, cldr:iit de SP[NGt [fl

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DEL TEIL' 19(6)

139
STADES
TECTONIQUE
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M/,.XIMALE
SUBSIDENCE FORTE
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ET
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MATURITE
PUIS RALENTIE ET
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DU BASSIN
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STABILISEE
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DEBUT
CREATION DE L.A RIDE
\\
GHANA-COTE D' IVOIRE
\\
D'EXPANSION
ACTIVATION DES JEUX DE
OCEANIQUE
FAILLES TRANSfORMANTES
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RIFT
FAILLES NORMALES
(RIFT)
CONTINENTAL
ET CREATION DE DIRECTION
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TRANSFDRMANTES
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à partir de données bibliographiques.

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Cameroun
1000 k Ill.
GoUe de Guinée
rig.57
Situation géographique du rossl! de la B~noué
+
Volcaniques •
Céllo~oiqup.
Mésozoîque
Socle cristallin
JoO km •

rig_ >1:1
Cadre gl'!ologique du lu~sé de la Bénoué.
(modifié de E Machens. 1<)73)

141
Situé dans le re-entrant du Golfe de Guinee (C. ADIGHISE 1979)
cc
fossé
fi
une origine encore discutée
: zone de
faiblesse entre les
cratons
ouest-africains et
congolais
(K .BURKE
et
Al.
1971) ;
vastes
mouvements
d'extrusion
crus tale
(E.MACHENS
1973);
séparation
continentale
(C .ADIGHISE
1979);
transtension
et
arrang·ement
de
bassins
en
échelon
le
long
d'un
fossé
subsident
(BERTHELS
et
ROBINEAU 1983).
Le fossé de la Bénoué a été assimilé à un aulacogène (HOFFMAN.
1971) mais également à un rift avorté issu de la notion du point triple
(triple junctions) par d'autres auteurs mais nous y reviendrons à la fin
de cette synthèse.
Depuis FALCONIER
(1911),
de nombreuses autres études g·éolo-
giques
du
fossé
ont
permis
d'en
connaître
les
traits
structuro-
sédimentaires
majeurs
ayant
affecté
tant
son
substratum
que
sa
subsurface (fig. 58).
L'histoire ~'éologique peut se résumer en 4 étapes :
- le rift continental à sédimentation continentale et pyroc1astique
de l'Aptien
supérieur ? il I!Albien supérieur.
Cette étape est dominée
par une tectonique en horsts et grabens.
-
l'affaissement
régional
au
moment
de
l'ingTession
marine
du
Cenomanien à la fin du Conianien ; la sédimentation est riche en matière
organique.
-
la compression santonienne a déversé l'axe de dépôt vers le
Sud-Ouest;
un
prodelta
sIest
développé
au
Maestrichtien
et
au
Paléocène
(E .Machens.
1973)
selon
une
sédimentation
à
tendance
transgressive.
-
le développement de Factuel
delta
du Niger au cours
d'une
sédimentation continentale pendant l'Eocène.
Nous
nous
efforçons
ICI
de
dégager
d'une
façon
générale
l'évolution structuro-sédimentaire du fossé depuis le rifting continental
jusqu'au début de la compression santonienne.
11.3.2. Etapes d'évolution du fossé
* Rifting continental (Aptien supérieur - Albien supérieur)
Entre les régions de BlMA HlLLS (Haute Bénoué) et le district
de Calabar (Basse Bénoué) où les sédiments syrinfts (grès de Bima et
leur
équivalent
latéral
Asu
river
gTOUp)
ont
été
décrits.
des
corrélations simplifiées peuvent être établies comme suit (figure 59).
Une
analyse
détaillée
des
grès
de
Bima
a
été
réalisée
par
P,ALLIX (1983) en haute Bénoué.

141
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Corrélation:; 5implifi~p.s entre la basse el la haute ABnouê
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143
Les figures 60 et ûl en donnent les principales caractéristiques
sédirncntologiques.
Le log sédimentologique synthétique de la figure 62 indique que
les
grès
de
Bima
se
sont
dlabord
déposés
dans
des
bassins
intra-
cratoniques étroits (formation 1 et 2) avant l'établissement d'un bassin
lironique unique (formation 3) issu d'une déformation en tension ayant
provoqué un affaissement général dans le fossé.
Cette sédimentation fluviatile gréseuse présente un double faciès
discordant sur les termes antérieur~. de part et d'autre d'une zone de
flexure
SW-NE :
Vers
le
sud-ouest
la
sédimentation
fluviatile
est
en
tresse alors qu'elle est de type méandriforme au NW.
L'étude
(CHAMLEY.
1979)
de
ces
grès.
synthétisée
dans
la
figure 63 a été réalisée à partir du comportement pédogénétique et a
permis il 11 au teur de suggoérer que les grès de Bima correspondaient à
une période de rajeunissement tectonique.
Dans
la
dépression
épirogénique
d'ABAKALIKI
(district
de
Calabar)
une
sédimentation équivalente
des
grès de Bima (A su river
group) sIest déposée sur des sédiments pyroclastiques (Basaltes altérés
lors
du
rifting).
Elle
se
compose
de
grès
micacés,
de
mudstones.
d'argiles
sableuses,
de
lentilles
de
silts
et
de
calcaires
(formation
MAMFE)
surmontée
black
shales
bleuâtres
à intercalations
gréseuses
carbonatées (shales d'ABAKALIKI).
* Ouverture atlantique (Cénomanien-Coniacien)
Uaffaissement du fossé va continuer avec la première ingression
marine
dès
le
Cénomanien
inférieur
qui
induit
les
premiers
fàciès
transgressifs.
Le
fossé
devient
dès
tors,
le
lieu
de
la
triple
influence
de
l'Atlantique Nord (par le Golfe de Guinée septentrional), de PAtlantique
Sud, et de la Téthys par le Sahara.
Les connections parfois très brèves entre ces différents bras ont
probablement
eu
lieu
pendant
les périodes
de
transgression
maximale
dont
l'âge
est
discutée:
Turonien
inférieur
et
Maestrichtien
(C.A. KOGBE,
1980) ;
Cenomanien et Carnpanien selon R.A.MEYMENT
(980).
Il en est de même de l'âge de la première ingression
marine
dans
le
fossé
:
certains
(KOGBE
1981)
la
situent
à
PAlbien
moyen
supérieur
;
tandis que d'autres
(BERTHELS
1977,
ALLIX
et POP OFF
1983) la situent il l'Aptien-Albien.
Notons avec FORSTER (1978) que la sédimentation Cénomanienne
est dominée pur les shales pyriteuses noires. Ces shales (PETTERS SW
et EKWEOZOR,
1982)
sont
riches en matière organique
d'origine tant
détritique continentale que marine, déposée au cours des transgressions
généralisées du crétacé moyen et en mer peu profonde, à eau stratifiée,
épicontinentale, azoïque avec une circulation estuarine.

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fig. 60
Groupe des Grés de Bima:Sédimenlologie des
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Bénoué d'aprês AlllX(1981).
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145
La formation ODUKPANI
(district de Calnbar),
representant
ce
faciès transgTessif débute par des shales silteuses. puis des calcaires à
débris
d'algues
et
d'Echinodermes,
puil'>
devenant
de
plus
en
plus
gréseuse vers le sommet caractérisant ainsi une séquence globalement
négative.
En
haute
Dénoué,
elle
correspondrait
à
la
formation
4
de
P .ALLIX (1983).
La
sédimentation
murine
continue
au
fur
et
à
mesure
de
l'expansion du plancher océanique
: elle dépose la formation EZE AKU
essentiellement composée dlune alternance de shalcs et de calcaires fins
parfois coquillers ou sableux ct de grès calcaires caractérisant ainsi une
période, de calme tectonique dans un graben continuellement subsictent.
En haute Bénoué. l'équivalent latéral de la formation EZE AKU
est représenté par deux formations :
-
la
formation
YOLDE
(alternance
décamétrique
de
shales
à
intercalations
de
silts
et
grés
fins
souvent
argileux
et
à
rides
de
courants)
dont
l'analyse
minéralogique
(CHAMLEY
1979
figure 63),
conclut en une période de stabilisation pédogénétique pendant un calme
tectoniq ue.
- La formation DUK UL est dominée par les shales avec quelques
fines intercalations de calcaires bioclastiques et des silstones à slumps
et bioturbations (fouissnge).
Du Turonien supérieur à la fin du Coniacien, l'approfondissement
du
bassin
sera
continu
et
va
déposer
pres
de
800 m dc
sédiments
dominés par des shales bleutés bien lités à intercalations de grès fins.
parfois
marneux
et
de
calcaires
coquillers
correspondant
ainsi
à
la
formation AGWU.
* Le po!>t-Coniacien dans le fossé
A la fin
du Coniacien et à la base du Santonien,
une
phase
compressive à laquelle s'associc un magmatisme, déverse l'axe de dépôt
vers le sud-ouest et une regression générale s'installe dans le fossé, en
même temps que naît le bassin d'Amanbra. L'érosion intense consécutive
à cette régression va déposer
des
faciès
de
démolition
(SUKUYE,
en
haute Bénoué).
Deux
transgressions
(Maestrichtienne
et
Paléocène)
ont insteJlé
deux Prodeltas avant la création défintive de l'actuel delta
du
Niger
(Eocène) au cours d'une sédimentation continentale.
Le développement d'évaporites (dans le district de Calabar) dans
les gTubens marginaux a un caractère purement local et peut s'expliqucr
par Pépicontinentalité d'une mer dont l'évaporation n'a certainement pas
été compensée à certaines époques.
Le taux minimum de sédimentation pendant les 10,5 Ma du rift
continental est estimé à 204 rn/Ma.
Taux deux
fois supérieur à celui
établi pour le rift continental ivoirien.
Notons enfin que la compression santonienne a largement modifié
la géométrie du
fossé ainsi que le sens de
déversement
des
apports
sédimentaire!> .

rig. (,2
Log sédimenloloqîquc synthétique des grés de BÎma d'aprês I\\LLIX
el POPOrr(19B3)
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dans la série sédimentaire crf'!!tacée en haute Bénoué d'aprês
CHAlro4l[V
et al(1979).

147
Dès
lors,
l'évolution
région:lle
u
pris
le
pas
sur
l'évolution
générale du golfe, d'abord par la création de prodeltas au Maestrichtien
et au Paléocène puis d'un delta (actuel) à l'Eocène.
11.3.3 .. Biostratigraphie résumée
Il
a
été
possible
de
rattacher
l'étude
biostratigraphique
à
chaque grande étape d'évolution du fossé.
'i<
Pendant le stade rift c.:ontinental
La base des formations (gTès de 8ima et Asu river gTOUp) a été
datée par palynologie
et
quelques
rares
bivalves
(E.MACHENS
1973)
sans valeur stl'atigraphique y ont été reconnus. Seul l'Albien Supérieur
a
été daté
par
Céphalopodes,
Pelecypodes
et
Ostracodes
ainsi
qu'en
partie par palynologie.
Dans les argiles de décantation de la base des grès de 8ima. de
nombreux specimen de pulynot1ore ont été décrits dont
Classopollis
senegalensis 1
Exesipollenites tumulus,
Afropollis zonatus,
A. operculatus, ainsi que quelques Ostracodes : Hourqia, Delmonella et
des dèbris d'Oxytropidoceras.
Une très abondante faune de Cephalopodes et de Pelecypodes a
été
décrites
par
REYMENT
(1964)
dans
la
partie
supérieure
de
ces
grès.
On retiendra entre autres de très nombreuses Oxytropidoceras,
Diploceras,
Mortoniceras
parmis les cephalopodes et
Antina,
Panopea,
Pseudolimea parmi les
pelecypodes
de
l'Albien
de
même
qu'une
riche
palynoflore
albienne
représentée
par
Cicatrisisporites
gr. obiculatus,
C.cf stoveri,
Callialasporites dampieri
et
des
angiospermes
telle
que
AfropoUis jardinus.
On notera également que la présence de certains genres comme
Salaziceras, Douvilleiceras etc .. indique une connection de l'Atlantique
Nord et Sud au niveau du fossé à l'Albien Supérieur.
Les
shales
d'ABAKALIKI
ont
présenté
des
foraminifères
benthiques
à
test
soit
aragonitique
(Ceratobuliminidae)
soit
calcaire
(Osanguiniidae) .
* Pendant la sédimentation marine franche
Dans les eaux marines peu profondes et anoxiques seules les
Hétérohelicidae
et
les
Hedbergelles
on t
pu
subsiter
(DOUGLAS
et
RANK1N 1969) à ces conditions si drastiques.
C'est REYMENT qui,
en 1964 a décrit les Céphalopodes et les
Pelecypodes
dans
le
district
de
Calabar
et
en
a
dressé
une
liste
exhaustive
dont
nous
retenons
(dans
la
formation
ODUKPANI)
des
Acanthoceras,
des Turrilites,
des Desmoceras et Pecten puis Exogyra
pour les cephalopodes caractérisant ainsi le Cénomanien.

148
Avec la plus g-rande transgression Turonienne dans le fossé. la
très vaste extension marine a permis à REYMENT (1966) de distinguer
trois
zonations
de
Cephalopodes
zone
a
Vascoceratidae;
(Turonien
inférieur)
zone
à
Hoplitoidae
(Turonien
moyen)
et
une
zone
à
Romaniceratidae moins importante.
Parmi
les
nombreuses
espèces
définies
dans
les
différentes
zonations.
seules
celles
qui
ont
une
extension
généralisée
sont
ici
retenues.
Epengonoceras dumbli
Gombeoceras
koulabicum
G. subtenue;
Pseudotissotia
(Bauchioceras)
nigeriensîs
P. (B)
trlcarlnata. ; P. (Wrightoceras) Wallsi, Eotissotia simplex
Coilopoceras
dîscoideum parmi les Va.scoceratid"3e""";
Neoptychites
lelingacformis
et
Haplîtoides
in gens
parmi
les
Haplitoides.
Les
Pelecypodes
y
sont
très
largement
représentées
par
Plicatula,
Granocardium Aphrodina,
Parmicorbula,
Astarte,
Ostrea,
Exogyra, Lima etc ... du Turonien inférieur.
La formation EZE AKU et ses équivalents latéraux
YOLDE et
DUKUL contiennent également de nombreuses Cephalopodes de la zone à
Pachyvascoceratidae ainsi que de nombreux pollens tels que Gnetaceae
,Eollemites,
Droseridites
senonicus,
Trioritis
africanus
et
des
Dinofïagellés : Deflandra aH. aenigmatica et Florentina caractérisant une
plate forme interne.
LA base de la formation AGWU shales (district de Calabar)
a
fourni
de
nombreuses
Cephalopodes
de
la
zone
à
Romaniceras
et
à
Mnrginotruncana (Turonien supérieur).
Le Coniacien est également représenté par une abondante faune
de Cephalopodes, de Pelecypodes et de Gastéropodes, on y a reconnu :
Onithoceras; Peroniceras Eulophoceras ; Guuthiericeras, Solgérites etc ..
parmi les Cephalopodes ainsi quc PIicatula,
Agelasina, Modiolus,
Lima,
Trigonin,
Venericardita.
Veniella,
Fragum,
Granocardium
A:i1Oli8,
Pholodomya etc ...
parmi les Pelecypodes.
Des Gasteropodes Turritella,
Volutomor~ha. Aponhois
ainsi
que
des
ostracodes
Cytherelln.
Ovodythendea et Rrachycythere ont été également décrits.
Certaines
des
Ammonites
coniacienncs
on t
une
extension
géographique lointaine
Solgerites brancoi
S .armatus
;
Peroniceras
czoernigi ; Forresterin harlei.
Ln
grande
distribution
géographiquc
de
certaines
formes
d'Ammonites turoniennes et
coniaciennes,
indique
une lal'g'e extension
des mers à ces deux époques.

149
II.3.4. Discussions
EEes seront basées sur plusieurs éléments tant géologiques que
conceptuels.
Les
termes
AULACüGENE
et
RIFT
AVORTE
ont
envahi
la
littérature actuelle pour désigner le fossé de la Bénoué.
Chacune de
ces
considérations prend cn compte les différents
stades d'évolution du fossé ou de
marge.
il serait intéressant de le~
définir avant dlen apprécier la fiabHité conceptuelle :
*
Depuis
le
géologue
russe
NIKOLAI
(1946)
la
notion
d'aulacogène
a
été
reprise
et
réactualisée
et
s'adresse
aux
fossés
d'effondrements 1) à importante anomalie gravi métrique positive, 2) liés à
une
marge
continentale
et
marqués
par
trois
stades
d'évolution
(effondrement du graben ; son affaissement régional ; sa compression et
son soulèvemcnt) comme l'a défini HOFFMAN (1974) in P. ALLIX (1983).
* La notion du point triple (triple junctions) est maintenant bien
établie (cf. Chapitre golfe de Guinée).
Celle
du
rift
avorté
qui
en
est
une
des
rnanifestations
géodynamiques est également de nos jours bien établie.
En
juxtaposant les différents stades d'évolution
tant
d'un
rift
avorté que d1un aulacogène, il est possible de les eornparer dans le cadre
de l'évolution tectono-sédimentaire du fossé.
L' observation
du
tableau 12
permet
de
constater
un
trait
tectonique
il
signification
conceptuelle
variable
la
compression
santonienne boucle l'évolution normale d'un aulacogène
; alors qu'il est
précoce
dans
l'évolution
normale
d'une
marge
contincntnle.
Cette
compression est-elle responsable de l'avortement du
rift
?
L'apparition
des formations 4 à 9 de ALLI X (1983) et des stades mer rouge et océan
étroit de BOILLOT ou 82 et 83 de HAY (1981) indiquent que le stade
rift a bien été dépassé. Par contre, le stade maturité de PERRODON est
ici loin d 'ét re achevé.
Par ailleurs, la définition de l'aulacogène n'ayant pas précisé les
limites
des
différents
stades
(durée,
intensité
des
évènements
tectoniques
etc ... ),
Il
n'est
possible
de
comparer
avec
une
bonne
approximation que les stades pré aulacogène et pré-rift d'une part. et
stade 1 et stade rift d'autre part.
Les
influences
marines
enregistrées
dans
le
fossé
tôt
enfoui,
proviennent presque exclusivement des
deux bras évolués du système
initial.
Mais
la
rigidité
du
continent
panafricain,
en
empêchant
l'évolution de
Pautre bras.
n'a par conséquent,
pas
permis
au
fossé
d'acquérir la plénitude de son évolution.
Nous voyons qu'au total les stades pré-aulacogène et stade 1 ont
duré en tout près de 10 Ma.
Alors que le stade 2 a été plus long et a duré près de 20 MA.
Ce qui indique que pendant près de 20 Ma Paffaissement dans le
graben enfoui a subi une subsidence régionale sous influence marine.

AU lACOGENE HOFFMAN (1974)
EVOLUTION DE MARGE
ETAGES
Stade
Manifestation
PERRODON
HAY
BOl lOT
POINT TRIPLE
d'évolution
tectonique
1977
1981
1983
1
,
Stade
Compression et
SANTONIEN
1
(3 )
soulèvement
Vieillesse
?
?
7
,
i
1
lONIAC
Stade
Affaissement
Maturi té
Stade
MER
!,
CENON.
(2 )
Régional
?
( 2)
ROUGE
RRR
,
o
~
1
,
Alb. Sup.
Stade
Effondrement
Stade
RIFT
!
( 1 )
d'un graben
(1)
i
,
Alb. moyen
1
,
Jeunesse
CONTINEN-
RRR
1 Alb. inf.
PRE AU lACO-
Stade
TAl
1
(0 )
GENE
1
~
-
Tableau 12 : Luai d'application des concepls d'auI8cog~ne ct de
rift avorté au fossé de la Bénoué.

151
Nous
dirons
que
s'il est
actuellement
admis que le
fossé
de la
Bénoué est assimilable à un aulacogène, les différents éléments entrant
en ligne pour la définition de ce concept restent à precü;er.
Par contre, les notions de point triple et de rift avorté, appuyées
par
la
structuration
même
du
golfe
de
Guinée,
retient
plus
notre
attention quant à Pêvolution du fossé de ]a Bénoué.
La figure 64 empruntée à ALLIX (1983) a permis de situer sur le
log synthétique, les découpages en stades d'évolution du fossé.
Ce
découpage
indique
que
l'océanisation
franche
n'a
pas
été
réalisée dans le fossé.
Les faciès marîns francs enregistrés localement ont pu s'inflitrer au
travers de passages étroits comme l'atteste la figure 65.
11.3.5. Conclusions de l'étude du fossé de la Bénouê
Comme nous venons d'en discuter.
le fossé
de la Bénoué peut
être assimilé à un rift avorté (seulement 6 Ma d'évolution ; trop court)
tout comme à un aulacogène (enregistrement des différents stades tels
qu'ils ont été définis par HOFFMAN (1974).
Vinstant précis et les raisons de l'avortement du rift n'ont pas
encore définitivement été établis faute de données et surtout à cause des
controverses.
Cependant l'affaissement régulier en particulier de l'Albien moyen
à la fin du Coniacien (avec cependant quelques perturbations locales) a
permis des ingressions marines d'ampleur variable. ayant emprunté des
couloirs du fossé (figure 65).
Comme la plupart des bassins
bordant le golfe de Guinée.
le
fossé
a
enregistré
des
périodes
d'o2
minimum
coincidant
avec
les
périodes
de
développement
des
black
shales.
riches
en
matière
organique durant le crétacé moyen.
On note cependant que les différents stades d'évolution du fossé
sont plus tardifs (au plus tôt à l'Aptien Supérieur) que dans les autres
bassins
du
golfe.
ce
que
confirme
d'ailleurs
la
reconstitution
de
BULLARD (1965) de la figure 66.
Nous savons depuis A.PERROnON (977) que les fossés du type
de la Bénoué.
sont caractérisés par des
gradients thermiques élevés.
par des
mouvements
verticaux
négatifs
induisant
une
forte
et
rapide
subsidence.

151
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REGION
DE
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RiFT?
:




1.
_
Fig. 64: Synthêse des donn~es g~ologlques de la région de DIDIVA-LO
en haule Bénoué(AlllX ,1983) et essai de caractérisation des
stades d'évolution du foss~.

153
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PlluocttlC
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---_
TU.O.W..· COIllIIoC.A.
....
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G
U L F
Of
C l U N ( A

ZOO km
~
rig. 65 : Limites pal~og~ographique5 de la série cétacê moyen-Paléog~ne
en haute Bénoué.
fiq. 66 Reconstitution de BULL ARD(1'J6'») rnOiltraot que la sépnlaLion Onale
de l'Alrique et de l'Amérique du Sud s'est réBlisê au niveau du fossé
de la Bénoué.

154
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GABON
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'%'
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OCEAN
A T l A N
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,.(
Fig. 67 : Situation géographique du bauin sédimentaire
QBbonai,. Modifié de
D. RE YR[. 1984).

155
11.4 - EVOLUTION STRUCTURO SEDIMENTAIRE DU BASSIN GABONAIS
Le bassin du Gabon est l'un des plus mériodionaux du golfe de
Guinée.
Son
choix
(au
Sud
du
Nigéria)
est
succité
par
sa position
géographique en relation franche avec l'Atlantique Sud.
L'étude de son évolution va suivre le même schéma que ceux des
bassins ivoirien et nigérian.
Depuis le début du siècle ce bassin a fait l'objet de nombreuses
études
antérieures
et
particulièrement
les
vingt
dernieres
années
;
[VAN de KLASZ (1963) ; J.E. VAN H[NTE (1966), K.KROMMELBEIN (1966),
K. KRüMMELBEIN et GREKOFF (1967) et plus récemment D .REYRE (1984).
La géologie du bassin gabonais est actuellement assez bien connue
du fait de l'intensification des recherches pétrolières.
Il.4.1. Données générales
Le bassin
gabonais est
situé
sur ln côte
Ouest équatoriale
de
l'Afrique (figure 68A) en continuité du bassin congolais au sud.
Le bassin est orienté sensiblement NNW -
SSE et divisé en un
bassin
oriental
et
un
bassin
occidental
(côtier)
par
le
horst
de
Lambarené (figure 668) et originellement installé entre les deux cratons
du CONGO il l'Est ct de SAN FRANCISCO il l'Ouest.
L'évolution
tectonique a été régie par une intense fracturation
par
failles
normales
au
contact
de
la
zone
de
fractures
équatoriales
Sainte Helena avec le craton congolais (figure 6).
La
sédimentation
a
d'abord
été
continentale
lacustre,
puis
évaporitique
et
enfin
marine
(L.
BRUN
et
GROSDJDIER
1970
D. REYRE, 1984 ; P. WEYDERT, [981; G.C. DAILY, 1982 etc ... ).
La colonne stratigraphique synthétique de 10 figure 68B indique
une sédimentation il dominante plus détritique grossière il l'Est.
Des essais
de
synthèse ont été
proposés pour cette
évolution
struturo-sédimentaire
(D. REYRE
1984).
Nous
en
retraçons
ici
les
principales caractéristiques en insistant
sur les différentes étapes de
l'évolution. classiq ue d lun bassin ouvert il l'océan.
II. 4.2. Etapes d'évolution du bassin
* L'antérift du Gabon
Entre les sédiments synrifts et le socle précambrien. il existe
au
Gabon
une
série
sédimen taire
paléozoique
il
mésozoïque
moyen
(anté-rift)
cette
série
débute
il.
l'Ordovicien
et
se
continue
au
Jurassique moyen. période au bout de laquelle on assiste aux premiers
effondrements figures 69 et 70.
Ce
stade
antérift
Dura
globalement
duré
365
Ma
(donc près
de 19 fois plus longue que celle établie par HAY
(1981) pour le stade
équivalent de son modèle.
Les
différentes
lacunes
entre
ces
formations
continentales
anté-rift
seraient probablement
liées
il des alternances.
de surrection
d'érosion et donc de pédiplanation et de cnlme tectonique. Ces lacunes
sont de durée variable.

156

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ue du bassin gabonais.
Cadre ge~ og Iq
1.5 autres bassins méroidionaux
A. Relallolls ave('
e
Congolais ct angolais.
.
. .
e
éologique synth~tlque.
B. 5traligraphle. C.Coup
9

157
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1
1
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".

158
Entre ln fin du Dogger et les sédiments synrifts sujaccents,
près de 30 Ma
se sont écoulées,
caractérisant ainsi,
l'importance
de
cette discontinuité stratigrnphique.
La
serie
antérift
se
compose
de
faciès
continentaux
à
sublittoraux débutant par les tilliles (Ordovicien à Carbonifère) de la
formation
N'KHOM.
surmontés
par
les
arénites
et
marnes
parfois
bitumineuses
(Permo-Carbonifère)
de
la
formation
AGOULA,
ceux-ci
surmontés par les marnes (Dogger) de la formation MVONE .
.. Rift continental et sédimentation wealdienne
L'effondrement
crustal
à
la
fin
du
Jurassique
(figure 70)
a
induit une dépression épirogénique (D .REYRE 1984) et les fracturations
normales qui s'y sont associés ont créé des grabens dans lesquel. s'est
déposée une série dite wealdienne (figures 71 et 72) où se succèdent de
bas en haut.
1
-
300
m
d'une
alternance
de
grès
fluviatiles
en
tresse,
fins
à
grossiers
parfois
conglomératiques
à
intercalations
de
croûtes
ferrugineuses de la formation NDOMBO (Néocomien inférieur),
2
puissante
accumulation
(+
1300 m)
de
marnes
bitumineuses
à
poissons, à intercalations de bancs calcaires et dolomitiques (Néocomien
moyen) .
L'effondrement continue au sein du bassin (D .REYRE 1984) et
la sédimentation susjacente aux marnes à poissons, est essentiellement
grauwackeuse
(grès
de
LUCINA
= 730 m d'épaisseur) et datée du
Néocomien
supérieur.
préludant
ainsi
à la phase initiale de
rupture
fini-Néocomienne
qui,
en
même
temps
qu'elle
faisait
disparaître
les
grands
réseaux
hydrographiques
a
permis
l'installation des
faciès
de
démolition
immatures
composés
de
litharénites
à
biotite
et
chlorite
(grès
de
MELANIA
=
1200
m)
puis
des
argiles
sapropéliques
de
MELANIA
(200
-
600 m)
;
celles ci caractérisent au Barrémien moyen
(D. REYRE. 1984) une quiescence du rift en subsidence générole.
Au cours de cette surextension, on assiste à la réinstallation
des réseaux hydrographiques et le dépôt des argiles de CRABE (1500
m) •
Au
Darrémien
superIeur
Aptien
inférieur
le
horst
de
LAMBARENE surgit. la zone ouest s'effondre. une vive érosion s'en suit
et fait déposer les litharénites à biotite et chlorite de CONIQUET par le
biais dc phénomènes gravitaires dus à l'illitisation des argiles de cette
séquence (D. REYRE 1984),
clôturant ainsi la sédimentation wealdienne
(55).
A
l'Aptien
moyen,
une
pédiplanation
des
reliefs
suit
le
découplage de l'Afrique et de l'Amérique du sud au niveau du Gabon et
dépose les grès de GAMBA puis les schistes cartons du cocobeach supérieur.
* Début de l'expansion océanique (Aptien supérieur-Albien)
La mer innonde le graben central de l'Aptien supérieur à If! fin
du coccobeach supérieur . l'apparition dc If! croûte océanique induit le
début
de la
formation
de
la marg"e
gabonaise et sa plateforme conti-
nentale.

159
..,
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Modifi~ de [J. Rl YR[(1984).
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-Eo AP*' )
QenI.ale lT_-&n~
c:::3 Jurassoque-P~
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c:::J
Neocom_-8a.-n_
[::::J
POSl·sM'eft
1 Fa"1eS ay.", IDUOl lU -.a.n"",_Eo_Banem...n
1 Fa,,,•• ~"n"urn
fig. 72
Coupe géolugique du bas:;in oriental gabonais
ln POMI'-HROL(1977)
'---------~------~

160
Le milieu est à circulation d'eau limitée,
et le climat chaud à
cette période va provoquer une très forte évaporation de l'eau marine
qui précipitera sous formes de saumures denses évaporitiques (D. REYRE
1984)
riches
en
sels
de
K
et
de
Mg
(carnalites)
et
pauvres
an
anhydrite.
L'accumulation de cette masse évaporitique peut
par endroits
atteindre
1000 m
d'épaisseur
ct
se
répartissant
en
dômes
dont
lu
distribution géographique est indiquée par les figures 73 et 74.
L'accumulation
de
ces
énormes
masses
salifères
résulterait
purement
d'un
phénomène
climatique.
En
effet.
en
considérant.
la
reconstitution de BULLARD 1965 et la localisation des panaches et points
chaudS
de
G. VINK
et
al
(1985).
à l'Albo-Aptien
(aux
environs
de
106 Ma,
(figure 18).
on
remarque
que
le
mouvement
lithosphérique
global
jusque

orienté
vers
le
NW.
s'est
inversé
et
les
plaques
évoluent désormais vers le NE. ces mouvements situent alors le bassin
du Gabon aux environs de - 20° de latitude sud.
C'est le début de ce climat probablement chaud qui a dû être
en grande partie responsRble de l'évaporation intense des eaux salées
du graben.
On s'aperçoit que la série synrift dans le graben initial a une
épaisseur pouvant atteindre 10.000 m.
On
note
également
que
la
réorganisation
crus tale
par
une
alternance
de
période
de
tectonique
calme
et
active
sIest
manifestée
durant toute l'évolution du rifting continental.
La très forte puissance de dépôt
(près de 10000 m pour un
laps
de
temps
de
l'ordre
de
20 Ma)
peut
induire
un
taux
de
sédimentation supérieur à 1000 mIMa ce qui apparemment semble excessif
et coroctèrise Ilinsi un graben à tectonique subsidente très particulière.
Notons
enfin
que
cette
série
wealdienne
est
généralement
assimilée il l'anté-salifère au Gabon.
L'invasion
marine franche
débute à l'Albicn post-salifère sur
une plate forme en construction.
Le bassin toujours subsident à polarité de sédimentation EW et
progradante (G.C. DAILY 1982 et figure 74) va être le siège de cycles
eustatiques connus dans le golfe
(H.BUSER,
1966) avec des ampleurs
variables.
Les
rehords
des
grabens
sont
imergés
mais
l'étroitessc
du
bassin rend encore difficile les communications.
Les calcaires de la formation MADIELA (700 01) vont édifier IR
pente continentale (figure 7) et compenser ainsi comme dirait BaILLOT,
1983, l'affaissement progressif du substratum. affaissement favorisé par
Fintensité des fractures normales ayant affecté le socle (figure 75).
Cette étape (sels + MADIELA) aura vu au bout de 10 l\\la, un
dépôt de près de 1700 m de puissance ; cc qui situe un taux minimum
autour de 170 mIMa.

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Répartilioll géographique des dl'lmes de sels ail Gabon.
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Fig. 74: Coupe géologique (-W du bassin gabonais.ln DAILY(19BZ).
011 nule la double zonatiOIl du bassin: bassin atlantique el
bassin orienlal :oéparés par le hont de Laml.larené, ::Jillsi
que l'intensité de la tectonique 5alil~re.

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f\\. Bas$in enlie.
A. Rassin all;:lIIliquc.

163
• Développement mBxim~ù ou marge évoluée <Cénomanien-
Santonien)
Le
découplage
définitif
entre
PAfriquc
et
le
Brésil
(D.REYRE 1984)
est
ma.intenant
réalisé.
La
progradation
sédimentaire
(figure 74)
continue
;
la
subsidence
maximale
induit
des
extensions
marines parfois lointaines.
L'édification de la pente est
réalisée puis la formation
silto-
Elrgileuse Ccnomanienne de CAP LOPEZ (W) et la grande SERIE ROUGE
(E)
se déposent,
précédant ainsi les
formations
récifales
calcaires
et
d'argiles
sapropéliques
turoniennes
de
la
formation
AZILE/SIBANG.
Cette transgression turonienne est ctrenvergure généralisée à l'échelle de
tout le golfe.
A
la
fin
du
Coniacien
et
au
début
du
Santonien,
une
épirogénèse marginale (D. REYRE 1984) réactive le craton jusqu'à l'ocène
inférieur.
La régression santonienne
généralisée qui
sien
suit érode le
craton
et
fait
déposer
des
grès
kaolînîtiques
grossiers,
riches
en
disthènel grenat et il. galets de calcaires oolithiques et stromatholitiques
de socle, (de la formation ANGUILLE) au débouché d'un canyon près de
Port-Gentil.
Cette érosion va donc détruire le rebord de la plate
forme
puis
du
talus
Cénomano-Turonien.
Le
reste
du
Maestrichtien
et
le
Paléocène sont transgressifs à sédimentation argileuse monotone.
Une autre accrétion se situe au Néogène pour former le delta
de l'0 goué.
Il.4.3. Biostratigraphie résumée
Ce
chapitre
est
une
compilation
bibliographique
de
travaux
antérieurs.
(KROMMELBEIN,
1966)
K.
KROMMEL8EIN
et
GREKOFF
1967), (figure 76) et DE KLASZ, 1963) entre autres.
Comme
dans llétude
des autres bassins
(chapitres 1.2 -
1.3).
Nous avons regroupé les différentes explosions fossîlifères en fonction
des différents stades de développement du bassin.
* Pendant l'anté rift
Le caractère azoïque de cette seMe nia autorisé qu ' une datation
par des associations sporopolliniques et de rares ostraeodes (FRANKS et
NAIRN, 1973).
Les
niveaux
marneux
d' Agoula,

Pernph~cidus gabonensis
MADIERE. a été reconnu sont dotés du Permo carbomfère,
tandis que
l'âge
Purbeckien
de
la
formation
MVONE
a
été
attribué
grâce
aux
sporomorphes.

164
* Pendant le rifting continental
La biostratigraphie de cette série est essentiellement basée sur
les Ostracodes (KROMMELBEIN 1966) dont certains ont été reconnus au
Brésil (figure 76) parmi les cypridae et les matacypridae.
Le
cocobeach
inférieur
a
été
daté
du
Néocomnien
moyen
Purbeckien par des poissons représentés par le genre Lepidotus et de
nombreux ostracodes dont cypridea obesa, metacypris persulcata etc.
Dans le cocobeach moyen (Barremien Neocomien supérieur) de
nombreuses espèces d'ostracodes ont été reconnues
; dont Darwimulla
lef:uminella. cypridea paulogrovensis, paracYlris abovata,
potamocypris
aOnis ainsi que de rares poissons du genre
eptolepsis.
L'Aptien inférieur moyen a été daté par des poissons extraits
des
schistes
cartons
du
cocobeach
supérieur.
et
représentés
par
Leptolepsis con golonensi. Parachanos ethciopicus.
* Au début de l'expansion océanique
Les conditions euxiniques de dépôt des évaporites n'autorisent
que rurement III survie d'êtres vivants. De sorte que les sels ont été
datés de facon indirecte. On a reconnu dans les shales d'Awagha (leur
équivalent
latéral
?)
de
très
rares
ammonites
représentées
par
Deshayesites
eonsobinoides
et
Pholadomya
pleuromiacformis
qui
lui
confèrent un âge au plus Albien inférieur et sommet de l'Aptien moyen.
* Pendant le développement maximal de la marge
Lu
formation
MADIELA
a
été
essentiellement
datée
par
Ammonites (Douvilleiceras et Elobiceras) dont de nombreuses espèces ont
été antérieurement reconnues entre autres : Douvilleiceras mammilatum.
Elobiceras lobitoense,
de
nombreuses
Mortoniceratidae
de
l'Albien
inférieur moyen et Elobiceras schjasnochai de l' Albien supérieur.
Au sommet de l'Albien supérieur, des foraminifères, Trocholina
odukpaniensis et Favusella washitensis ont été reconnus dans la serie
laguno
fluviatile
fini
albienne.
L'essentiel
de
la
stratigraphie
de
la
formation Madiela est consignée dans la figure 76 C.
L'âge Cénomanien 8 été attribué à la formation Cap Lopez grâce
à
une
abondante
faune
de
Céphalopodes,
de
Pelecypodes
et
de
foraminifères.
Après
un
Cénomunicn
regressif
à
Exogyra
haliotideau,
le
passage Cénomanien inférieur-supérieur est marqué par les foraminifères
est
marqué
par
les
foraminifères
planctoniques
Gabonella obesa
et
Thomasinella puniea (DE KLASZ et al. 1963).
Le Cénomanien moyen contient des Praeglobotruncanidae,
des
Planomalinidae et quelques Heterohelicidae.
Certains
Céphalopodes
Neolobites
vibiayeanus
(pass8g-e
Cénomanien-l'uronien) ont marqué l'établissement de la connection entre
l'Atlantique Sud et la Tethys (H.BUSER, 1966)

165
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Fig. 76
Essai de synthèse bioslratigraphique du bassin gabonais
A. ComparaiSOIl avec le bassin de Oahia au Brézil.
B. Données du cocobeach
C. Données du post-salifère.

166
D'autres
genres
comme
Choffaticeras.
Pseudotissotia
(Bauchioceras),
Inoceramus
déjà
décrits
(supra)
y
ont
thé ègalement
reconnus.
Les
formations
turoniennes
(calcaires
SIBANG
ct
leur
équivalent latéral, formation AZILE, ainsi que les biocalcarénites et les
bioca1ciruditcs récifales de Libreville) sont très fossilifères a cause du
caractère très généralisé de la transgression de cet étage.
De
nombreuses
Céphalopodes
et
Pélecypodes
y
ont
été
récoltées: Choffaticeras (Pseudotissotin) pavilleri, lnoceramus baumani,
Echinobrinus atlnnticus.
Lima grenieri
et
Fagesia
sp.
Tylostoma
aequatoriale caractérisent le Turonien inférieur alors que le Turomien
supérieur
est
marqué
par
Natica
gabonensis.
Inoceramus labicitus,
Gabonella levis 0 été reconnu à la limite Cenomanien-Turonien.
Au
Coniacien,
de
nombreuses
Ammonites
ont
été
également
reconnues
dont
:
Peronicel'us dl'avidicum,
Gauthierieeras
margae,
Bal'l'oisiceras
haberfellneri,
astrea
boueheroni,
Texanites serrato
marginatum, Trigonoceras gabonensis 1 Gauldia trigonoides, etc ...
Le sal1tonien a été attribué à la formation d'ANGUILLE grâce à
des Cephalopodes: Mortonieeras texatum, Gyroidina depressa.
* Conclusion
L'ouverture
progressive
du
bassin
sIest
manifestée
dans
l'apparition et l'explosion des formes fossiles. Du caractère azoïque des
formations continentales anté-rift,
l'explosion des fossiles
s'est accrue
pendant l'extension maximale de eertaines périodes transgressives.
11.4.4. Conclusion de l'étude du bassin gabonais
L'évolution
tectono-sédimentaire du
bflssin
gabonais
satisfait
li
II évolution classique d'une marge atlantique stahle.
Cette évolution, il travers les différentes observations que nous
venons de fflire,
semble être contrôlée par les oscillations du tréfonds
ainsi
que
les
variations
eustatiques
en
relation
avee
l'ouverture
de
l'Atlantique sud.
Cette ouverture progressive se note dans
l'échelonnement
des
faciès de bas en huut : les fadès continentaux (anté-rift) continentaux
à
sublittoraux
limniques
wewdiens
et
du
cocobeaeh
supérieur
(syn-rift)
évaporites
préludant
aux
faciès
néritiques,
puis
l':1orins
francs.
Le
bassin
gabonais
tient
son
originalité
par
rapport
à
ceux
étudiés ici du fait qu'il est le seul à comporter une série paléozoïque et
mésozoïque anté-rift et une tectonique salifère très prononcée.

167
II.6 - CONCLUSIONS DE L'ETUDE DU GOLFE DE GUINEE
II. 6 .1. Evolution structurale
LEi divergence progressive des marges de Côte d'Ivoire et du
Gabon. à partir du point triple (acutel delta du Niber) est à Jlorigine
de
la
séparation
définitive
des
continents
d'Amérique
du
Sud
et
d'Afrique, qui étaient restés unis pendant plus de 2 milliards d'années.
Cette
divergence
provoque
la
structuration
différentielle
des
marges et la formation de bassins onshore et offshore. Ces bassins vont
enregistrer les variations climatiques,
eustatisques et
structurales de
différentes ampleurs. qui vont se répercuter dans le Golfe de Guinée.
II.6.1.1.
En Côte d'Ivoire où le jeu de.., failles transformantes a été
prédominant, l'évolution de la marge a abouti à une structure de type
transformant dans laquelle le socle continental est impliqué, constituant,
au crétacé inférieur,
un "précontinent" de type Californie du Sud. Ce
précontinent
est
limité
au
SE
et
au
NW
par
les
prolongements
structuraux des fractures océaniques de la Romanche (Ride Ghana-Côte
d'Ivoire) ct de St Paul (Ride du Grand Cess).
Cette nouvelle hypothèse, qui tien compte d'un double système
de transformation, est différente <le celle de BLAREZ (1986).
Dans sa partie "offshore". au Nord, le substratum s'adapte à ln
divergence
par
les
jeux
drun
réseau
de
fractures
normales
subméridiennes et E-W, jeux guidés par la Faille des Lagunes qui est la
faille
principale
et
que
nous
avons
interprêtee
comme
une
ancienne
direction transformante, dérivée de la transformante océanique St Paul,
et réactivée lors du rifting continental. Le jeu coulissant de cette faille
s'accompagne
de
paliers
de
distension
successifs,
déterminant
une
subsidence et
un
contrôle différentiels
des
évènements
(morphologie,
sédimentation, etc ... ).
L'absence
de
morphologie
de
transition
entre
le
plateau
continental
réduit
ct
la
plaine
abyssale
au
large
du
bassin,
est
interprêtée comme une limite tranchée entre les lithosphères continentale
et océanique due ;
soit à une non-compensation de la subsidence océanique,
- soit à une vitesse élevée de la divergence et à une réduction
corrélative de la thermicité au contact des deux lithosphères.
11.6.1.2.
Dans le fossé de la Benoué,
la divergence s!arrête avec la
compression
santonienne
;
ce
qui
a
pour
conséquence,
l'arrêt
de
l'expansion océanique franche dans l'aulacogène.
L'évolution
anté-santonienne
du
fossé
a
été
essentiellement
guidée par des familles de fractures normales sensiblement SW-NE, dont
certaines
ont
provoqué
ln
formation
de
hauts
fonds
sur
le
plateau
continental.
On voit ainsi très nettement l'opposition entre:
-
la marge ivoirienne liée à
une
évolution
rapide
de
la
marge avec
réduction rapide de la thcrmicité, provoquant l'absence de morphologies
intermédiaires entre le plateau continental et le large
:
(seuils,
hauts
fonds. barrière, récifs, etc ... ),

158
-
les marges
avortées
du
fossé
de
la Benoué
dont
l'évolution
lente
aurait,
si
la
divergence
avaH
continué,
entraîné
la
formation
de
structures
de
transition
structuration
du
plateau
continental.
et
acquisition
d 1une
morphologie
complexe:
seuils,
hauts
fonds.
récifs
éventuels.
II.6.1.3.
Sur la marge du Gabon,
l'évolution structurale plus lente Il
abouti
à
la
configuration
classique
d!une
marge
de
type
atlantique,
stable et évoluée. avec structuration du plateau continental.
Le soulèvement du horst de Lambaréné (cf. ci-dessous) est une
manifestation des réajustements de la lithos père continentale, par rejeu
de fractures.
L'existence
et
l'importance
de
la
divergence
progressive
à
polarité "Nord" s'observe très nettement dans Il évolution sédimentaire.
II.6.2. Evolution sédimentaire et contrôles climatiques
II. 6.2.1.
En
Côte
d'Ivoire.
une
subsidence
régulière
amène
le
remplissage du bassin et lui confère une évolution sédimentaire de type
centrifuge. La sédimentation est essentiellement silico-clastique sous une
ceinture climatique subéquatoriale qui va perdurer depuis le Jurassique
terminal jusqu'à la fin du Crétacé supérieur.
Le contrôle tectonique se manifeste par l'extension très limitée
des
mers
du
nord
de
la
Faille
des
Lagunes,
entrainant
ainsi
une
répartition spatiale différentielle des sédiments (plus sableux à l'Est et
plus argileux à l'Ouest).
11.6.2.2. Dans le fossé de la Benoué, où la discordance de J'Albien sur
le socle indique cla~rement le retard de la sédimentation par rapport aux
bassins
ivoirien
et
gabonais.
une
forte
sédimentation
fluvio-lacustre
caractérise le rift continental.
Les invasions marines franches, empruntant les deux rifts (Côte
d'Ivoire,
Gabon),
s'accusent
au
Cénomanien.
Ces
ingressions
s'effectuent en direetion NE.
Au Santonien,
une compression tectonique bloque le processus
d'expansion et donc de divergence du fossé de la Benoué ; en même
temps elle provoque l'inversion de la polarité sédimentaire qui,
de NE
devient SW.
Au Maestrichtien. une prodelta se met en place, préfigurant le
delta
du
Niger.
A
l'Eocène.
ce
prodelta
évolue
ct,
commence
l'installation d'un système deltaïque de plus en plus affirmé qui conduira
à l'Actuel.
11.6.2.3. Au Gabon, le sode précambien est surmonté en discordance,
par des dépôts continentaux allant de l'Ordovicien au Jurassique moyen,
qui représentenl les séries anté-rift.
La structuration de la marg'e est contrôlée par des mouvements
positifs qui créent notamment le horst de Lombarené pendant le rifting.

169
La ceinture climatique fluctue de part et d'autre de la latitude
20° Sud.
ce
qui
implique
un
paléoclimat
tropical
avec
phases
arides
pouvant provoquer un confinement et des stratifications des eaux,
la
formation des milieux margina-litoraux sursalés avec
dépôts d'énormes
masses salifères à la fin
de l'Aptien
(cocobeach
supérieur,
p.p.).
ce
qui pourrait correspondre au passüge des stades rift-drift (Mer Rouge).
Notons enfin que l'abondante matière organique contenue dans
les sédiments du Crétacé moyen à supérieur des trois bassins. est liée à
l'accumulation
de
sédiments
anoxiques
de
grain
fin
(black
shales),
d'origine
mixte:
continentale
par
apports
fluviatiles
et
marine
par
l'activité
du
Nannoplancton,
leur
conservation
étant
probablement
assurée par la morphologie (bassins étroits à circulation marine limitée).
En
résumé,
le
Golfe
de
Guinée
est
crée
grâce
à
une
hétérogénéité au niveau de la zone de séparation du super continent.
Son
évolution
structuro-sédimentaire
a
été
guidée
par
de
nombreux facteurs
subsidence structurale,
thermique,
sédimentaire.
Elle
est
également
contrôlée
par
la
position
du
Golfe,
sensiblement
parallèle aux failles transformantes affectant la dorsale médio-océanique.
Les
variations
climatiques
dont
l!impact
se
reflète
clairement
dans la sédimentation, sont lices à la migration des continents pendant
leur divergence.
Nous
retiendrons
qu'au
moment

l'ouverture
atlantique
se
propage dans le super contient,
Amédque du Sud-Afrique. existe une
potentialité d'ouverture double au niveau du Golfe de Guinée.

Le
Golfe
de
Guinée
(SS)

l'ouverture
atlantique
va
se
propager •
• Le fossé de la Benoué qui comporte 3 phases :
ouverture avortée.
amortissement des systèmes transformants (St Paul,
Romanche) ,
phase sanlonnienne
La figure 77 illustre dc manière très schématique, les séquences
paysages du Golfe.

170
AfRIQU
,,,
Trafl";fOlmanLe Rorn811cœ St-P:lIU1
,
Pacifique
,,,,,
OuyelLUle induite
Amérique ŒJ Sud
Tlan'ifurmaole Walvis - Rio GIBlJde
T,_formanle liJ Cap
;
2
""<liges transformantes
induite..
(PP)
M8lqe'i
lIanslOlmantes
induÎt~
di\\lcR}enLes induites ; 4 - Marges dwcrgenLes
Ell di... ergenles a ... ortêes ;
j
-
Marges
dilecle'i.
rig. 77 :5(lh~ma d'ouverture de l'Atlantique Sud cL du golre de Guinée
1l_. dans l'hypothèse d'undoubles)'sillme transrormant.
Developpement de l'hypothèse. 1I0ir texte.

171
TROISIEME PARTIE: ETUDE STRUCTURO-SEDIMENTAIRE DU GOLFE DE
GASCOGNE
!ILL DONNEES GENERALES
111.1.1. Introduction
Le golfe de Gascogne et ses m~rges ont fait l'objet de nombreuses
recherches
réalisées
tant
par
les
organismes
spécialisés
(Institut
Français du Pétrole,
Deap Sea Drilling projects,
compagnies pétrolières
etc .. ) que par les Universités.
Les très nombreuses notes analysées en bibliographie concordent
sur deux points fondamentaux :
l'ouverture
du
golfe
serait
une
conséquence
de
la
séparation
par
rotation
et! ou
translation
de
la
plaque
ibérique
par
rapport
à
l'Europe supposée stable.
la fermeture partielle du golfe vers IIEst. qui a donné naissance aux
Pyrénées actuelles.
Cependant,
le
mécanisme
cinématique
et
ses
conséquences
structura-sédimentaires
restent
de
nos
jours,
controversés,
malgré
l'abondance
de
données
de
recherches,
si
bien
qu 1aujourd'hui,
les
corrélations
chronologiques
des
évènements
successifs
sont
particulièrement
difficiles
à
établir,
principalement
en
raison
des
superpositions de déformations dues à la collision, à partir de IlEoeène,
des plaques ibérique et européenne.
Nous
savons
aujourd'hui,
que
les
nombreuses
hypothèses
et
modèles établis pour expliquer la structuration du Golfe de Gascogne et
des ses marges,
se recoupent, mais certaines ne sont valables qu1à des
époques
définies
et/ou
dans
les
secteurs
géographiques
limités,
de
}' his toi re géologiq ue.
Notre étude se situe au moment du début d'ouverture du golfe de
Gascogne,
pendant
la création de
la croûte océanique,
dans la partie
Ouest-Atlantique
ct
:lU
moment
de
la
création
des
premiers
sillons
crétacés à emplissage gravitaire de type flysch.
Plus
précisément,
nous
nous
sommes
efforcés
de
déterminer
les
relations entre l'ouverture du golfe et la réponse sédimentaire ; ce qui
nous a amené à un schéma d'évolution forcément limité dans le temps et
pour la zone géographique déterminée.
Nous
avons
reconstitué
les
différentes
séquences
paysages
des
zones étudiées,
puis l'étude a été replacée dans le cadre plus général
d'évolution du domaine aquitano-pyrénéen.
IlL!. 2. Situation géographique et cadre géologique du golfe
Le
g-olfe
de
Gascogne
est
une
indentation
située
entre
la
France et 11Espagne (fig. 78)
L'abondance des données océanographiques actuelles permet de
nos
jours,
une
meilleure
connaissance
des
grands
traîts
morphostructuraux du golfe de Gascogne (fig-. 78 et 79).

172
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Localisation el cadre géologique du Golfe de Gascogne
(ElI:trait de HEL Y
et al. 19B5 )








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fig. 79
Schema morpholol)ique du
GoHe de GascDl)ne
( lxtraît de AOll IOT.1982)

173
La marge sud-armoricaine caractérisée par un large plateau limite le
golfe au Nord et au l\\ord Est.
Les
coupes
Rismostratigraphiques
(fig.
SOA
et
SOB)
interprétatives
permettent
d'observer
l'intensité
des
fractures
normales
à
vergence
océanique
et
la
présence
de
hauts
fonds
au
large
du
platenu
continental.
La marge
Nord-Espagnole
se
réduit
en une
ceinture tectonique
et
orogénique
et
très
accidentée.
elle
est
prolongée
vers
l'Est
par
l'actuelle chaine des Pyrénées.
Le plateau landais est situé dans la zone de confluence orientale des
deux marges précédentes.
La plaine abyssale se situe a environ -
4500 m' de profondeur.
La
physiographie
foit
ressortir
l'irrégularité
du
plancher
marginal
soulignée par l ' abondance :
·
de canyons et de hlocs probablement basculés le long de failles
listriques.
· de volcans sous-marins alignés suivant ln direction EW,
· de fractures orientées NW -
SE interprétées par le PICHON et al
(971)
comme
des
fractures
transverses
de la
dorsale
médio-atlantique
centrale (fig. 81) ;
Les
nombreux
auteurs
ont
utilisé
des
données
tant
magnétiques
(ZIJDERVELD et al,
1971
; STAUFFER et TARLlNG,
1971
; ROCHE et
WESTPHAL,
1971
;
WILLIAMS,
1971
SCHOUTEN
et
al,
1971)
que
structurales et tectoniques
(MONTADERT
et al,
1971
;
Le PICHON
et
al, 1971 ; WINNOCK, 1971
; VANEY et al, 1971
; MONTADERT, 1971 ;
MATTAUER et SECRURET, 1971 ; ZOLNAI,
1971 ; HENRY et al, 1971 ;
CORON
et
GUILLAUME,
1971
;
PETERSCHMITT,
1971
;
EWING
et al,
1971, etc ... ).
Ces différentes études ont utilisé de nombreux concepts
et conCu des modèles d'évolution variés.
IIl.l.3. Concepts d'évolution du golfe
L'évolution
structuro-sédimentaire
du
golfe
fait
appel
à
de
nombreux
concepts
et
mécanismes
dont
la
rotation,
la
translation,
(lage du golfe (création de la lithosphère oceanique) la subsidence
thermique et sédimentaire) le point triple (rift ou transformante ?). la
collision et la subduction et plus récemment la dénudation.
L'énoncé même de ces différents concepts ci-dessus révèle déjà
le côté encore controversé de l'ouverture du golfe de Gascogne.
* Rotation
Cette
notion
maintenant
ancienne
serait
responsable
de
J'écartement de l'Ibérie par rapport à PEurope et donc de l'ouverture du
golfe.
C'est
le
sphéroclasmc
de
CAREY
(1958)
reprenant
ARGAND
(1922) 1
et plus récemment BULLARD (965) MONTARDERT et WINNOCK
(1971), CHOUCKROUNE et al, (1973).

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Profils sismique-rellexion de III
marge armoricaÎne
r ig. 61
Cadre slructural succint du Golfe de Gascogne
localisalion(A) et coupes
interpn!!tatives(B et C)
(modifie!! de NELY. 1965)
( ExLr1lit de (MERY. 1975)

175
L'époque
du
début
de
cette
rotation
est
controversée;
du Trias à la fin du Crétacé (SOU QUET et MEDIA VILLA (1976) entre le
Permo-Trias et le Crétacé inférieur (lVIATTAUER et al,
1971)
; entre le
Trias et le Crét~cé supérieur (ZIJDERVELD et al, 1971) ou entre la fin
du
Jurassique
et
le
Crétacé
supérieur
(LE
PICHON
et
al,
1971)
oU
encore entre le Kimmeridgien et le Paléocène (STAUFFER et al, 1971).
Tous
ces
phénomènes
distensifs
ont
été
rassemblés
en
une phase dite Cimmericnnc (LE PICHON et al, 1971).
11
semble
acquis
qu'il y
ait
2 phases
(C.LUCAS,
1978 ;
CURNELLE
et
al,
1980)
,une
phase
permo-triasique
et
une
phase
Jurassique supérieur - Crétacé inférieur.
La valeur angulaire de cette rotation est aussi
discutée.
Les
données
paléo-mag-nétiques
suggèrent
(MONTADERT
et
WINNOCK,
1971) 30 à 35° en sens anti horaire, alors que les études structurales
(LE PICHON et al, 1971) proposent une vingtaine de degrés toujours en
sens anti-horaire.
* Translation
MATTAUER
(1969)
et
MATTAUER
et
SEGURET
(1971)
ont
proposé en alternative à cette rotation une translation d'environ 400 km,
de l'Ibérie (vers l'ouest) le long d'une faille transcurrentc hercynienne
(figs. 82. 83 et 84).
LE PICHON et al (1971) leur opposent une direction Sud-Est de la
translation d'environ 500 km. le long de la faille nord-pyrénéenne.
CHOUCKROUNE
et MATTAUER
(1971
et fig-.
85)
ont
suggéré
une
zone transformante senestre active entre l'Albîen et le Coniacien pour
donner des lI pull apart basins!!
; bassins en décrochements à forte
subsidence et à flux thermique élevé.
EWING (1971) sug-gère la notion de direction transformante alors que
MONTADERT et WINNOCK
(1971) proposent un effondrement et une
activité de failles de cisaillement à Porigine de l'ouverture du golfe
(figs.
86
et
87)
avant
d'établir
une
chronologie
comparée
des
évènements géologiques entre le golfe et le continent (fig-. 88).
'" Age du plancher océanique
L'existAnce
du
plancher
océanique
est
prouvée
par
sismique réfraction,
sous la plaine abyssale
(BACON.
1969
;
CAMUS.
1971 ; HOWARD, 1979) de même que sa nature basaltique (MONTADERT
et al, 197] ; SIBUET et al, 1971 ; GUENNOC et al, 1971).
Puis
de
nombreuses
études
récentes
(WILLIAMS,
1971
BOILLOT
et
al,
1971,
1972,
1983,
1984
et
1985
;
LE
PICHON
et
al,
1971;
BERGREEN
et
al,
1971
LAUGHTON
et
al,
1972;
de
GRACIANSKI, 1984 ; SICSHLER et al, 1971
; SIBUET et al, 1971 etc .. )
indiquent
que
les
premiers
sédiments
(peu
consolidés)
au
centre
du
golfe sont d'âge crétacé inférieur.
* Subsidence
Durant
les
différents
épisodes
dtexpansion
du
plancher
océanique. la subsidence a été fortement ressentie dans certains bassins
(PARENTIS et ADOUR) de la zone nord-pyrénéenne,
particulièrement à
l'Albo Aptien (W1NNOCK et al, 1973 ; LE PICHON et al 1971 ; HENRY et
al, 1971 ; MONTADERT et WINNOCK, 1971).

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(Extrait de MATTAUER et SEGURET • 1971 )
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du Galle de
Gascoqnc
et des domaines aquîlano-pyd'inéens au C.êlacé in-
férieur ( A ) • au Cénomanien( B ) et au Sénonien ( C ) .
F iq. 83
Allure possible des mouvements dus li la distension
d'Ige
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structuraux du Gulle de
Gascogne d'après
MONIAOt:RT el W1NNQCK, 1971)

178
La
création
des
sîllons
dans
la
zone
pyreneenne
étant
liée à la fois il la subsidence et érosion pour leur creusement, et il la
subsidence
et
sédimentation
pour
leur
remplissage
(FEUILLEE
et
al,
1973).
Les études océanographiques
(BOILLOT
et
al.
1982)
ont
montré
que
les
premiers
sillons
flyschs
seraient
d'âge
Valanginien
?
Hauterivien - Barrémien au niveau de la marge Nord Espagnole.
* Dénudation
Cette
notion
découle
(BOILLOT
et
al,
1985)
de
Pobservation
de
Péridotites
fortement
serpentinisées
(harzburgites)
carotées il la limite des croûtes continentale et océanique de la marge
Ouest Galicienne.
Il
faut
cependant
noter
qu'elles
concernent
un
domaine
atlantique certain.
Considérées
comme
des
lambeaux
d'ophiolites
liées
au
cycle
alpin,
ces
roches
ultrabasiques
ont
également
été
interprêtées
comme étant liées à l'ouverture du golfe de Gascogne durant la période
"rift1! .
La tendance est
de leur rapprocher les
roches basiques
du cortège pyrénéen mais leur contexte est différent.
* Point triple
Les
données
magnétiques
(tracés
des
anomalies
magnétiques
34
et
33)
sur l'actuel Bonnet
Flamand
(M.C.
KENZlE
et
MORGAN, 1971 ; EWING, 1971) suggèrent l'existence d'Un point triple à
cet endroit du golfe au Crétacé.
L'observation des cartes magnétiques isochrones (fig.
89)
dans le golfe, indique que seule l'anomalie 34 pénètre dans le golfe ; ce
qui a fait penser à la notion de rift avorté pour expliquer l'origine des
Pyrénées et par là, l'application de la notion d'aulacogène à cette chaîne
(SOl1QUET et al, 1980).
* Rift avorté
En
1970,
LE
PICHON
renouvelle
Il interprétation
de
WEGNER (1932) et CAREY (1958) et assimile le golfe de Gascogne à un
modèle
réduit
de
la
tectonique
des
plaques.
Par
la
suite
les
interprétations
vont
se
multiplier
en
particulier,
SOUQUET
et
MEDIA VILLA,
1976
;
SOU QUET
et DEBROAS,
1980,
suggèrent
que les
Pyrénées seraient issues d'un rift continental dont 11évolution en marge
con tinen tale aurait avorté.
* Collision subduction
La
formation
des
Pyrénées
actuelles
par
collision
de
PIbéric
ct
de
l'Europe
est
classiquement
admise.
Cependant
le(s)
phénomène(s)
responsable(s)
de
ce
rapprochement
est
encore
con troversé.
Vidée
de
subduction
semble
expliquer
11assymétrie
exprimée dans la morphologie des marges bordières du golfe (SIBUET et
LE PICHON, 1971 ; LE PICHON et al, 1971 ; MONTADERT et al, 1971 ;
BOILLOT et al, 1971, 1972, etc ... )
Mais,
alors
que
BOILLOT
et
al
expliquent
cette
collision
comme une conséquence de la subduction de ln plaque ibérique sous la
plaque
européenne,
MATTAUER
et
al
(971),
SIBUET
et
al
(974)
y
voient une translation au niveau des failles transformantes.

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fig; 88
Chronologie comparée des événements géologiques dans le Golfe de
Gascogne et sur le continenl.
r iq. B'J : Reconstilutiorl de l'Atlantique NUld à l'anomalie .54(85
M.a.
Santonien 5upélieur) d'après K H 15 TO 1 r l R sr N( 197 7) complétée.
On peut voir que ILl plaque ibérîque sc 'luperpose léqèrement à la
plaque CIIIOpéf'IHlC, disposition qui ,lr.courc de l'inlerprélalioll
d'une <Iuumalic .5-4 dans le
Culte de Ga!>cnqne. l e trait hachu'~ donne
la positioll du nord de
la plaque ibérique li. l'anomalie: JJ, moins
de
10
M.a. plus lard d'après le travail de OllVl r el al. (1964).

180
Nous utiliserons comme base de ce travail, les travaux de
LE
PICHON
(données
structurales,
1971)
d'OLIVET
(Anomalies
magnétiques,
1984)
et enfin de BOILLOT
(LEO
103,
1985)
:
ainsi les
mécanismes et modèles d'ouverture du golfe (Failles transformantes Point
triple
et
Dénudation)
sont
exposés
ici,
de
fa con
très
synthétique
(tableaux 13, 14, 15.
111.1.4. Distensions successives. anomalies magnétiques et dénudation
111.1.4.1. Distensions successives
Basées
sur
des
données
structurales.
les
travaux
de
LE PICHON et al (1971) distinguent deux
grandes étapes de distension
(tableaux 13 et 14) du Trias au Crétacé supérieur:
du Trias au Tithonique : la phase cimmérienne affecte les provinces
périphériques du golfe et se solde par une flexuration générale. Du
Tithonique
au
Crétacé
superIeur
;
l'existence
de
directions
transformantes,
couplée
au
début
d'océanisation
dans
le
golfe
au
Crétacé moyen,
ont fait subsider les bassins de Parentis et
Nord
Pyrénéen.
La
réactivation
de
certaines
d'entre
elles
pendant
le
Senonien,
a
provoqué,
selon
ces
auteurs,
de
grandes cassures:
Manche occidentale et bassin de Paris.
Les
mouvements
principaux ont

s'effectuer le long de
la
faille Nord Pyrénéenne avec une limite Sud-Ouest du golfe, matérialisée
par la direction cantabrique.
lII.l.4. 2. Traces d ' anomalies magnétiques
Les travaux d'OLIVET ct 0.1 (1984) sont essentiellement basés
sur des données cinématiques générales de l'Atlantique Nord et Central.
Ces
données
utilisent
divers
paramètres
(TALWANI
et
ELDHDM,
1977
; KR1STDFFERSEN,
1977
; STRIVASTA VA,
1978
; BlJU
DUVAL
et
al,
1977)
et
plus
récemment
OLIVET
et
al
(984)
pour
l'assemblage de l'Amérique du Nord. de l'Ibérie et de l'Europe.
L'un
des
résultats
importants
de
ces
recherches
est
l'interprétation des significations et définitions de nombreuses anomalies
magnétiques (dont certaines sont isochrones) .
... 155 Ma - base Callovien : An. Blackspur
* 140 Ma - Kimmeridgien : An. 22
* 114-112 Ma - Barremien Aptien : An. J
* 85 Ma - Coniacien : An 34
'" 76 Ma - Campanien inférieur : An 33
* 53 Ma - Limite Paléocène - Eocène
An 24
* 37 Ma - Limite Eocène - Oligocène : An 13
Ces
différentes
anomalies
peuvent
être
rassemblées
(tableDu 15) pour délimiter les 3 phases majeures de la structuration du
golfe.
Vanté-rift comporte l'anomalie M 22 et un point triple est signalé au
niveau du Mont Armorique.
le rifting comporte l'anomalie J,
l'expansion du plancher océanique dans le golfe englobe les anomalies
34
et 33 dont seule,
la première
(An 34)
a pu
pénétrer dans le
golfe.

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182
III.l.4.3. La dénudation
Ainsi qu'il a
été
signalé plus haut.
ce concept découle
de
l'observation
faite
par
BDILLOT
et
al
(1985)
de péridotites
fortement
serpentinisées (Harzburgites) à la frontière des croûtes continentale ct
océanique de la marge Ouest-Galicienne.
Bien que les auteurs l'aient rattaché au
rifting du Crétacé
inférieur, il faut cependant considérer cette acception avec réserve car
elle ne concerne et ne prouve seulement que l'ouverture atlantique.
111.1.4.4. Discussion et synthèse structura-sédimentaire
La Tldénudation ll de BOILLOT confirme bien des mouvements
de surrextension maximale durant le Crétacé inférieur ; l'auteur la fait
associer
au
rifting
post
Cimmérien
ayant
fracturé
la
plateforme
carbonatée Jurassique du
Golfe de
Gascogne.
Mais l'éloignement
de la
marge-ouest
galicienne,
et
sa
position
géographique obligent
plutôt
à
rattacher ces données â. l'évolution de l'Atlantique Nord (s. s.) dans ce
secteur.
Toutefois, l'ouverture du
golfe de Gascogne étant également
liée à celle de l'Atlantique Nord,
l'hypothèse des auteurs peut susciter
un certain intérêt.
L'influence des fractures
normales et/ou
transformantes lors
du développement d'une marge est maintenant une chose admise par tous.
De même, l'importance du rôle que jouent les anomalies magnétiques dans
l'évolution d'une marge n'est plus à démontrer.
Ceci étant, les divers travaux brièvement exposés sugg"èrent
des faits indéniables :
la forme "pull n part" des bassins Nord-Pyrénéens est sans doute due
à l'existence de failles et/ou de zones transformantes.
les
remontées
magmatiques
le
long
de
certaines
de
ces
fractures
suggèrent l'origine très profondes de celles-ci,
des
études
d'anomalies
magnétiques
isochrones
ainsi
que
leur
répartition
g'éographique ont permis de localiser un point triple,
de
part et d'autre duquel, les ouvertures Nord et Sud ont pu aboutir à
des marges évoluées vers l'ouest,
tandis que dans le bras oriental.
l'océanisation franche n'a pu être réalisée (fig'. 89).
Dans les fossés l'OU Rillons" où cette océanisation franche n'a
pu être operee, une forte sédimentation gravitaire (flysch) s'est installée
à partir de l'Albien.
En nous permettant de comparer les différentcs étapes de son
évolution
à
celle~
prétablies
par
HAY
(1984),
des
corrélations
intéressantes ont pu être sugg'érées bien que très faibles, et il est même
possible de dresser l'histoire géologique de l'évolution du g"olfe avant sa
fermet ure partielle vers l'Est.
La pérIode anté-rJft a ~ubi de nombreuses phases tectoniques( cadornienne,
varis'll.le, permo-triasique et tithoniquC>. La sédimentation carnbro-tihof1lque"
Cl duré près de 400 .rV\\a, soit 20 fols plus longue que la phase anté-rift de
H/" Y.

183
La phase rift continental (Berriasîen - Aptien inférieur ; 20 Ma)
Les premiers effondrements qui OHt franchement préludé à l'ouverture
du golfe
de Gascogne ont
débuté au Crétacé inférieur et ont duré
près
de 20
Ma
soit
équivalente
à celle
de
HAY
(phase
1)
qui
en
prévoit que 20 Ma comme précédemment.
Le
début
de
l'expansion
du
plancher
océanique
a
duré
tout
l'Albo-Aptien
soit
10
Ma
et
donc
de
moitié
inférieure
aux
20
Ma
préconisés par HAY (19B4) pour une étape éqUIvalente (phase 2).
La
phase
d'expansion
maximale
ou
de
marge
évoluée
s'étale
du
Cénomanien
au
Coniacien
soit
environ
10 Ma.
Cette
phase
a
une
durée de moitié inférieure à celle de HAY (phase 3,20 Ma),
Phase de stabilité (Campanien Paléocène).
Cette période de stabilité
relative qui a vu continuer la sédimentation gravitaire de type flysch,
et à subsidence relativement faible. aura duré presque 32 Ma. et donc
supérieur à la phase 4 de HAY.
Nous
remarquons
dans
ces
comparaisons.
la
très
grande
divergence
des
corrélations
entre
les
différentes
étapes
proposées.
Seules les phases d'expansion maximale de la marg·e sont comparables.
Ces
divergences
proviennent
de
ce
que,
HAY
considère
une
évolution
de
marge
classique
aboutissant
à
une
océanisation
franche.
tandis
que,
comme
nous
l'avons
vu,
l'évolution
globale
du
Golfe de Gascogne a été soumise à des phénomènes parfois temporels et
locaux qui ont d'ailleurs fait sa particularité.
On peut maintenant résumer l'évolution de la sédimentation
du golfe en relation avec les différents stades œévolution structurale.
L'anté-rift
; après la Taphrogenèse permo-triasique,
une
plateforme carbonatée jurassique s'est installée en Aquitaine.
Le
rift
continental
a
vu
le
dépôt
de
sédiments
essentiellement carbonatés mais parfois argileux ou détritiques.
Le
début
d'expansion
du
plancher
océanique
a
vu
la
création des
plate formes
continentales des marges armoricaines et nord
espagnole
avec
une
sédimentation
essentiellement
détritique
issue
de
l'érosion des rebords des grabens nouvellement immergés.
L'expansion
m8ximale
a
vu,
d'abord
le
creusement
de
sillons dans le domaine pyrénéen puis leur emplissage par sédimentation
gravîtaire de type flysch.
L'étape
de
la
sénilité
qui n'intéresse pas vraiment
cette
étude)
a
consisté en
des
manifestations
tectoniques
qui ont
préludé
à
l'orogénèse pyrénéenne et aux dépôts de molasses consécutives à cette
surrection.
111.1.5. Conclusion
Nous
nous
efforçons
d'établir
ICI
une
chronologie
des
différents
évènements
et
d'intégrer
les
différents
concepts
proposées
par les diverses recherches.

184
Il est tout il fait possible que le phénomène de dénudation
du socle liée à une surextension, prélude (ou non ?) il III rotation d!une
plaque par rapport à une autre.
Mais nous savons qu'une rotation ne
peut aboutir que grâce à une zone de faiblesse (fractUl·es normales ou
transformantes) .
Mais lIécartement
et les
jeux
de
transformantes
n'ont-ils
pas joué en même temps pendant une période donnée de II histoire ?
Les
données
actuelles
nous
autorisent
à
admettre
Pexistence d'une mer mésogéenne séparant l'Ibérie et PEurope avant la
rotation et pendant les périodes de taphrogénèse perroa-triasique et les
phases cimméiiennes. L'allure pull-a part de certains bassins obligent à
admettre l'existence de décrochements (dextre ou senestre ?) qui ont pu
accompagner
le
mouvement
général
de
rotation
sinon
celle-ci
serait
impossible.
L'existence au Crétacé moyen (An J) d'un point triple a du
faciliter l'évolution
de rifts
continentaux initiaux
la
suggestion
que
seule l'anomalie 34
(Coniacien)
a
pu pénétrer dans le
golfe alors que
10 Ma plus tard, l'anomalie 33 n'a pu faire autant, oblige à admettre non
l'avortement d'Un rift mais plutôt celle d'une océanisation franche.
Le blocage est-il dû il une hétérog·énéité différentielle des
roches encaissantes ?
Ou bien,
s'est-il heurté a une zone en voie de fermeture
partielle vers llEst, consécutive à l'écartement plus rapide è. l'Ouest?
Par
ailleurs,
l'histoire
g·éologique
du
golfe
indique
que
la rétro-orientation post-santonienne de l'Ibérie qui fermera partiellement
les bassins est consécutive de la cinématique de l'Afrique et de l'Eurasie
(PATRIAT et al, 1982).
Partant
de
ces
différentes
analyses,
il
nous
apparaît
anormal de considérer que lc rifting a avorté dans le golfe. Ce rifting a
bien eu lieu et s'est bien développé. L'Ouest du Golfe a bien acquis la
configuration d'une marg·e océanique classique.
On
retiendra
plutôt
que
c'est
l'océanisation
du
domaine
pyrénéo-aquitain
et
seulement
l'océanisation
franche
avec
création
du
plancher océanique qui n'a pas eu lieu,
11 faut retenir enfin que la forme actuelle du golfe dérive
essentiellement de l'histoire structurale, guidée par une zonc de faiblesse
en relation avec des fractures profondes, suivies de rotation.
Ces
divers
mouvements
ont
abouti
il
un
amincissement
crustal (et dénudation) puis à une expansion océanique plus franche à
l'Ouest.
Ce
cas
de
figure
parait
comparable
flU
Trias
alpin
en
vole
d'océanisation (G.DUEE, Corn. personnelle).
Dans les chapitres qui vont suivre, nous avons essayé, à
partir d'études locales de ,coupes de terrain (fig. 90A), à différents sites
de
lH
zone
nord
pyréneenne,
puis
axiale,
d'intégrer
les
différents
résultats à l'évolution géodynamique plus générale du golfe.

185
1II.2. ETUDE DES PELITES ANOXIQUES DE L'ALBlEN SUPERIEUR DE
MONTORY
111.2. 1. Données générales
La
ville
de
MONTORY
(fig.90B).
feuille
de
Tardets
Sophorolls XIV-46 est située au Sud de l' horizontale Tardets-Aramits et
entourée a l'Ouest et au Sud par les villes de Laguinge - Restoue et
Haux.
La
reglon
est
baignée
par
des
gaves
coulant
dans
quatre
vallées; à l'Ouest. le Saison. la plus importante; à l'Est. le Vert de
Barlanès ct le Vert d'Arette et
au Nord par le ruisseau de Joss.
La
première
esquisse
géologique
date
de
P. W.
STUART
MENTEATH
(1900)
;
depuis,
de nombreuses études de recherches en
particulier parmi les plus récentes (J.P.PARlS,
1964
; P.SOUQUET et
al. ,1972 ; SOUQUET et BOIRIE, 1976 ; J.DELFAUD, 1984 ; G.FIXAR1, 1984)
y ont été entreprises.
La
géomorphologie
de
la
zone
d 'étude
se
caractérise
par
3 types de paysages :
- au Nord, on observe des collines,
- au Centre, une grande dépression verdoyante et
- au sud une zone montagneuse.
Ces trois traits morphologiques (fig. 90B) correspondent une
triple zonation géologique (SOU QUET et al., 1972).
Les collines au Nord correspondent au pays des flyschs du
Crétacé
supérieur
et
aussi
la
partie
méridionale
de
la
zone
sous-pyrénéenne, affectée par des accidents triasiques et du diapirisme
infracrétacé du Keuper argileux.
La
dépression
centrale
correspond
au
bassin
de
Tardets,
domaine
nord-pyrénéen.
qu'occupent
les
marnes
albiennes
(qu'on
étudiera
dans
le
présent
chapitre)
et
accidenté
par
des
chaînons
à
ossature calcaire du Crétacé et du Jurassique.
La
région
montagneuse
méridionale
correspond
à
la
haute
chaîne primaire, représentée ici par les massifs hercyniens basques.
La coupe fait
partie intégrante de la formation de Tardets
qui
est
l'équivalent
lithostratigraphique
de
celle
de
Mendibelza
(SOU QUET et al., 1972).
Elle
est
également
localisée
au
sein
de
la
première
mégaséquence
(Ml)
qui commence la sédimentation
gravitaire
(fig. 91)
déposée sur le talus (SOUQUET et al .• 1982).
Des
essais
de
biozonation
de
la
formation
ont
été
antérieurement
effectués
(in
G. FIXARl ,
1984)
en
particulier
pour
Pintervalle Aptien supérieur Cénomanien.
Elles ont été en gros adoptées pour la présente étude.

186
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du Golle de Gascoqne.

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r ig. 91
Lilhoslratigraphie
5uccînte de
la
région de Iro()NfOl1Y

189
De facon très locale, la figure 92 indique la lithostratigraphie
synthétique des environs de MONTORY.
111.2.2. Sédimentologie de la coupe de MONTORY
L'étude de la coupe de Montory exécutée dans les I1Pelites
anoxiques
de Montory!!.
a
pour but
de préciser la sédimentologie de
celles-ci ainsi que de leurs intercalations calcaires sous forme soit de
g'alets et blocs soit des bancs avant l'arrivée franche des turbidites.
Il
s'agit
également
d'en
noter
les
caractéristiques
lithologiques
et
prétrographiques
et
aussi
biostrutigraphiques
locales.
Une étude synthétique finale permettra, li partir de l'étude des éléments
remaniés dans ces mud-flows de dresser une séquence paysage.
Le
log
lithologique
de
la
figure
93
est
une
synthèse
de
plusieurs coupes élémentaires effectuées de part et d'autre de la ville
de Montory.
Les descriptions macroscopiques ont essentiellement porté sur
la
description
des structures
sédimentaires,
sur
la
morphométrie
des
galets, la stratonomie des bancs et lentilles calcaires et/ ou gréseuses.
Ces descriptions nous ont permis de reconnaître (planches 1
figure 1 à 3), plusieurs unités lithologiques.
Part
endroits.
ces
mudflows
très
redressés
apparaissent
rognoneux et/ou très écrasés.
Fortement
bioturbées,
elles
contiennent
également
des
éléments
charbonneux,
ainsi
que
de
nombreuses
surfaces
durcies
rappelant de véritables hard-grounds.
L.
pyrite
se
présente
soit
en
cristaux
dans
les
microdiaclases, soit en imprégnationf-i diffuf-ies et! ou amas parsemés.
L'observation de microstructure dans le mudflow a été rendue
difficile li cause de l'altération (en surface). Seules quelques séquences
aléatoires
de
STOW
(1982).
en
particulier
dans
les
hémipélagites
au
contact de certains bancs calcaréo-gréseux ont été reconnues.
11 sl agit des alternances d'intervalles silto-pélitiques T3 -
T4.
Notons que certains passages silteux sont entièrement remplies de
pyrite
pour
donner
des
lentilles
millimétriques.
La
compaction
différentielle du mudflow laisse apparaître de grandes dalles métriques
et consolidées.
Celles-ci peuvent bien être des intraclastes de grande
taille.
Les éléments lithologiques analysés peuvent être décrits de la
facon suivante de bas en haut de la coupe.
Les débris flows
bréchiques
(planche 1 -
Photos l,
lA et
2B)) sont observés à la base de la coupe avant la ville de MONTORY.

Sédimcnlologie
Variatiuns
lithuloqiques
earactér ist iques
,~
J
,.
Z
"
Zone
à
abolldarlts
terriers
X
""
Zone à
turbidites
lines
distinctes
nombreuses
Zone
fortement
compaetée
Zone li dalles
de
reer istall ÎSat ion
lone
lor temelll
C'3rburée
70ne à débrls-flows
ig. 9'
Log lilhologique synLhétique de la coupe de MONTORY

191
Les débris flaws bréchiques (planche 1 - Photos 1, lA et 2B»
Ront
observés à la base de la coupe avant la ville de MONTORY.
Ils se caractérisent par la grossièreté de leurs éléments constitutifs
et
!'abondilnce
des
bioclastes
d'origine
péri-récifale
(corallienne).
Certains
blocs
sont
métriques
mais
peuvent
descendre
jusqu'au
Cm.
Deux types pétro~raphiques sont définis; les galets à structure interne
indentifiable
de
par
la
présence
de
microstructure
franche,
qu'on
différencie des galets mous (ou de synéresis) ; la taille de ces derniers
varie également du centimètre au mètre (planche 2. photo 10). Ce sont
en
fait
des
mass-flaws
indurés
fortement
bioclastiques
(Polypiers,
Mollusques) .
Après
la ville de Montory.
les mudflow
deviennent
très carburés
(anoxiques) (planche l, photos 3, 4 et 5) puis intensément investis de
lentilles calcitiques parfois fortement tectonisés (planche 2, photos 6. 7
et 8).
On
a
distingué
deux
types
de
buncs
calcaires
généralement
chenalisés (planche 3, photo 11)
: les bancs à structures de turbidite
classique de Bouma et les bancs sans structure interne notable.
Us sont tous deux imprégnés d'abondantes veinules calcitiques.
Dans les bancs où la structure turbiditique a été reconnue, ce sont
les séquences Tab/c qui dominent avec une plus grande prépondérance
des termes a.
Leur répartition est quelconque dans le mudflow
; si bien qu'il a
été
difficile
de
préciser
l'arrivée
des
premières
turbidites.
On
se
souviendra que les turbidites de la base (Di 120) présentent les mêmes
caractéristiques lithologiques et pétro graphiques que les débris-flows
bioclastiques du sommet (Di 171).
Notons
enfin
que
ces
bancs
peuvent
apparaître
parfois
associés
(planche 3. photo 11). La forte bioturbation qui a affecté les mudflows
est signalée par l'abondance de terriers
(planche 3, photo 13) dont le
diamètre peut atteindre 6 à 15 cm.
Vanalyse
sythétique
des
différents
éléments
qu'on
vient
d'étudier
permet de conclure que
1
-
Les
pélites
anoxiques
à
spicules
de
l'Albien
des
environs
de
MONTORY,
sont
du
point
de
vue
lithologique,
un
faciès
monotone
assimilabe à un mudflow.
2 -
Les éléments
débris
flows
grossiers
observés
sont
probablement
d'origine corallienne à cause de leur contenu bioclastique (abondance de
polypiers) .
3 -
Les structures turbiditiques franches sont parsemées tout au long
de la première moitié de la coupe, avant d'être plus condensées vers le
sommet (planche 3, photo 14).
4
Des
périodes
d'activités
tectonique
compressive
<feuilletage,
compactîon
diffirentielle)
puis
distensive
(lentilles
calcitiques
de
remplissage) ont affecté les mudflows ainsi que leurs intercalations.

192
1l1.2.3. Pétrographie sedimentilire
J'ai
synthétisé
cette
étude
dans
le
tableau
16
suivant.
l'ensemble des différents critères de caractérisation de milieu de dépôt
ainsi définis (évaluation du niveau d'énergie d'après DUNHAM,
1962
;
fréquence et
nature des lithoclastes
; effet de compaction.
diagénèse
etc .. ) a été pris en compte: de plus l'observation des plaques minces l:l
permis d'une part
de dessiner les zones présentant des particularités
diagénétiques
et
d'autre
part
de
faire
des
photos
d'ensemble
des
microfaciès cllI"llctéristiques de ln planche 4 .
• Eléments non carbonatés
Les
éléments
détritiques
non
carbonatés
sont
dominés
par les
grains
de
quartz,
ln
pyrite
et
plus
rarement
des
qunrzites,
des
feldspaths et des micas.
- Le quartz se présente soit sous formes purement détrique,
soit issu
(l'une diagénèse (qui transforme l'opale en calcedoine puis en quartz).
Dans le premier cas, les grains sont généralement très fins ( <
80 u) à fins dans les mudflows et plus grossiers (600 u) dans certaines
calcarénites et quartzarénites. Ils sont alors subanguleux à anguleux et
trè5 rarement arrondis.
- Les
feldspaths
sont
rares.
Ils
ne
s'observent
que
dans
un
petit
nombre
d'échantillons
en
particulier
dans
les
calcarénites

ils
apparaissent comme extraclastes parfois en état d'altération.
- La pyrite se présente sous deux aspects bien distinct5.
1. Cristaux individualisés fin5 et éparses dans la plaque mince,
2. Imprégnation dans les fractures ouvertes (microdiaclases) ou dans
les stylolites.
Les
éléments
carbonatés
sont
essentiellement
composés
de
bioc1astes parfois très abondants et des lithoclastes.
L'analyse de détail des différentes plaques minces a permis de
dégager cinq microfaciès dont les caractéristiques sont les suivantes
:
(notons que cette étude concerne tant les galets,
que les niveaux de
bancs individualisés)
11 Mudstone à spicules
Ce faciès est généralement représenté par les niveaux calcaires peu
indurés sans structure interne notable ou des hémipélagites (Di 185
planche 4) dans lesquelles on observe parfois d'intenses fracturations
matérialîsées par l'abondance de veinules à remplîssage de calcite ou
des passages de détritique grossier (figure 94).
Autour du géode laissé par des bioturbations, les terriers présentent
des structures particulières issues de transformations diagénétiques
successives (planch~ 4, photo 1).

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16
5ynlhl:~e de pétroqraphie sédimentaire de la coupe de MJNTORY

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195
Certains niveaux
(Di
157)
présentent des stylolithes à remplissage
d'argile,
tandis que d'autre
(Di 168,
figure 95)
suivante, on observe
des recristaJisations différentielles (ou golct) avec des limites floues.
Les
figures
96A
et
96B
ci-dessous
indiquent
d'autres
états
de
recristallisation
(20A)
et
le
comportement
du
mudflow
au
contact
d'intraclast ou de bioclaste (96B) d'origine corallienne.
De
petits
cristaux
automorphes
de
néogènése
(Di
160)
et
des
spéhrolites de calcites à deux temps de formation ; 1- recristallisation
au
bord
de
l'éponte
;
2-
remplissag-e
final,
ainsi
que
des
figures
géopétales ont pu être observées.
- Mudstone à gros débris d'Hexacoralliaires
Représenté par de nombreux échantillons, ce microfaciès est dominé
par des bioclastes calcaires où dominent les débris d'héxacoralliares et
de rares quartz grossier (planche 4. photos 3 et 4).
Ils sont représentés par les faciès de débris flow
(Dj 122 à 126).
mais également de roches à séquences élémentoircs parfois très nettes
(Di 139) ou de galets.
Certaines lames présentent des faciès très grossiers (fig. 97, Di 171)
avec des auréoles d'altération ou de silicification extérieure de débris de
Rudistes et/ou de la calcite maclée.
D'autres
présentent
deux
g-énérations
de
matrice
calcaréo-argileux
(Di 125 bis fig.
98)
;
une
matrice Ml
gris clair dans les log-es des
hexacoralliaires
et
et
une
matrice
M2
gris-noir et
apparemment
plus
riche en matière organique et qui contient l'essentiel des bioclastes et
lithocalsi.es du débris flow.
Nous suggérons deux hypothèses
- l\\U et M2 sont contemporaines et la différence de couleur pourrait
être due aux influences du milieu de dépôt; Ml est abrité par les loges
et conserve sa couleur originale ; M2 exposée au milieu de dépôt peut
s'imprégner
de
matière
organique
et
prendre
la
couleur
gris-noir
(fig. 98A).
- \\VIl
est plus ancienne que M2 et les caractères acquis pourraient
être purement caractéristiques des milieux originels de dépôts ; Ml en
milieu + oxygène
(9BB)
et M2
milieu confiné
;
le confinement de M2
n'ayanepu affecter le Ml protégée.
Remarquons que la matrice M2 apparaît parfois de façon lenticulaire
(fig. 99. Di 120).
Dans certains niveaux purement bréchiques de nombreux lithoclastes
ont pu être identifiées (quartzite. calcite maclée. etc ... ) et la matrice
noire
à
matière
organique
abondante
contient
des
Foraminifères
planctoniques compléternent epigenisés en pyrite.

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P~aQue d'[chinoderme
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Débris d'Algue
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fiq.l00
SiticifiC3linn d'un lhalle algairc

100
- Quartzarénite ct bioclastique :
Se disting'ue du faciès précédent par une plus forte proportion de
quartz détritique dans la roche 00/20 %). Peu de bancs présentent ce
faciès plutôt rare dans la coupe (planche 4. photo 5).
Quand elles sont définies, les séquences Tab de Bouma y sont plus
nettement
visibles et
identifiables
et
en
particulier les
séquences
Ta
sont
plus
g'rossières.
les
éléments
sont
anguleux
et
d'origine
probablement
volcanique.
Quand ils
sont
fossilères,
les Mélobésiées y
sont prépondérantes.
- Packstonc à Mélobéslées
Sont
réprésentées
tant
par
les
galets
que
par
des
bancs
individualisés (Di 128, Di 189 etc ... ).
Très
recristallisés,
ces faciès
comportent
ég'alement
de
très
nombreuses
veinules
calcitiques et
des
stylolithes
(Di
135)
to.ndis que dans d'autres,
abondent les spicules,
les Algues et la matière organique (Di 120).
- Packstonc-Wackstone à spicules et à algues
Ce
faciès
est
rare
et
représenté
que
par
un
banc
turbiditique
(Di 162). Il est fossilifère et certains débris d'Algues (Dasycladacées ?)
y
ont
subi
des
phénomènes
de
silicification
selon
le
schéma
de
la
figure 100.
* Diagénèse
Il nIa pas été facile de distinguer dans les ni veaux analysés,
les
différentes phases diagénétiques de la transformation de la roche et qui
est relativement dominée par la silicification.
Nous savons que celle-ci est d'autant plus intense que le milieu de
dépôt contient une forte teneur en silice.
Dans les échantillons.
analysés,
seuls les quartz de néoformation
témoignent
de
l'flboutissement
ultime
de
cette
transformation
diagénétique.
Cette silicification atteint rarement les bioclastes (fig .100) mais le
plus souvent constitue la phflse finale des remplissage de géodes laissés
soit
par
des
fractures
ouvertes
(fig.
97,
Di
162)
soit
par
des
bioturbations (Planche 4, photo 1).
On notera cependant
de
rares
imprégnations
de
calcédoine
dans
certains niveaux de mudstone.
IlI.2.4. Bioclasts observés
La planche 5
décJ'it
les divers
restes
d'org-anismes observés
tant que leur identification avait été possible.
Nous
avon~ obsel'vé que d'une façon
générale,
la flore
est
parfois abondante et essentiellement composée d'algues Mélobésü?e~ et de
rares Solénoporacées tandis que la faune est dominée par l'abondance de
débris d'Hexacoralliaires généralement coloniaux, de c~ùsisponges et des
radioles d'oursins.

Quartz automorphe détritique
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caLcite mocrocristaLLine
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Quartz automorphe issue dl! La
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calcite
calcédoine
Quartz.

202
On y note une proportion relativement faible de Gastéropodes
de
Rudistes.
de
Brachiopodes,
de
Bryozoaires.
d'Ostracodes
et
de
TextuJariidae ; la faune planctonique y est très rare.
Seules quelques
Hedbergelles complètement épigénisées en pyrite ont été observées.
Nous avons pu reconnaître (planche 5).
Algues : Mélobésiées :
Paraphyllum primaevum LEMOINE et
Archaeolithothamnium rude
Solenoporacée
Solenopora sp
Faune
: Bryozoaire cyclostome branchu
: Hexacoralliaire (polypier) colonial
Ces
divers
débris
présentent
certaines
caractéristiques,
en
particulier les
faunes
fossiles
certains débris de Gastéropodes sont
généralement des moules internes parfois entièrement pyritisés.
Les spicules d'Eponges sont de nature gênéralement calcitiques
ce sont: donc des calcisponges et particulièrement des triaxones.
* REMARQUES
On notera que le contenu bioclastique est pratiquement semblable
dans les bancs et les galets calcaires et + gréseux, à part la variabilité
de leur proportion dans chacun des échantillons.
L1absence ou la
faible
représentativité de Foraminifères la teinte
générale
sombre
du
mudflow
parfois
fortement
carburé,
ainsi
que
la
relative
abondance
d'imprégnation
de
pyrite
ou
de
matière org:anique
dans la matrice,
pourrait obliger a penser à une euxinité relativement
forte du milieu de dépôt,
ce qui aurait par ailleurs rendu difficile le
développement dtorganismes.
* Energie de dépôt
Du double point de vue sédimentologique et paléontologique, nous
pensons que le remplissage du bassin de Tardets-Lanne qui a déposé
les mudflows noirs à spicules, aux alentours de Montory, a dû se faire
en
période
relativement
calme
et
sporadiquement
perturbée
par
des
arrivées de dépôts ptlrfois grossiers.
En considérant les éléments remtlniés, on dira que 11accumulation de
blocs à la base de la pente continentale et les bancs turbiditiques Tab.,
avec des séquences a prédomintultes. indiquent une énergie relativement
moyenne.
Par contre.
les pélites qui contiennent parfois des passages
de
lits
silteux
parallèles
indiquent
une
décantation

arrivent
sporadiquement de dépôts très fins, déposés par des courants de faible
vitesse.

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avec les m'l5sih hercyniens basques(ici. Igounl;e). le5 chaînons
calCilife~ bl!arnais et l'accident triasique de JOaS

204
Ill. 2.5. Conclusion et paléogéographie
On s'appuiera sur les données suivantes
les marnes noires à spicules des
environs
des Montory comportent
des intercalations de calcaire d'origine probablement péri-récifales de
par leur contenu bioclastique essentiellement dominé par les polypiers
coloniaux (Hexacoralliaires) et les algues Mélobésiées.
la taille et la nature des intercalations (blocs de débris flows,
galets
ou
bancs
uvee
ou
sans
structure
interne
notable)
généralement
monotones dans cette coupe.
Certaines
de
ces
intercalations
sont
parfois
plissées et
les
plaques minces indiquent d1importants phénomènes de recristallisation et
des figures imputables à la compaction intense (stylolitisation) et à des
fracturation.s
ouvertes
(microdiaclases
à
remplissage
de
calcite)
et
d'autres états de consolidiation (différentielle) du mudflow.
Ces observations permettent de penser que le milieu
de dépôt
serm.t situé au moins sur un talus externe (fig. 102).
L'origine péri-récifale des bioclastes
et
des
autres
éléments
remames
est
mise
en
évidence
par
la
relative
abondance
de
débris
d!Hexacoralbiaires et de Mélobésiées tant dans les galets que dans les
intercalations carbonatées.
Par
ailleurs,
la
lithostratigraphie
générale
du
tableau
4
indique que ces marnes sont en continuité stratigraphique avec celles de
Haux
et
sont
surmontées
par
des
arrivages
fortement
détritiques
de
brèches et conglomérats d'Ayduc.
Nous
pensons
qu'à.
l'orée
de
cette
arrlvee
grossièrement
détritique, les passages de débris-flow grossiers à de rares arrivages
turbiditiques, ne représentent que des prémisses de cette arrivée dans
un bassin originellement calme et
qui,
(suite il la formation
du fossé
Nord-Pyrénéen)
va
se
combler
à
partir
du
Vraconien,
de
dépôts
gravitoires de type flysch.
111.3. ETUDE DES POUDINGUES ALBO-CENOMANIENS DE MENDIBELZA
111.3.1. Données générales
Introduction
Les
Poudingues
de
Mendihelza
désignent
la
couverture
mésozoique
composée
de
conglomérats,
grès
et
pélites
d'âge
Albien,
recouvrant
les massifs
hecyniens basques
d'Igounze et de Mendibelza
dans les Pyrénées occidenhùes (fig. 103).
L'évolution
structuro-sédimentaire
de
cette
fornHlt:ion
a
foit
l!objet de très nombreuse& études antérieures.
L'une de:'; plus récentes
date
P.
SOUQUET
et
al.
(19BS).
A
la
suite
de
ces
études,
ma
contribution prend cn compte les études de sédimentologie des débris et
de pétrographie sédimentaire des éléments remaniés.

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206
* Historique
L'historique des travaux jusqu'à BOIRIE (1981) a été dressé par
ce dernier
qui la divise en deux
parties
que
nous
résumons
comme
suit
-
Avant 1940,
les conglomérats ont d'abord été décrits sur les
massifs d'Igounze
et
de
Mcndibelza
par PAbbé
PALASSOU
(1784)
et
J. De CHARPENTIER (1823).
Les premières tentatives d'attribution stratigraphique datent de
H.MAGNAN
(1872)
puis
P.W.
STUART,
MENTEATH
(1891)
;
et
plus
tard E.FOURNIER
(1905).
Les premières observations structurales des
auteurs précédents ont été reprises par L.CAREZ (1910), L.BERTRAND
(1911), P. VIENNOT (1927). Ces travaux ayant abouti à considérer ces
Poudingues comme une nappe sédimentaire.
-
Après 1940.
les
premières
contributions
efficaces
datent
de
M. CASTERAS
(1943)
et de P. LAMARE (1945). Depuis, de nombreuses
études ont fait suite soit pour les préciser. soit pour proposer d'autres
modèles
d 1évolution
structuro-sédimentaire.
On
citera
parmi
les
nombreux auteurs : G. VIERS (1956, 1960). M. CASTERAS (1964,
1967),
JP.PARIS
(1964),
R.DELOFFRE
(1965),
M.FREY,
M.CASTERAS
et
P.SOUQUET
(1966),
puis
P.SOUQUET
(1967),
J.DELFAUD
(1969),
JM.MERLE (1974), J.BOUROULLEC et R.DELOFFRE (1976), P.SOUQUET
(1975,
1977)
et
plus
récemment
JM.BOlRIE
(1981),
P.SOUQUET
ct
JM.BOlRlE (1982), G.F1XAR1 (1984) ct P.SOUQUET et al. (1985) .
• Cadre géographique de l'étude
Les
Poudingues
de
MENDlBELZA
affleurent
dans
le
tronçon
basco-béarnais des
Pyrénées
Atlantiques,
à proximité de la frontière
franco-espagnole (fig. 103).
La topographie est dominée par des reliefs il. façades abruptes
et d 1altitude culminant entre 1000 et 1600 m. Les torrents creusent dans
les Poudingues de profondeR vallées.
Le couvent végétal est dense et rend malaisées les observations
d'affleurements.
Les Landes à
fougères.
les chênes,
les châtaigniers,
les hêtres et les sapins composent l'essentiel de L.'1 végétation.
* Cadre géologique
Les différentes études antérieures citées plus haut ont permis
aux auteurs d'étnblîr l'évolution structuro-sédimentaire des Poudingues
de MENDlBELZA, et d'intégrer les données dans un contexte plus global
à l'échelle de Iv chaîne des Pyrénées et à celle de J'évolution du golfe
de Gascogne.
On
retiendra
que
cette
formation
fait
partie
du
gTOUpC
du
"flysch noir" (SOUQUET et al.
1985) qui regroupe,
les Poudingues de
MENDIBELZA (objet de ln présente étude), la formation de Tardets et la
formation de DUlLHAC (fig. 104) selon les mêmes auteurs, ce groupe de
flysch noir Rerait la première série à turbidite du cycle alpin dans les
Pyrénées
et
représenterait
des
faciès
synorogéniques
de
bassin
en
décrochement sur la frontière des plaques ibérique et européenne,
à
l'Albien moyen- Cénomanien inf~rieur (fig. 105).
Les Pouding'ue!:> dc MENDlBELZA recouvrent en discordance, le
socle
paléozoique
ct
Je
revêtement
permo-tria!:lique
des
deux
massifs
(fig. 106 et 107).

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fi<,j. 108
Carle de répartition des membres de la formation de MendÎbelza "d'aprlu BaiJÎe
(1981) el flltOri(T984) (voil IOC'llillsation Og. 107)
1. Br~che5 d'ithullaburu. 2. Schistes de laurhibilir. 3. Poudlnques d'Haraska
4. Schistes de St sauveur. 5.Poudingues d'Arthiliburu. 6. Schistes de III Nive
7. Schistes du Saisoll. 8. Poudingues de LaUDu. 9. Schistes de la Protouline
10. PQudÎngues de BigofTe.
A. Bâti ancien des massirs. B. ""ésozoique
antt'!-fl'lsCh. C. Terrai:s postérieurs au 11ysI:'h noir.
alEST
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CÔ~( ....( ~ll,lh lA !
I~ "
pour illustrer tes milieux de dépôt
Mud;'lc dûue sous-marin pro)lÎmal propo5é
fig.109;
des. poudinl]ues de
Po4endibella.

210
Les matériaux qui composent ces lurbidites seraient immatures et
déposés
dans
un
milieu
d 1nbord
réducteur
puis
devenant
progressivement ouvert à l'océan.
* Lilhostratigraphie
Les
Pouding'ues
de
MENDIBELZA
sont
définis
depuis
LAMARE
(1945) comme une formation conglomératique, pélitiquc ct grcseuse albo-
cénomanienne
recouvrant
directement
le
bâti
primaire
des
massifs
d'Ig'ounze et de Mendibelza.
La lilhostratigraphie
fi
été précisée et maintenant
bien
connue
(fig.
108)
depuis les récents travaux
de P.SOUQUET
ct
al.
(1972).
JM. BOIRIE
(1981).
SOUQUET
et
BOIRIE
(1982).
G. FIXARI
(1984)
et
enfin SOUQUET et al. (1985).
Sur
le
massif
de
Mendibelza
deux
mégaséquences
stratocroissantes (négatives) .
Les faciès définis caractériseraient des mécanismes de transport
essentiellement
par
gravité
mais
aussi
par
traction
et
par
traction-
décantantion.
Leur
association
(fig.
108)
se
rapporte
à
des
systèmes
turbiditiques de très forte granulométrie de type pieds d'escarpement
rocheux (lgounze) et de type Canyon cône (Mendibelza) édifié sur une
marge (ibérique) instable (fig. 109).
De plus. ces Poudingues seraient accumulés suivant un biseau de
comblement sous-marin,
sur la pente nord-ibérique entre la plate forme
Sud et le sUlon Nord Pyrénéen.
On sait aujourd 1hui que ces dépôts sont liés il la formation des
fossés intraplaques et à une tectonique active contemporaine du début
d'ouverture du Golfe de Gascogne.
L1épaisseur
cumulée
de
ces
Poudingues
sur
le
massif
de
Mendibelza avoisine un millier de mètres. C'est une couverture plisée à
structure ample.
111.3.2. Sédimentologie et reconstitution de la marge Nord-Ibérique à
l'A1bien
Les
difficultés
d'obscrvation
dl affleurements
(souvent
vég'étal
très dense) mlont contraint à ne lever au détail que les coupes situées
le long de la D 18 allant de MENDIVE aux chalets d 11RATY (fig. 103).
Des levers très rapides ont été effectués sur des affleurements
de
socle
(Grauwackes
du Dévonien
de
Pichulia)
puis
â ln base tres
altérée de schistes noirs
(de Lauribar ?).
Seules quelques indications
de pétrographie ont pu être faites de ces affleurements de socle dont
certains éléments ont été emballés dans les Poudingues de MENDIBELZA
(ss) •
Affleurement de socle
Les
grauwHckes
du
Dévonien
des
environs
de
Pichulia
(fig. 111)
se
présentent
en
un
empilement
de
bancs
décimétriques
à
rarement
centimétri.que.
Ce
sont
en
g'énéral
des
grès
décalcifiés
à
structures
internes
dominées
par
les
intervalles
Ta/b.
La
bafic
des
bancs est généralement très ondulée.

211
z
z
,.
o
~
o
,•••
o
<
o"

o
<
,

207
- - - -
NORD
,
(
'O.'" ••

.
o,
' 0
o
.' . . ...,
~.
rig.104
Réparlitiofl du groupe du Uysch noir
cl localisation
de la formation de M[NOIBELZA
(EKtrait d~ SO UQUE T et al 1985)
" • .•
, "
-'
, • , , • ,
OUlL.....C
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,
,
,
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,
•,

l
,
" ,
• •
fig_
lOS
lithostratig, .. phi9 légionalc du qlnupe du flysch noir
(l "trait de SOUaUl 1 cl al, 198'.»

208
.
, , " '
.-\\..
~,
L .
L
. ,
L
fig. 106
COUp" schématique à t
montrant les rel t'
ravcrs le massif de M(NDIBELZA
h
il
IOns. cntre 1e r
ri
ercynien.sujvanl un biseau d
~ pou illgues et leur substratum
tUfbidil;~uc( l"t .
<a.t de
c
comblement
flOIRl"-,
1'J8,))
on 1ap ou uplap
. - - = - - - -
---,-_..:".

,8
I.EGE"'Oe
r
de f'jOIRlf
cl al
19f1'
ig 107
C<lrle qéolnqiquc simplifiée (1 ,L
'1


m
dO"~.
ra!
0 ' lee pal rDRTAN1.
cl
~l, 19lJ'.»

212
De très abondantes diaclases à remplissage de quartz affectent
les bancs.
La
pétrographie
de
quelques
éléments
analysés
indiquent
une
composition minéralogique monotone dominée par du quartz (60 à 95 %)
dont la taille moyenne oscille autour de 200
Il.
Les grains de quartz
sont
anguleux
à
subanguleux.
Ils
sont
accrus
et
présentent
des
contacts en mosnique, indiquant un phénomène de pression-dissolution.
Le ciment est parfois ferrugineux
(planche 8,
photo 1) ou alors
plus ou moins carbonaté (Ech. Di 198 et Di 197).
On
y
note
également
une
relative
abondance
de
minéraux
phylliteux
néoformés,
très
peu
de
pyrite,
des
stylolites
et
des
Feldspaths altérés.
*' Affleurement de schistes noirs (de Lauribar ?)
Ce sont des schistes noirs monotones situés le long de la RD 18
à 300 m au sud de Pichulia (fig.103).
Ces
schistes sont
compactées,
ils
comportent
par endroits
des
rognons
de
grès
décalcifiés,
de
calcaires
noirs
et
de
rares lentilles
gréseuses chénalisées, au plus épais de 2 cm.
Vers le sommet de ces schistes. les fines intercalations gréseuses
deviennent de plus en plus nombreuses. Ce sont des microbrèches dont
l'épaisseur dépasse rarement 5 cm.
La pétrographie des intercalations
gréseuses n'a fourni
aucune
indication intéressante du fait de leur forte altération.
111.3.2.1. Sédimentologie des Poudingues de Mendibelza Levers 1,2 et 3
Située sur la même RD 18 allant aux chalets d IIraty,
cette
coupe se divise en 2 levers (l et 2) (fig. 110).
Le lever 1 commence dans une masse monotone de Poudingues
à abondante matrice argileuse à brêches parfois gTossière (de Pordre du
mètre) (planche 6, photo 1).
L'épaisseur
de
cette
masse
conglomératique
est
estimée
à
60 m.
Au
sommet
de
cette
masse,
on
observe
un
niveau
conglomératique
à éléments divers
(calcaires,
jurassiques ct crétacés,
grès et schistes paléo2oiques,
planche
6,
photo 2).
Ce niveau a été
assimilé
à
la
base
de
la
partie
supérieure
plus
saine
(schistes
de
St Sauveur ?).
A
part
le
sommet
fortement
influencée
par
la
tectonique
plicative. la base de la coupe a été levée à pélite échelle (fig.lll).
Elle se divise en deux parties
1. Ln base comporte une alternance strato et gTanocroissante
de brèches et de pélites nnoxiques.
2.
Un
sommet
où arrivent
des
éléments
très
grossiers
('t
fortement anguleux.
Nous avons décrit les
différentes unités lithologiques
dont
certaines sont représentées par les planches 6 et 7.

213
---r
SLQU~Ncrs
~
" 1
DI ',CIU!'llllN
1111\\01 n(;llJlJl
0
~
~
,
~
----....
~
i~
~
Masse conglomératique hectométrique(?)
il Iîmiles floues
la taille des éléments remaniés peul atteindre le
mètre par endroits. Ces éléments sont
généralement trl!s anguleux.
-
-
- h.,.!--,--I
Alternance de brèches centimétriques à
métriques et polygéniques et de péliles
anoxiques schisteuses.
la stralocroissance'.esl globalement négative
vers le haut.
- - - - - - - - ' "
fig_
I I I
Coupe des pOlldinrJlles de M~flditJerLa: synthèse sédimclllologique
ou lev':r
l
indiquant Ulle double LOllation, ct essai d'allil!yse
séquentielrc(slralnllomi" et \\jraIIUclôl5semenL)

114
Les
brèches
à
matrice
non
consolidées
~omportent
des
éléments
de
fort
calibre
(parfois
métrique).
Cette
matrice
est
essentiellement
composée
de
sables.
de
graviers
et
plus
rarement
d'argiles.
Les galets y sont mal classés et suns orientation particulière.
Les pélites anoxiques sont de couleur très sombre et parfois
finement feuilletées. Elles sont sableuses et comportent par endroits des
intercalations
centimétriques
de
microbrèchcs
g-ranoclassées
dans
l'ensemble.
Les rnicrobrèches polyg'éniques sont de petits bancs
(cm à
dm)
à
gTanoclassement généralement positif.
Elles sont soit calcaires,
soit gréseuses. Les intervalles de Bouma qu'on y observe sont dominées
par les termes Tal/b et Ta/bic. Elles sont presque toutes chenalisées, à
base ravinante et à sommet parfois ondulé.
Le Lever nO 3 (fig. 110) est comparable au premier, mais les
brèches polygéniques comportent des éléments encore plus grossiers ct
plus anguleux.
C'est dans ce lever que les pétites noires parfois altérées en
surface (planche 7).
Ces
pétites
s'intercalent
de
microbrèches
de
plus en
plus
gréseux et comportent de nombreux blocs de calcaires jurassiques;
La planche 7 montre les différentes vues du lever nO 3 et on
y note, llinfluence de la tectonique plicative et/ou du slump (d'origine
gravitaire) .
On
remarque
que
certains
endroits
présentent
(pl. 7,
photo 12)
de
figures
sédimentaires
comparables
au
"load
casts".
La
figure
112
indique
la synthèse
sédimentologique
du
lever 3.
Celle-ci
indique les grandes variations lithostratigraphiques observées.
* Pétrologie des galets et blocs observés
On
a
observé
des
grès
paléozoiqucs,
des
calcaires
jurassiques et des calcaires crétacés.
La
tOOlle
des
grès
paléozoiques
varie
du
cm
au
m,
généralement très altérée, leur patine apparaît ocre, mais quand ils sont
sains. ils sont de couleur variable, verdâtre, g'ris-noir, etc ...
-
Les calcaires jurassiques sont de couleur sombre et sont
fortement
diaclasés.
Ils
sont
parfois
de
fort
calibre
(>
80
cm)
pal'
endroits. Ils sont anguleux et leur taille augmente vcrs le sommet de la
coupe. Certains d'entre eux (pl. 6, photo 4) contiennent des rostres de
Belemnites.
- Les blocs de calcaires (subrécifaux ?) albicns contiennent
à la fois dcs éléments de socle permo-triasique ainsi que eeux de la
plateforme crétacée. Cette observation (pl. 6, photo 3) bicn que locale,
suggère une première phase de resédimentation des galets jurassiques
llvnnt
leur
précipitation
définitive
au
sein
des
Poudingues
de
Mendibelza.
Ces
blocs
de
calcaires
crétacés
apparaissent
par
endroit
monumentaux. Un esslli d'analyse séquentielle essentiellement basée sur
11 évolution strlltonomique a été proposé (fig. 112).

215

-
.,
~
,
c
5WtENClcS

,
,
DescrÎptiUlllit.hologique
<
<
Matrice
plus
011 lTltlins
cOllsolidée.
Jlldr\\'idualisalilll]
apparente
de
h.èrhes
à éliîrnellts grëseux dominards.
Alternance
plus
011 moins
léqulièle
de mic:robrèchus
ct
de
pél iLes
illlO)(iQues
a line!; intercalaI ions gléseu,;;es.
Zone
abondar.ls
blues
(par lui .. métrique50)
de
calcaires
jurassiques_
lOlle A abondants
niveaux
de
péliles
anoxiques
(pi'IIfoisJ
altélées
en
surface et
plésenlanl
lin
impact
plus
important
de
la
tectonique
pticative"!l,
ig.112
Coupe des poudingues de
Mcndibelza: synthèse sédimenlologique
du lever j

et essai d'analyse séquentielle montrant une
stralocllli5~ance qênérale vers le haul.

216
Elle
montre
que
]\\évolution
stratonomique
est
globalement
croissante (négative) vers le haut.
A l'échelle de l'hydrodynamisme dans le lever nO 2. au moins
37 séquences de premier ordre ont pu être définies, puis elles ont été
rassemblées en 3 séquences de 2ème ordre. La séquence de 3e ordre de
cette fig'ure est globalement strato et granocroissante ; et rappelle que
l'analyse séquentiel1e du lever nO 3 indique des séquences du 1er et du
2e
ordre
sont
positives.
Ces
dernières
définissent
une
zonation
qui
marque une séquence de base négative (et une séquence au sommet,
positive (et incomplète fig. 112).
111.3.2.2. Pétrographie sédimentaire
Nous avons rassemblé les résultats suivants les différentes
variétés pétrologiques des galets et blocs remaniés.
- Grès Permo-triasique (?) (pl. 8)
- Calcaires et/ou dolomie jurassique (pl. 9)
- Calcaires subrécifaux du crétacé moyen (pl. ID, 11 et 12)
Microfaciès gréseux (pL 8)
Divers types ont pu être différenciés
1 - Les grès guartzites à plus de 80 % de grains de quartz b
ciment silicifié au fmt de l'accroîssement de ces groins, leur contour se
présente en mosaïque, leur tnille peut varier de 200 è. 1400 llm.
2 - Les grès micacés è. matrice parfois argileuse relativement
abondants dans le lever nO 2. Ces micas sont la biotite et la chlorite.
3 - Les grès à ciment ferruqineux, la ferruginbsation affecte
soi t
les
stylolites,
soit
la
matrice
meme.
Elle
peut
parfois
affecter
cert9ins débris (indet ?). La taille des grains de quartz s'étale de 150 à
300 u.
4
-
Les
grès
à
ciment
caleaire,
parfois
microsparitique,
parfois les grains de quartz baignent dans une matrice micritique,
]a
taBle des grains de quartz varie de 200 è. 400 p.
5
Les
microbrèches
polygénigues
(pl.
8,
photo
5)
contiennent des élements divers (radiolaritcs,
silex, quartzite,
calcaire
mudstone,
feldspaths
(orthoses),
ampliboles.
On
observe
parfois
des
injections (hydrodynamique ou bioturbntion ?) de grains de quartz dans
une
matrice
mieritique
donnant
l'aspect
d'un
kink-band
(planche
8,
photo 6).
Les microfaciès calcaires ((igs. 113 et 114)
Nous avons distingue les calcaires jurassiques et les calcaires
crétacés.
Les microfaciès de calcaires
urassi ues. Certains d'entre eux
sont représentes par la planche
Nous avons reconnu des calcaires rubanés (Sinémurien), des
calcaires Ostracodes (Hettangien - Lias inférieur) (planche 9, photo 3),
des calcaires è. Belemnites (du Toarcien),
des calcaires è. Encrines et
des cataires + dolomitiques et
des calcaires bruns à Radiolaires et à
traces de végétaux ?) (planche 10, photos 5 et 6).

217
1 1 1
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1
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!
1
1
l ,
-!
fil).11}
C nllpc des pnudlnyues de
Mendibel7a: synthèse pélruyr<lphique
du IC\\fcr 2. Seuls les éléments carbonatés ont
été représentés.

21R
-1---1-1-+-1
. --H-'H --1+I-+-I,+H--H-
. ,
-,.--
-- ... --+,
1
1
--~
. - -1--0--+
1
l,
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_..J.
/J-, -.
·~I-
- -10;>-
l ' .
- -If
~.-
.
1
l~ -
1
-H--I~·~- - -H-+-1~I-
,
. I-I-+.j.
-P-
I .
,
r
-1---
1
i
1
i
Coupe des popudingucs de M~lldibcl(<.L: ~ylhèse pélroyraphiquc
du lever
J.
Seuls les éléments carbonatés Dnt été rr:prés",nlés.

219
Ln matrice de ces différents types de calcaire est rnicritiqut"
parfois
recristallisées
en
spal'ite
ou
microsparite.
Ils
comportent
également deR plages silicifiées. On y observe de nombreuses stylolites
et certains contiennent des phyllites de néoformation ou des injections
ou chenaux d'~I'osion quartzeux (pl. 9. photo 5).
MicrofRciès de calcaires périrécifaux
Nous les avons divises en deux groupes
* Microfaciès de calcaires crétacés à nbondants débris
d'algues
Mélobésiées
(pl.
Il).
Ce
sont
des
Wackstones-Packstones
algaires
contennnt
plus
de
40
% de
débris
de
Melobésiées,
soit
encroûtantes
(Lithophyllum ou Archeolithothamnium sp)
soit redressées
Agordhiellopsis) .
Certains débris de ces algues sont silicifiées.
La matrice de
ces biomicrites contient parfois une proportion
relativement importante
de quartz détritique, lui donnant parfois un aspect bréchique.
Nous
avons
également
observé
les
biomicrites
à
débris
d'Hexacoralliaires,
de
Rudistes
et
de
Mollusques
(gastéropodes,
lamellibranches pl. 10 à 12).
Dans
la
planche
10,
les
photos
1
à
4
indiquent
des
microfaciès
de
wackstone-packstone
quartzeuse
à
gros
débris
de
Rudistes
perforés.
On
y note également
des
figures
géopétales.
Les
perforations semblent indiquer une lithification du sédiment originel ou
les phénomènes
de
dissolution
karstigue.
à l'origine des remplissage
micritiques de géodes semblent indiquer une émersion.
Parmi les nombreux débris de bioclastes de la planche 12, on
signalera. la fréquence des Gastéropodes et de Polypiers dont certains
sont partiellement silicifiés.
Quelques
Foraminifères
(Hensonina,
lenticularis,
HENSON)
peuvent être également observés.
Les
différentes
descriptions
de
microfaciès
amènent
à
conclure que :
Les
Poudingues
calcaires
crétacés
de
la
RD
18
sont
d'origine plateforme interne très peu profonde.
Dans
ce
milieu
de
dépôt
originellement
calme.
arrivent
sporadiquement des passées détritiques issues dtérosion du socle;
ce
qui
donne
parfois
à
ces
wackstones-packstones
(algaires
ou
à
mollusque). un aspect bréchique.
Compte
tenu
de
l'abondance
d'algues
rouges
tant
encroûtant es
que
redressées
(Mélobésiées),
il est
possible
d'imaginer
une profondeur de dépôt originel de 60 m tout au plus.
Discussion
La photo 5 de la planche B représente un bloc chnotique de
calcaires
crétacés
ayant
emballé
tant
des
éléments
Paléozoïques
que
Jurassiques.
Nous somme amenés a Imaginer que les Poudingues syn à
anté-jurassiques de Mendibelza ont dût subir au moins deux phases de
resédimentation
1 -
La premièl'e phase correspondrait
à une érosion de la
plateforme carbonatée jurassique qui dépose les
galets dans une boue
mi critique (périrécifale ?) de plateforme,

110
.....- . . •• ...., , . _..... ",,,,-,,, do< . , . _ ,... 10-'-"1_•
•,'"1_.<0, ~ .. plo'e_r".._ U._l!.e • ~I\\_
,
,
--
!

;
,
!,

,
[J . . . .,
j

w

riq.11')
Esquisse 5chémalîque d'un bloc-diagramme de la marqe nord ibérique
pendanl le dépol des poudingues de
Mendîbclza.
Da"s celle reconsUlulion, nous estimons que 5ur la plale lormec: .. rlJonalée
crétacée, une période de sédimenlalion de galet5 calcaires jUlassiques{?) R
pu p"~céo1er 1.. llilgmentalion des relHllds de ceUe plate lorme.
Celle eslim8Lion vÎellt de l'observation. dan ... le lever Z, d'un emballage
de Ca/coiles plob .. blern..,111 juras.siques. dalls une
malliee de WilcksLone bio-
clastique d\\1 CUH:H:ê. Discutioll voil (t')(tc.

221
2 - La deuxième phase correspondrait b. la fragmentation de
la
plnteforme
crétacée
qui
a
déposé
les
Poudingues
(actuels)
de
Mendibelza.
On notera par ailleurs que ce phénomène est à petite échelle
comparable
à
la texture
des
microbrèchcs
polygéniques.
Il nlest
pas
encore aisé de conclure du fnit de JI isolement du bloc observé. On voit
seulement que dans Pun et l'autre des cas, les différen(;cs du contenu
bioclastiqucs. peuvent bien dépendre du lieu exact de la sédimentation
sur la plate-forme originelle.
111.3.2.3. Bioc1asts observés
Comme indiqué (op. cit.), l'essentiel de la faune est dominé
par
les
Béxacoralliaires
et
les
Mollusques
(Gastéropodes,
LammellibrBnches). les Foraminifères y sont peu fréquents.
Nous lwons reconnu (pl. 13)
- des Globotruncanidae : Rotalipora sp
- des Involutinidae
: Hensonina lenticularis, HENSON
- des Orbitolinidae
: Palorbitolina lenticularls
- des débris de Polypiers (Hexacoralliaires)
- des débris d'algues (Archaeolithothamnium rude,
Argadhiellopsis) à thalles encroûtants, ramifiês ou redressés.
lII.3 .2.4. Conclusion et esquisse de séquence paysage (fig. 115)
* Sédimentologie : les études de sédimentologie complétées par
des
essais
d'analyse
séquentielle
(stratonomie)
indique
une
stratocroissance
générale
négative
de
chaque
séquence
de
3e
ordre
(lever 1 et
2)
confirmant
ainsi
les
données
anciennes.
Les
éléments
remaniés sont parfois de g-rande taille (plurimétrique)
et caractérisent
un faible transport.
L'insuffisance des données de morphométrie et de l'orientation
des galets. n!autorise pas une séquence paysage rigoureuse.
Celle que
nous proposons i.ndique l'éventualité
d'une
resédimentation polyphasée
des galets syn et anté jurassiques au niveau de la marge Nord ibérique.
III.4. ETUDE DU FLYSCH VRACüNIEN-TURüNIEN DU BOIS DU BAGER
111.4.1. Données générales
5 coupes de terrain ont été exécutées dans les bois du Bager
(fig. 116).
La première (nO 1) est située sur la RN 618, à environ 2 km
au NW d'ARUDY.
Elle
a
été
exécutée
dans
des
petites
feuilletées
à
g·alets
hétérométriques de calcaires gris noirs, parfois pyriteux.

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La
deuxième
nO II a été exécutée au sommet de ces pélites
anoxiques au niveau de centrale EDF d'Arudy.
La troisième (nO III) est située à environ 600 m de la premlere
sur lu même RN soit à 2,6 km du NW d'ARUDY. La sédimentation y est
de
type flysch
gréso à marno-calcaire d'âge Vraconnien à Cénomanien
inferieur.
La quatrième coupe (nO IV) est située dans le lit et sur la rive
droite du gave d'OLORON BU niveau de la Centrale électrique EDF. Elle
a
été
exécutée
dans
les
fl.ysclls
de
la limite
Cenomanien
supérieur-
Turonien et essentiellement marno-calcaire il rareS passag·es gréseux.
La cinquième coupe
(nO
V)
concerne une faible puissance de
flysch d'âge Turonien,
métamorphisé au contact d'un
gisement éruptif
de teschenite aux environs de BUZY-BUZIET.
La
région
est
baignée
(par le
biais
de
la
plaine
d'Herrère
(NW). par le gave d'Oloron s'écoulant en direction W.
La
géomorphologie
se
caractérise
dans
la
région
étudiée
(fig. 117) par trois zonations s'étalant du Nord 3U Sud
Au
Nord
et
au
NE,
des
collines
de
flysch
du
Crétacé
supérieur.
Au
Centre,
la
plaine
d'HERRERE
à
moraines
glaciaires
emplissant le synclinorium d'ARUDY.
Au
Sud.
des
chnînons
à ossature
calcaire
jurassico-crétacé
inférieur.
Ces
trois
zonations
géomorphologiques
corespondent
à
trois
secteurs géologiques différents :
le pays du flysch du Crétacé superIeur au Nord, correspond
à la partie méridionale de la Zone Sous-Pyrénéenne (fig. 117).
- la dépression centrale correspond il la zone Nord Pyréneenne
séparée
de
la
précédente
par
les
traces
du
chevauchement
frontal
Nord-Pyrénéen qui slennoie vers le NE,
- la partie sud correspond à la partie septentrionale de la zone
Nord pyrénéenne occupée ici par les chaînons calcaires béarnnis.
L'histoire
g"éologique
des
dépôts
fl
fait
l'objet
de
certaines
recherches
(CASTERAS
et
al.
1970
DELOFFRE
et
BOURROULEC,
1976).
On sait mnintcnant
(ch.
Il.1)
qu'après la frag'rncntation
de la
plate
forme
carbonatée
aquitaine
à.
la
fin
du
Jurassique.
l'évolution
tectono-sédimentaire pendant
la phase dite
"anté
cénomanienne"
a
vu
l'installation
dtune
mer
aptienne
et
son
retrait
à
l'Albien
moyen;
période au bout de laquelle l'ouverture du Golfe de Gascogne à indult la
transgression cénomanienne.

115
A l'ouverture du Golfe et du sillon pyrénéen succède alors le
remplissage des différents bassins ou
fossés
créés par une puissante
sédimentation flysch jusqu'aux premières manifestations de la tectonique
pyréneenne à l'Eocène moyen.
D'une façon très c<mdensée, la fig.
lle indique la lithostra-
tigraphie
d'ensemble
de
la
zone
ώtude
tandis
que
la
fig. 119
en
indique une coupe
géologique synthétique SW-NE.
Cette coupe permet
d'observer le
double
déversement
des
formations
étudiées
d'une part
vers
le
Nord,
ElU
dessus
de
l'occidental
frontal
Nord-Pyrénéen
et
d'autre part
un chevauchement
(vers le S.SW)
des chaînons calcaires
béarnais.
Les pointements triasiques liés (ct/ou associés) à des venues
basaltiques
ophitiques
sont
également
observables
en
liaison
avec
un
volcanisme basaltique trifaciologique
(Picrite.
Teschenite et Spilite)
et
qui
sont
des
gisements issus d'épanchements
volcaniques
sous marins
(DELOFFRE, 1965 : DELOFFRE et BOUROULLEC, 1976).
llI.4.2. Etude de la coupe N° 1
111.4.2.1. Sédimentologie
Cette coupe a été exécutée dans les marnes noires à spicules
de l' Albien.
Drune épaisseur d'environ 50 m, cette masse apparaît parfois
sous forme de bancs centimétriques à pluricentimétriques dont la base
est générnlement ondulée de même que le sommet.
La schistosité observée est vraisemblablement induite par le
métamorphisme
(?)
de
contact
généré
par
les venues
de
spUite.
En
outre,
ces
masses
sont
imprégnées
de
géodes
de
décalcification
(de
diamètre
intérieur
variant
du
1/2
cm
à
40 cm)
de
galets
cnlcaires.
Lorsqurils
n 10nt
pas
été
dissous.
ces
galets
apparaissent
parfois
nettement (planche 14. photo 1).
Le dôme de roche volcanique
(spilite)
mesure environ 25 m
de
circonférence.
Les
photos
de
la
planche
4
(photos
2.
3
et
4)
indiquent
}laspect
cn
1I1aves
en
coussins
ou
pillow
lavas Il
de
cet
épanchement
volcanique.
On
observe
dans
la
strucure
générale
du
dôme. un granoclassement positif des laves caractérisant ainsi les étapes
successives de refroidissement.
On observe que les laves sont traversées par des fractures
ouvertes à remplissage de calcite comme l'indiquent les photos de cette
planchc.
Nous
pensons
quc
la
dissolution
des
éléments
carbonatés
pourrait être due à une abondance de silice dans le milieu au moment ou
postérieurement au dépôt de ces marnes.
Cette
abondance
pourrait
être
imputable
à
l'épanchement
volcanique de spilite qui li postérieurement métamorphisé ces marnes.

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Fig. 119
Coupe gé(]logique interprétative du bois du Bager.
Seule1 les couches des élages N6-S à C6 ont été représentées.
1 km
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Flysch du Campanien
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Marnes schisteuses à spicuLes de Z~Zbien (C]) et caLcaipes subpéci!aux à Toucasia et marnes de Ste Suzanne
rN6-.5 )
:.:- -
5

118
I11.4.2.2. Pétrographie sédimentaire
Un échantillon age serré tant dans les marnes, que les galets
calcaires et le gisement éruptif a été réalisé.
Les
différentes
figurations
des
microfaciès
de
certains
échantillons sont consignés dans la planche 15.
Les plaques minces exécutées dans ces marnes schisteuses
présentent des microfaciès quasiment monotones et comparables et qui se
composent essentiellement de mudstones argileux à abondantes spicules
ctlEponges et généralement altérées (planche 15. photo 5 et 6).
Les
rare6
fossiles
mal
conservés
comportent
de
rares
Hedbergellcs
?
(planche
15.
photo
5)
altérées
et
des
débris
de
Gastéropodes et de Lamellibranches.
Seul, un des galets de microsporite faiblement bioclastiquc 8
fourni des restes de Mélobésiées. D'autres
galets
microcristallins sont
entièrement
pyritisés
ou
apparaissent
comme
des
g'alets
mous
(planche 15. photo 6).
Les
microfaciès
des
laves
se
présentent
sous
forme
de
sphérolites de calcite. Les amygdales de nature ca1citique sont de taille
variable (planche 15) parfois altérées (planche 15, photo 2 et 3) et à
recristallisation parfois centripète (planche 15. photo 4).
La matrice carbonatée contient de très abondants bâtonnets
de calcite et la partie interne. Des sphérolites est parfois ferruginisée.
111.4.2.3. Bioclastcs observés
Les seuls bioclastes observés dans les plaques minces sont
des restes d'Algues (Mélobésiées) remaniés dans ces marnes schisteuses
au sein d !un galet calcaire.
Les microfaciès apparaissent très altérés et leur contact avec
les spilites éruptives a dû être responsable de la mauvaise conservation
des
Foraminifères
qui
apparaissent
ici
malheureusement
qu'à
l'état
fantômatique ou altércs (planche 15. photo 5).
Nous savons que ces marnes sont surmontées par le flysch
marno-g-réseux
du
Vraeonien-Cénomanien inférieur.
On
pense
qu'elles
sont datées au moins de l'Albien supérieur sans plus.
111.4.3. Etude de la coupe nO II de la station EDF-ARUDY
Une
coupe
d'une
ving-taine
de
mètres
H
été
exécutée
en
contrebas
de
la
centrale
électrique
d'Arudy
(fig.
116).
Elle
vise
à
compléter les informations sur les séries anoxiques du bois du Bager.
111.4.3. 1. Sédimentologie
Les
difficultés
dlaccès
à
la
totalité
de
l'affleurement
nia
permis
que
l'étude
sédimentologique
détaillée
de
la
partie inférieure
(fig'. 120).
La
coupe
commence
dans
un
dépôt
de
type
mass
flo\\\\'
à
éléments de pillows (de spilite). que surmontent d'abondantes turbidites
de Stow d'environ 2 m d'épaisseur.

129
MORA 1NE
/
COUVERT
1'111 ~'). FLOW
SERIE A TURBIDITES
+ ou - REG~LIERES
_.
,
"-
CHENAUX EPAIS ET TRES EROSIFS
"-
GAVE D'OLORON
TURBIDITES
"-
DE STOW ABONDANTES
1
, .
,
~
/ menv.
- v
MASS FLOW A ELEMENTS DE PILlOWS
Fig.
120
Coupe schém<'tique de la série anoki4ue du bai" du 8uger.
( Seule la base il rail l'objel d'un lever sédirncnlologique. le reste de la coupe
(l'étant pas .IIcce5~ible)

230
Ces 2 niveaux sont surmontés de chenaux éP:lis et érosifs de
1,5 m
de
puissance.
Au
dessus
de
ces
chenaux
sIest
déposée
une
épaisse nccumulation turbiditique dtune vin gaine de mètres (inaccessibles
en entier) elle même surmontée d'une répétition de la séquence initiale,
mais à éléments moins grossiers (cm à décimétriques).
Les
planches
16
et
17
indiquent
les
prises
de
vue
de
}'affleurement
ainsi
que
certains
détnils
d'observation
de
microstructures en particulier les intervalles T3-T4
de Stow dans les
Hemipélagites, planche 17. photos 2. 3 4 et 5.
Une vue plus rapprochée de la partie inférieure de la coupe
(fig. 121A,
122)
indique
au
dessus
de
l'énorme
masse
péIitique
à
turbidites de Stow, des chenaux divaguants surmontês par des courants
de remaniements (planche 17, photo 1).
Dans
les
pélites
anoxiques
qui surmontent
ce niveau.
des
érosions
internes
parfois
intenses
laissent
apparaître
des
chenaux
résiduels.
Un
autre
chenal
granoelassé
et
à
intraclasts
anoxiques
surmonte cette masse pélitique. Une turbidite relativement fine s'installe
ensuite au dessous d'une autre masse pélitique,
Un
détail
de
lever
de
la
partie
tout
à
fait
inférieure
(fig.12l) montre que 11essentiel des composants du massflow est composé
d'éléments volcaniques clastiques dispersés au sommet et plus ou moins
jointifs à la base. Cette disposition des éléments volcaniques clastiques
indique qu'on passe de la zone aval (éléments jointifs) à une zone + en
amont (éléments dispersés).
Un essai de reconstitution de la marge dans le bois du Bager
sera proposé il la fin de 11étude des différentes coupes du secteur.
Vobservation de détail des hémipélagites à turbidites de Stow
indiquent une alternance quasi régulière de niveaux fins (cm à mm) de
silt et de mudstone.
Au
dessus
du
massflow
de la
figure
121,
ces
mudflow
il
turbidites de stow contiennent des passages de turbidites classiques de
BOUMA (fig. 122).
Cette figure permet de distinguer de nombreuse:" séquences
unitaires (hydrodynamiques) qu10n peut représenter par des flèches et
qui sont d'inégale puissance).
On estimera que les figures 121 et 122
correspondent à une séquence de 2e ordre. strato et granodécroissante
vers le haut,
En conclusion, la coupe nO II EDF ARUDY,
a été exécutée
dans unc série anoxique dans laquelle arrivent d'abord des éléments du
volcanisme
spilitique
sous
marins 1
jointifs
en
aval
et
plus
ou
moins
dispersés
en
dircctiona
mont.
Avant
le
dépôt
des
turbidites
+
régulières, une masse énorme de pétites se déposc ct inclue parfois des
chenaux résidue~s issus d'une forte éronsion des pdites.
Dans l'essai de
reconstitution
dc la
mllrgc
de la
fig',
123,
nous avons estimé que :
- le long d'une zone de faille profonde (FNP) de~ émissions
volcaniques sous-marines de spilite ont déposé dans un premier temps,
des brèches dp front sur lu pente ;

p,'llt(·<, dnoxlqIJt')
131
silts ,~ ldillinatlons
paralleics
Turbidites de Slow
Turbluite chenalisée
silts ~ laminations
parallèles
Turbidite
Turbidites de Slow
Si lts
Turbdites de Stow
Turbidl te
Turbidi te
intraclasts anoxiques
pélites anoxiques
rares Turbidites de Slow
l mètre
Mass fl ow à
éléments volca~iques
clastiques
dispersés
Mass Flow à
éléments
R.
Bourrouilh, 1987
"OlC<'lnlqUe;J~~~~~
cl"stiques ...
Jointifs
1c'r1e -1\\111
,li".
i; 11 ',\\"1
ld~S
Fig4 121 : Description o;édimentologique de la base de cDupe nO Il du bois du Rager.

132
Turbidite
Chenal. avec granoclassement
et intraclasts anoxi~ues
pélites anoxiques
turbidit'iques
Erosion
interne
Chenal
résiduel
Courants
Chena 1
remaniements
divaguant
Turbidites de Stow
Silts ~ laminations
parallèles.
TUrbidites de Stow
Turbidites. de Stow
Chena1 rt'.s idue1
Turbidites de Stow
Turbidites. de Stow
Turbidites de Stow
fig. 122
Descriplion sédimentologique du som Illet de 18 coupe n D III du bois du BaIJIH.

233
NORD
\\UO
FAILLE
niveau de la mer
PLATEAU
CONTINENTAL
TURB 10 1TES +
----:~-
SERIE ANOXIQUE
EMISSIONS SOUS-
MARINES OE LAVES
CONTROLEES PAR LE
RESEAU DE FRACTURAT10I
ASS FLOWS A ELEMENTS
DE PILLOWS
Fig. 123: Essai de reconstitution de la marge au niveau du bois du Bager.au
moment du dépôt des pelltes anoxiques albiennes à éléments de pillows-Iavas.

134
- puis une reprise gravitaire de ces éléments a précipité ces
brèches sur la base de pente où se dépose également au cours d'une
subsidence thermique une série anoxique à passages de turbidites. Ces
dépôts de type massflow. staccumuleront par gravité ct les séquences de
2e ordre qui en découlent sont généralement plus ou moins strato et
grano décroissantes vers le haut.
On s'aperçoit que le remplissage du fossé
se fait de façon
centrifuge. L'étude très locale ne permet pas de préciser les limites des
cônes installés en base de pente.
111.4.3.2. Pétrographie sédimentaire
L1analysc
de
quelques
plaques
minces
éxécutées
dans
les
chenaux indiquent une dominance de microbrèches gréseuses à quartz
très anguleux et à abondantes inclusions anoxiques et d'amas pyriteux.
Ces
mîcrobrèches
contiennent
également
des
micas,
des
feldspaths,
des
quartzites,
des
silex,
des
intraclasts
de
mudstone
contenant
des
Algues
r.,'lélobésiées
ces
mudstones
sont
souvent
ferruginises.
Dans les termes plus fins de ces chenaux, les wackstones et
packstones
sont
finement
quartzeuses
et
contiennent
de
petits
foraminifères
benthiques
(Textularidae,
Miliolidae)
des
débris
de
Bryozoaires. de Rudis tes et d 'Orbitolinidae.
Les
wackstones-packstones
à
spicules
de
calcisponges
et
abondantes
imprégnations
anoxiques.
On
notera
qu'aucun
débris
de
pillow n'a été rencontrè dans les chenaux.
llI.4.~. Conclusions
Les analyses de sédimentologie de
terrain,
couplées à celles
des
plaques minces
pour la pétrographie sédimentaire,
permettent de
conclure que dans la coupe de la Grange RN 618 :
- les marnes noires (pelites anoxiques schisteuses) à galets de
calcaires crétacés, présentent de nombreuses géodes de décalcification.
Cette décalcification est probablement d'origine météorique.
-
ces galets sont roulés et indiquent
un
transport,
qui fait
penser à leur origine relativement lointaine.
- les pétites sont des dépôts de décantation cttun bassin avec
une
énergie
généralement
faible.
Leur
compaction,
leur
schjstosité
(issue
du
métamorphisme
?)
sont
manifestement
générés
par
la
tectonique postérieure au dépôt.
- La forme très anguleuse tant des éléments de spilites que du
quartz érodé du
socle paléozoïque indique une origine très proximale
des éléments remaniés dans les massflows de la coupe na Il.
Par
ailleurs
le
fait
qu'aucun
chenal
n'ait
présenté
un
rer:lUniement
d'éléments
de
spilite
marquerait-il
l'antériorité
de
ces
chenaux
(improbable)
ou
plus
simplement
l'écoulement
syndépôt
de
chenaux ?
Nous savons mointenant que }' Albien superIeur u un caractère
regressif ; il succède à la transgression de l'Aptien supérieur qui
a
découlé de l'ouverture du Golfe de Gascogne.

235
Le cadre géologique de ces pelites
anoxiques
à spicules et
l'ambiance sédimentaire qui ont préside au dépôt de celles-ci appellent
un certain nombre d'observations.
La relative forte épaisseur de ces pélites, avoisinan t parfois le millier
de metres.
La couleur tres sombre (flysch noir) de cette série sédimentaire.
La schistosité vraisemblablement induite par le métamorphisme?
Ltabsence de galets œoriginc récifnle dans cette coupe.
La
dissolution
des
galets
ct
la
prepondérance
des
géodes
de
décalcification aux alentours du dôme volcanique, dans les marnes.
Ces
différentes
observations
obligent
à
émettre
des
hypothèses :
1/ La
forte
puissance
de
ces
pétites
pourrait
être
imputable
à
l'approfondissement
très
rapide
du
fossé
cet
approfondissement
étant lié à unc subsidence thermique très importante à cette étape
d'évolution des grabens initiaux.
ZI La couleur noire est probablement liée à la ceinture climatique ; en
effet,
l'observation de la fig.16
(chap.1.I)
indique qu'une période
d'anoxie a régné à cette époque au niveau de l'Europe méridionale.
Cette période d'anoxie couplée à des difficultés d'oxygénation
franche du "graben étroit" et à la subsidence thermique, a dû faire
cuire la matière organique.
31 La
schistosité
induite
dans
ccs
marnes
peut
avoir
une
double
signification
;
a)
elle
est
issue
d'un
métamorphisme régional
(cas
généralement
observé)
mais la
température
et
la
pression
dans
le
fossé étaient-elles suffisamment élevées à cette époque 1
b)
Le métamorphisme est très local et serait généré plutôt par les
venues volcaniques spilitiques. le long de pentes continentales.
41 L'absence
quasi
totale
de
gnlets
d'origine
récifale
qui
pourtant
devraient être prépondérants comme dans le cas de MONTORY oblige
à admettre leur dissolution
comme
probablement
provoquée
par
les
facteurs météoriques (quaternaires 1)
; par ailleurs. ces épandages
volcaniques ont pu être d'ailleurs responsables (peut être en partie)
de
J'indentation
du
haut
fond
fossile
(NS)
sur
lequel
repose
actuellement la ville de MONTORY.
En effet, nous savons que pendant les épandages volcaniques
à l'origine des pillow lavas,
ces écoulements peuvent affecter et les
formations
de
la
pente,
et
les
hauts
fonds
isolant
les
bassins
marginaux en regard externe de ces pentes.
111.4.4. Etude de la coupe N° III N 618
Les coupes exécutées dans les flyschs ont été levées à très
grandc échelle (du cm)
afin d'observer si cela est possible et décrire
les turbidites de Bouma et de Stow.

136
Leur association et leur fréquence au sein de chaque coupe.
ont
permis
de
traduire
les
données
obtenues
en
termes
d'analyse
séquentielle, et d'établir à la fin,
la paléogéographie et les séquences
paysages que nous avons précisées par des données de la pétrographie
sédimentaire ct de la rnicropaléontologic des échantillons récoltés.
111.4.4.1. Sédirnentologic
La coupe de la planche 14 photo 5 est puissante d'environ
50 m.
Elle présente deux zonations caractéristiques
(fig. 124) :
-
une partie inférieure altérée et argileuse brun rougeâtre
dans laquelle J'échantillonnage a été parsemé.
- une partie supérieure plus sombre dans laquelle l'essentiel
des échantillons récoltés pour l'étude pétrographique a été concentré.
Vétude
a
porté
sur
les
caractéristiques
sédimentologiques
des
bancs
élémentaires
levés
à
grande
échelle
0/10)
puis
de
leur
association et la variation des structures de ces bancs (fig. 124).
* Etude des séquences élémentaires de EOUMA
Un inventaire complet des séquences élementaires de EOUMA
a été réalisé sur cette coupe. On en dénombre 157 d'inégale puissance
dont 15 niveaux chenalisés {tabl. 17).
Ce
tableau
donne
lcs
fréquences
des
bancs
analysés
en
fonction
de leur classe
stratonomique définie
ainsi que le
nombre de
chenaux observés.
BAN C S
Classe
Epaisseur cm
Nombre
%
1
1-10
86
16,7
2
11-10
33
10,1
1
3
11-30
13
4
4
31-40
7
2,1
5
41-50
7
1,1
6
51-60
5
1,5
7
61-70
0
0
8
71-80
0
0
9
81-90
1
0,3
10
91-100
1
0,3
11
101-101
1
0,3
11
111-110
2
0,6
13
111-130
0
0
14
131-140
1
0,3
1
15
141-150
0
0
TOTAL
157
- -
CHENAUX
15
, -
r .. bleau 17: CalBcléri~tiques <;!ralollomiques d~<; b .. ncs de la l'DUpe nO III

n
rn
zo:::s:l>z
rn
Z
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-
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rn
..
Z
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1
15
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n
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ru
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n
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l>
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r
(1)
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ru
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["Tl
(1)'
Irn
--,
ID'
,
rig. 1Z4 : Synthèse sédimentologique el Iilhoslraligraphique de la coupe "a III

138
B
• A

20
25
18
"
16
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15
10
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1
2
J
4
5
6
7
8
9
la
11
12
13
14
15
fig_ 125
Représentation!> graphiques de la fréquence sllalonomique(A) el des $llucturcs
inlernes de turbidiles(B) des bancs analysés dans la coupe n01l1

Z39
La
représentation
gTaphique
de
la
fig.
125
A permet
de
suggérer que
1) 41 % des bancs étudiés ont une épmsseur < 30 cm dont 27 % entre 1
et 10 cm.
2) 10 % des bAncs se situent entre 30 et 60 cm.
3) Seulement 2 % représentent les bancs dont l'épaisseur est comprise
entre 60 et 140 cm.
4) 15 bAncs sont chenalisés.
*
Etude des structures internes
Cette
étude
a
essentiellement
porté
sur
la
distinction
des
différents intervalles classiques de la turbidite.
Dans 81
bancs de base où les structures internes ont pu
être
reconnues,
on
a
procédé
à
une
estimation
statistique
de
leur
fréquence d'apparition le long de la coupe.
Ce qui a permis de dresser le tableau 18. ci-dessous
STRUCTURES INTERNES
NOMBRE DE BANCS
% FREQUENCE
abcde
4
2
abcde
3
1 ,5
abde
2
1
bce
2
1
be
21
10
abe
43
20
ae
1
0,5
ce
3
1 ,5
de
1
0,5
Tableau 18
rréquence d'appariliun des slruclures internes des turbidiles de la coupc nO III

240
On a ensuite établi, le graphique de la figure 125 R cO'on
observe que :
les turbidites complètes ne représentent que 2 % des bancs analysés,
les structures les plus abondantes sont Tabe et Tbe et totalisant à
elles seules près de 30 % des bancs.
Ces
différentes
observations
nous
permettent
de
suggérer
que:
11 Le flysch du Vraconien-Cénomanien inférieur de la N618 du Bois du
Bager est essentiellement composé de bancs de très faible puissance.
21 La base de la coupe ne III, fortement altérée est probablement à
dominance gréseuse et faiblement carbonaté.
3/ La partie supérieure est par contre plus carbonatée et s'intercale de
marnes gris bleuté (figure 124).
Notons que dans les hémipelagites de BOUMA composant ici
les
interbancs.
les
microstructures
de
sl'OW
n'ont
pas
pu
être
identifiables à cause de leur forte altération de surface j
seules,
très
sporadiquement
des
microstructures
T3-1'4
de
Sl'OW
ont
pu
être
reconnaissables.
* Essai d'analyse séquentielle
En
tenant
compte
de
toutes
les
données
précédentes
(séquences élémentaires de BOUMA,
structures internes des bancs de
base),
nous
avons
esquissé
une
analyse
séquentielle
grossière de
la
coupe (figure 126).
On a associé les bancs élémentaires en paquets de bancs qui
ont constitué le 2ème ordre de dépôt de ces flyschs.
21 séquences de
cet ordre ont pu être définies.
Celles-ci ont pu être
regroupées
en
4 séquences de 3ème ordre dont 2 sont stratodécroissantes vers le haut
- donc positives - et 2 stratocroissantes - négatives.
Ces 4 séquences,
à l'écheIJe de toute la coupe ont pu être
regroupées en une mégaséquence de 4ème ordre, stratocroissan1e.
On concluera que la colonne générale et donc toute la coupe
nO II,
apparaît
comme une mégasequence de
(4ème ordre
?)
négative
dans
l'ensemble
et
caractérisant
un
emplissage
de
bassin
pal'
progradation sédimentaire.

241
, 2
3
-----r
1
55! j
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" J
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r ig. 126
Synthèse sédimenlologique el e55aÎ d'Bila lyse séquentielle de la coupe n"II'
Séquence négalive
 Séquence Positive

21{'-.
LB
prédominance
des
termcs
ab
et
la
relative
rareté
des
turbidites complètes foit penser à un dépôt de talus externe (du bassin)
où arrivent des produits d 1érosion - d 1ablation - de la plateforme ct/ou
du
socle,
avec
une énergie de dépôt
relativement forte
pour grano-
classer les éléments et instaurer leur lamination parallèle.
Ill. 4.4.2. Pétrographie sédimentaire
69 échantillons ont été récoltés le long de cette coupe. parmi
lesquelles 65 Plaques minces ont été exécutées et étudiées.
Cette
étude
a
porté
sur
les
caractéristiques
pétro-
graphiques du flysch j elle a également permis de reconnaître la nature
des éléments remaniés.
Pour chaque échantillon étudié. on a dressé dans un tableau
analytique (T7). les différentes caractéristiques pétrographiques ; puis
des échantillons ont été
rassemblés par mierofaciès.
II a été ensuite
prossible de dresser une colonne synthétique qui a permis d10bserver
l'évolution verticale de ces variations de microfaciès (figure 127) lÛnsi
que llessai de caractéractérisation du milieu d'origine des éléments (fig.
128) .
nes
photographies
ont
été
réalisés
sur
des
microfaciès
caractéristiques et sont rassemblés sur les planches 18. 19 et 20.
En
plus
des
marnes
schisteuses
intercalant
les
bancs
calcaires et/ou gréso-calcoires précédemment décrits. nous avons défini
3 types de microfaciès :
les Packstones-Wackstones à nombreuses spicules dlEponges
(Fl)
les
Packstones
à
gangue
enrobant
les
bioclastes
(F2).
Les
quartzarénites et à éléments paléozoiques (F3),
Ces 3 types de microfaciès sont
représentés respectivement
par les planches 18, 19 et 20.
"' Etude détlÛllée des microfaeiès
Chaque microfaciès a étudié à différente côte de la coupe
afin d'en évaluer II évolution verticale de ses éléments constitutifs
Cette évolution verticale a permis d'esquisser les variAtions
de Pénergie de dépôt le long de lA coupe.
Pour chaque unité faciologique définie. on a tenu compte de
sa
description
sédimentologique
macroscopique
(son
épaisseur.
les
variations
de
ses
structures
internes
ct)
et
des
données
pétrographiques en plaques minces.

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---,,-?4"~3,--
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.. _ - , - - - - - - - - - - , _ . -
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ii 1 1
Iii i i i 1
r Ig. 127: Synthèse de pétrographie sédimenl.ire de la caupe n"l1l

144
Ce
microfaciès
dénote
d'un
début
d'arrivée
de
matériel,
issue d'une plateforme carbonatée d'eau peu profonde (0-50 m) il cause
des débris dl Algues et d'Ostracodes.
- Packstone à OrbitoUnidae (P 1)
Il est issu d!un banc massif calcaire de 10 cm d'épaisseur à
base ravinante et sans lamines apparentes.
Le
microfaciès
(planche
19,
photos
1,2,3)
présente
de
nombreux bioclastes enrobés dans une matrice micritique noire ; on y
note
de
rares
grains
de
quartz
«
1 %)
et
de
quartzite
(quartz
polycristallin).
Les
bioclastes
se
composent
de
rares
foraminifères
planctoniques
(Rotalipora)
de
nombreux
foraminifères
benthiques
(Orbitolinidae
et
Textulariidae)
qui
agglutinent
essentiellement
du
quartz mésocristallin fin. subarrondi. On y note également des pellets à
Saccocomidae,
des
débris
de
Lamellibranches,
de
Gastéropodes,
de
Bryozoaires d'Agues (Mélobésiées) d'Ostracodes et de Miliolidae.
L'abondance
dtenveloppes
micritiques,
enrobant
les
bioclastes, indique un remaniement de matériel ayant longtemps séjourné
dans un milieu de plateforme interne peu profonde.
- Wackstone-Packstone spicules dlEponges (WP 3)
Il représente un banc de 3 cm dlépaisseur à microstructure
Tab c) de BOUMA, et des convolutes qui sont d'aiUeurs confirmées par
l'observation des microfaciès.
Il contient une faiblc proportion de quartz microcristallin
fin
à
très
fin
«
1 %).
Il
contient
également
d'abondants
spicules
d'Eponges
calcitiques
(Calcisponges).
On
y
note
des
débris
de
Textulariidae, de Miliolidae et de Mollusques.
La
matrice
micritique
est
fortement
recristallisée
en
sparite.
Ce
microfuciès
dénote
d'un
dépôt
à
énergie
modérée
3
faible.
- Quartzarénite (Q 2) (planche 20, photo 4)
Ce nücrofaciès est représenté par deux bancs de 3 et 4 cm
d'épaisseur, de microstructure respectivesb (Di 40) et b
(ondulée; Di
41) séparés par 5 cm de marnes feuilletées.
Il li un aspect bréchique.
Le microfaciès fait apparaître des grains de quartz (40 %) mésocristallin
ainsi
que
des
grains
de
qUllrtzite
(quartz
polycristallin),
e;rossiers,
anguleux, il cillssement (sorting) mauvais et parfois altérés (Di 41). On
y
note également
des
débris
de
schistes
(paléozoiques)
et
des micas
(biotite) avec des pellets, de rares bioclastes composés de I\\Iiliolidlle, oe
Gastéropodes et de rares Bryozooires ct d'Echinodernes.
Les imprég-nations ferrugineuses
se présentent sous forme
lenticulaire dans un ciment sparitique.
Cette
texture
Packstone-Grainstone
?
quartzeuse
caractérise un niveau d'énergie moyen à fort et une origine détritique
et érosive probable du socle (présence de biotite).

245
- Packstonc CP 2) à orbitolinidae (Planche 19, photo 4)
Représente
un
banc
dl environ
50 cm
d'épaisseur
sans
stratification interne apparente comparable à des débris-flows. et avec
une base fortement ravinante.
On observe dans le microfaciès une abondance d'enveloppes
micritiques contenant de nombreux bioclastes
parmi lesquels.
on note
des Orbitolinidae, de petites Textulaniidae, Miliolidae (assez nombreux).
d'Echinodermes.
de Lamellibranches,
de Gastéropodes,
de Bryozoaires,
d'Algues d'ostracodes et de très nombreux spicules de Calcisponges.
Le ciment est sparitique à microsparitique.
Ce microfaciès
caracterise
un
remaniement
de
dépôt
d'une
plateforme
interne
(peu
profonde) avec une énergie de dépôt modérée.
La
gangue
autour
des bioclasts,
indique
un long' séjour
dans le milicu d 'origine.
- Wackstonc-Packstone spicules d'Eponges (WP 4)
Représente
une
turbidite
(Tabc)
calcaire
d'environ
8 cm
d'épaisseur à base légèrement ravin ante (Di 43).
Les
deux
plaques
minces
taillées
dans
cette
roche
présentent deux zones distinctes : une base plus recristallisée (claire)
et un sommet plus micritique (sombre).
Peu
de
bioclasts dont
de
rares
Textulariidae.
Miliolidae.
mais d'abondants spicules de Calcisponges et de rares Rotalipores.
Ce microfaciès indique une énergie modérée à faible.
- Quartzarénite (Q 3)
Il est représenté par deux petits bancs de quartzarénite de
5 et 3 cm d'épaisseur.
Aucune structure interne n'a été visible à l'oeil nu.
Ce microfaciès
correspond à
une
amalgame
de
grains
de
quartz microcristallin grossier à très grossier, anguleux d'environ 40 %.
ct légèrement micacés. Il contient très peu de bioclastes et de pellets.
On
y
note
des
débris
de
Textulariidae.
d'Echinodermes
et
de
Gastéropodes.
Comme
pour
les
autres
quartzarénites.
on
suggère
une
énergie de dépôt forte et une origine détritique érosive du socle.
- Packstone à Orbitolinadae et Textulariidae (P 3)
Deux bancs massifs de 55 cm (Di 49c) et 52 cm (Di 490)
représentent ce microfaciès.
La base
à aspect
"débris
flowl!
n'est
pas
stratifié.
La
partie supérieure est laminée sur environ 25 cm d'épaisseur et présente
des ondulations de gr3nde amplitude, la base est ravinante et le sommet
est
plat.
Le
banc
apparaît
comme
le
plus
grossier de
l'affleurement
(planche 19. photo 5) et le plus saillant.

246
Les microfaciès très comparables dans les deux types de
plaque, indiquent de nombreuses gangues micritiques et de Bioclastes
dont des Textulariidae, des débris de Lamellibranches et dtO~tracodes ;
la proportion de spicules d 'Eponges est plus élevée dans Péchantillon
Di 49c.
on
y
observe
également
des
Miliolidae,
des
radiales
d'Echinodermes et des foraminifères planctoniques (Rotalipora).
Ce
microfaciès
est
attribué
à
un
dépôt
d'origine
de
plate forme interne d'eau peu profonde.
- Wackstone-Packstone à spicules d 'Eponges (WP 5)
Il reg-roupe de nombreux échantillons (Di 54, 56. 57 et 58)
dons une séquence où dominent les chenaux d'épaisseur variant de 2 à
30 cm avec une base de banc. g'énéralement ravinante. Les séquences b
de BOUMA dominent la microstructure.
Les
plaques
minces
présentent
une
forte
proportion
de
bioclastes dont la plupart sont enrobés d'une gangue micritique.
Les bases
des
plaques
sont
fortement
recristallisées par
rapport aux sommets plus micritiques et abondantes spicules d'Eponges.
Des
imprêgnations
de
calcédoine
sont
observables
dans
11échnntillon Di 58.
Ces différentes lames caractérisent un faciès d'énergie de
dépôt, faible à modérée.
- Quartzarénîte (Q 4) (Planche 20, photo 5)
Représente des bancs parfois grossiers (66 cm, Di 66) et Èi
base ravinante, et chenalisés.
La proportion de quartz dans les plaques varie de la base
(40 %), vers le sommet 10 % au profit de la sédimentation carbonatée.
Le quartz est mésocristA.1lin g-rossier à macrocristallin, mal
classé, anguleux et coexiste avec des débris de schistes du socle, des
micas et des argiles de néoformation.
Ce
microfaciès
paraît
bréchique
et
les
feldspaths
sont
parfois altérés.
On reconnaît parmi les bioclnstes peu nombreux, des restes
d 'Orbitolinidae,
de
Textulariidae,
de
Miliolidae,
d 'Echinodermes,
de
Gastéropodcs,
de
Lamellibranches,
de
B ryozoaircs,
ct \\Algues
(Mélobésiées) et de rares foraminifères planctoniques.
Le caractère détritique est ici plus poussé en particulier
dans les niveaux de base contenant
des feldspaths
ct
des débris de
schistes.
Il
slagit
probablement
d'une
érosion
plus
importante
du
socle. L'énergie de dépôt est par ailleurs plus forte.

147
- Pnckstone à Orbitolinidae (P 4)
Représente
l'échantillon
Di
69.
un
petit
banc
de
3
cm
d'épaisseur et de lIase à gToovecast ?
Là encore. le microfaciès sc caractérise par une abondance
de
g"ang-ues
micritiques
enrobant
les
bioclastes
d'Orbitolinidae,
de
Bryozoaires,
de
Textulariidae.
de
Miliolidae,
ainsi
que
des
spicules
d'Eponges. des épines d'oursins et des Globotruncanidae.
Le cir,1ent est sparHique ; le matériel remanié proviendrait
comme
dans
tous
les
faciès
semblables
décrits
ci-dessus,
d'une
plate forme interne peu
profonde avec une énergie de dépôt
faible
à
modérée.
Uévolution
verticale
des
différents
microfaciès
que
nous
venons de décrire peut se schématiser de Ja façon suivante (fig. 128).
Ill. 4.4.3. Bioclasts décrits
De très nombreux restes de bioclasts ont été observés dans
les
différents
micro faciès
étudiés.
leur
représentativité
est
variable
suivant les microfaciès.
Les
Biomicrites
à
Orbitolinidae
contiennent
ég"alement
des
macrofossîles tels que des Brach}oflod:S ponctués (planche 25. photo 6);
des
Bryozoaires
Cheilostomes
0 laces
(planche
25.
photo
13)
puis
Crclostomes
branchus
(planche
25.
photos
12
et
15)
ainsi
que
des
debris de Rudistes.
Parmi les bioclasts que nous avons pu identifier (planche 25)
une nomenclature + ouverte a été établie pour
- Orbitolina cf. durandelgaï (photo 7)
- Orbitolina sp. (photos 8 et 10)
- Pseudotextulnriella sp. (photo 16)
- Dorothia sp. (photo 9)
- Lenticulina sp. (photo 11)
- Quinqueloculina sp. (
photo 5)
- Textulariidae indet. (photo 16)
- Hensonîna ? sp. (photo 14)
Les
wackstones-packstones
à
abondantes
spicules
de
calcisponges
sont
relativement
plus
riches
en
Foraminifères
planctoniques dont on n reconnu : (planche 26)
- Rotalipora sp. (photo 1 à 3 et pl. 26. photo 16)
- Prae lobotruncana sp. (photo 1, 2, 8, 10)
- Hedbergella sp.
photo 3,5,7,9,12,13 et 15)
- Globotruncanidae indet (photo 4 et 6)
- GloborotalÎtes probable (photo 14)
- Rotalipora montsalvensis probable
Cette association faunistique caractériserait un âge Vraconien
Cénomanien inférieur.

148
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rig . 126: Sédime.nlnlnlJie. éVDlution verticale des microfacills el essai d'icl ... .,tifiralion
des milieux de dépôl origi.,els d..,:> éléments ,emaniés. dans la coupe n01l1

l,
249
NORD
SUD
fAILLE
n;~eau de la mer
PLATEAU
n
CONTINENTAL
o
c
"••
•-<
JRBIOITES + '-~
___
ERIE ANOXIQUE
EHISSIONS SOUS-
ra~~~~~AVlT~RECH~_J'
MARINES DE LAVES
PILLOW LAVA
,CONTROLEES PAR LE
-""
DE fRONT
RESEAU DE fRACTURATIOI
J $!f.
A ELEMENTS
r ig. 129 : Essai de reçonstilution de la marge au niveau du bois du Bagel au
moment du dl1!pôt du flysch \\llaconien à turonien

250
111.4.4.4. Conclusion
L'analyse des séquences élémentaires ainsi que leur association
en séquences d 10rdre supérieur, a permis de déduire que le flysch de
la N61S est constitué d'une association de bancs fins
41
~ ont une
épaisseur inférieure à 30 cm tandis que seulement 2 % représentent les
bancs dont l'épaisseur excède 60 cm.
Vévolution
stratonomique
à
l'échelle
de
toute
la
coupe.
indique une stratocroissance générale (négative) vers le sommet; ceci,
caractérisant un nremplissage de fos s er! ou bassin l'énergie de dépôt est
dans l'ensemble. modérée à relativement forte.
La
pétrographie
sédimentaire
indique
une
abondance
de
bioclastes enrobés dans une gangue micritique (cn particulier dans les
microfaciès
de
Packstones
à
Orbitolinidae)
et
une
relative
abondance
d'éléments
remaniés
de
socle
(dans
les
quartzarénites).
Dans
les
wackstones-packstones à spicules d'Eponges, on a noté une abondance de
spicules d'Eponges.
Les
trois
types
de
microfaciès
alternent
plus
ou
moins
régulièrement
le
long
de
la
coupe
nO
III
;
les
éléments
remaniés
anguleux semblent provenir de l'érosion sous marine d!une plate forme
carbonatée interne à faible couche d'eau (0-50 m).
Cette érosion est sporadiquement relayée par celle du rebord
de socle hercynien qui injecte dans la sédimentation,
les niveaux plus
gréseux.
Par ailleurs. cette coupe a été exécutée au niveau du passage
Vraconien-Cénomanien inférieur
; or nous savons (depuis DELOFFRE et
BOURROULEC 1 1976) que cette période correspond à une zone frontière
entre le
Cénomanien
transgressif et
l!Albien
supérieur
régressif dans
cette province pyrénéenne du Golfe de Gascogne.
L'alternance de ces trois microfaciès semble en être un reflet
très proban t, c'est-à-dire
dépôt
d'érosion
de
socle
(de
regression)
caractérisé
par
les
quartzarénites 1
dépôt d!érosion et de plateforme (et de socle rarement) caractérisé
par les packstones parfois à abondantes Orbitolinidae.
dépôt
de
caractère
transgressif à
dominance
marine
franche
dans
laquelle dominent les wackstones-packstones à abondants spicules de
calcisponges.
Nous pensons que le milieu de dépôt d'une telle succession de
microfaciês
serait
(en
reg-ard
des
données
de
sédimentologie,
pétrographie
sédimentaire
et
micropaléontologie)
un
cône
interne
de
bassin évoluant vers une base de pente telle qu'on peut le schématiser
par
la
séquence
paysage
de
la
fig-ure
129
qui
est
dérivée
de
la
précédente établie pour la coupe de l'EDF ARUDY.
Nous pensons le fiysch Vraconien Cénomanien inférieur de la
RN 618
serait susjacent à celui de la coupe EDF Arudy, la r!:1reté des
éléments grossiers remuniés d'une part et la finesse des bancs et
des
chenaux obligent à situer le milieu de dépôt cie cône externe, mais uvec
chenalisation (fig-, 129).

151
L L
. . .
."-.
"
.
-1
C
:;0
G
Z
l'Tl
Z
z
.,
l'Tl
Marno- Calcaire _.
:;0
l'Tl
, ,
li
C
,::0
,
,
a
f
G[obotruncanid e
- - - --
7j
-lS
FLY SC H
r-
- ,
\\)
::;::
\\ ,
Marno
o
Calcaire •~
V
c
,
c
o .
~
a
gros
:;0
~
1
"
o1
1
- 1
n
li--'!,-F'--,_I_,,_,-'-~~ __-"--__
_ .R~d~~ta ire s _.~I ~ 1
rig. 1 '0 : 5Y'lthè~c sédimr.nloloqiquc de la coupe nDIV

252
III.4.5. Etude de la coupe nO IV (EDF-BUZlET)
Cette coupe se scinde en deux
parties,
une partie inférieure
(lit
du
gave
d'Ossau)
qui
cherche
il.
préciser
la
limite
Cenomanien
Turonien
et
une
partie
supérieure
(rive
droite
du
gave
d'Ossau)
exécutés dans le Turonien inférieur.
III.4.5.1. Etude de la partie inférieure; lit du Gave
Situé dans le lit du gave, son etude sédimentologique a été
faite
de
mamere
grosslere
seule
pétrographie
sédimentaire
détaillée
dans le cadre de l'étude dia génétique
(dolomitisation
?)
a présenté un
intérêt
dans
la
mesure

des
analyses
au
ME.B.
Y
ont
pu
être
effectuées.
111.4.5.1.1. Sédimentologie
La distinction des structures internes des divers bancs n'a
été réalisée qu'une fois les échantillons retirés de l'eau.
L'essentiel de la pétrologie est dominée par des calcaires
grossièrement
bréchiques
et
apparaissent
compacts.
macro
fi
mierocristallins.
L'évolution
stratonomique
est
globalement
croissante
(négative) vers le haut (fig. 130).
La structure interne est dominée par les séquences Tab_
La base des bancs est généralement ravinée et ces bancs sont pour la
plupart chenalisés.
Une étude pétrographique très poussée a été réalisée sur
les échantillons récoltés dans cette coupe,
afin d'en définir les divers
états diagénétiques (nous y reviendrons plus en détail chapitre
).
111.4.5.1.2. Pétrographie sédimentaire
On
adoptera
le
même
schéma
d'étude
de
microfacîès
que
dans la coupe nO Ill.
synthèse
pétrographique
cst
consignée
dans
la
figure 10.
- Pack stone 0 Orhitolinidae
5 échantillons
caractérisent
ce
facies
(26-24-23-21-20)
la
proportion de quartz détritique voric de 1 " .
" a 2 % dans les bancs.
On observe de très nombreux bioclastes dans une gangue
micritique
noiI-e.
Ln
faune
fossile
est
dominée
par
les
spîcules
de
calcisponges,
de radîoles,
d'Echinodormes et
de
Textulariidae
avec
de
rares
débri::;
de
Rudistes,
d'Orbitolinidae.
de
Radiolain'~
et
d'Ostracones.

253
Parmi
les
Foraminifères
planctoniques.
les
Globotrun
canidae dominent et de très rRrcs Hcdbergclles sont également observés.
La
mut lice
micritique
parfois
argileuse
présente
des
passages de silicification (calcédoine).
- Wackstone-Packstone à spicules d'Eponges
Comme dans le faciès précédent,
on observe de nombreux
bioclastes,
mais avec
une matrice
plus argileuse.
Les Radiolaires sont
plus
rares
ainsi
que
les
Bryozoaires.
Les
bioclastes
sont
rarement
emballés de micrite.
- Quartzarénite (Q 5)
On
y
a
précisé
les
caractéristiques
morphométriques
du
quartz ainsi que leur proportion relative :
Granulométrie
) 1000 IJm
=
( 1 %
500-1000 "
=
5 %
100 - 500 " =
25 %
< 100 li
=
7-10 %
Ces
grains
de
quartz
moyens
à
grossiers
sont
tous
anguleux à subungulcux.
Ce microfaciès est représenté par deux echantillons CZ 15 -
Z
17)
j
deux
bancs
qui
sont
séparés
par
un
banc
de
Wackstone/Packstone ;
leur
ciment
est
sparitique
et
argileux et
sont
très peu fossilifères.
-
Alternance de Packstone à Orbitolinidae et
de Wackstone-
Pack stone et à spicules d'Eponges CP 6 - WP 7 - P 7 - WP 8)
Toute
la
partie
centrale
de
la
coupe
est
composee
d'Une
altern811Ce de bancs à texture Wackstone/Packstone et Packstone.
Ils contiennent de nombreux bioclastes enrobés ou non de
micrite
noire
et
ces
bioclastes
sont
dominés
par
des
spicules
de
calcisponges et de radioles ou plaques d'Echninodermes.
On
y
observe
des
débris
de
polypiers
et
de
rares
Raàiolaires (Z 9) ainsi que de petits Foraminifères benthiques.
- Packstone à Orbitolinidae CP 9)
Ce sont des microfaciès à tendance plutôt grain stone (Z 6b
- Z 3b - Z 2b).
On y notc la présence de quartz 1-3 % parfois de feldspath
altéré puis de calcite maelée.
Ils sont parfois légèrement micacés (biotite)
Le faciès de l'échantillon Z 3a a une tendance lumochellique
à Orbitolinidae dont
de belles
coupes ont
été identifiées.
Les
autres
bioclastes sont dominés par les spicules d'Eponges plaques et radioles
d IEehinodermes.

254
On
y
observe
des
traces
et/ou
imprégnations
de
calcédoine.
- Quartzaréllite (Q 6)
Là aussi les caractéristiques des grains de quartz ont été
précisées
Granulométrie
< 1000 1.1
< 1 %
500 - 800
7-5 %
100 - 500
7-10 %
< 100
7-10 %
Les débris de quartzites représentent 1 à 2 %.
Ces quartz sont ég'alement très ang'uleux iL subang'uleux.
Dans ce microfaciès l'altération de Plagioclnse en calcite est
parfois ubiquiste.)
III.4.5.1.3. Bioclastes décrits
La microfaune de cette coupe est dominée par la famille des
Orbitolinidne au !'>ein de laqueIle nous avonS pu reconnaître (planche 8).
Orbitolinll cf. durandelgai ainsi que d'autres foraminifères
benthiques :
Nezzazata sp. (probable)
Plucopsili.nidae indet
Cuneolina sp ainsi que des restes de Bryozoaires cyclostomes
branchus et des plaque d'oursins.
Parmi
les
Foraminifères
planctoniques,
ont
été
reconnus
Hedbergella
sp.
des
Globotuncanidae
indet.
des
PraeRlobotruncanidae
indet. Cette séquence caractérise, de par ses mierofacies et également
samierofaune.
le passage Cenomanien supérieur -
Turonien inférieur
dans le bois du Bager.
111.4.5.1.4. Conclusion
L'étude
des
25
plaques
minces
issus
de
cette
partie
inférieure de la eoupe nO IV indique que:
1
- Les microfaciès à texture Paekstone parfois à tendance grain stone ')
dominent ; c(' qui traduit une énergie de dépôt modérée il forte.
2
- Les grains de quartz sont non seulement très ong'uleux mais sont
encore plus gTossiers dans l'ensemble avec de nombreux micas et
feldspaths
g'énéralement en état d'altération
; ce qui traduit une
source plus proche. Les bioclastes grossiers sont dominés par les
Orbitolinidae et ces bioclastes sont enrobés pour la plupart dans
une
boue
micritique.
Ce
caractère
traduisant
comme
dans
le
chapitre précédent,
une érosion de plateforme carbonatée interne
(subtidal interne).

255
,
CLASSE
1
EPAISSEUR
NOMBRE BANCS
%
,
,
1
1-10
84
50,9
2
11-20
25
15,5
3
21-30
31
18,7
4
31-40
5
3
5
41-50
7
4,2
,
6
51-60
6
3,6
,
7
61-70
1
0,6
8
71-80
3
1,8
9
81-90
1
0,6
10
91-100
0
D,DO
11
101-110
1
0,6
12
111-120
1
0,6
13
121-130
0
0,000
14
131-140
0
0,000
15
141-150
0
0,000
TOTAL
165
- -
25
Tableau 19
Caractéristiques stratonomiques des lurbidiles de la coupe nO IV
,
Structure
Nombre bancs
"
abcde
8
6,2
abcde
1
0,007
abde
4
3,1
bee
1
0,007
be
46
35,9
abe
65
50,7
ae
3
2,3
a
0
/
TOTAL
128
Tableau 20 : r léquence des slruct!nes internes(inlervalles de Boume)
dans les turbidiles de la coupe "DIV

256
1Il. 4.5.2. Partie supérieure de lu coupe nO IV
111.4.5.2.1. Sédirnentologie
L'étude
sédimentologique
de
cette
coupe
compte
tenu
ùu
Pever de détail, suivra le même schéma d'étude que la coupe nO 2.
* Etude des séquences élémentaires
L'inventaire complet des séquences élémentaires de Bouma.
dans
cette
coupe,
a
été
réalisée.
Le
tableau
5
indique
les
différencintions stratonomiques qui indiquent 165 bancs et la figure 6a,
la représentation graphique. En observant le tableau 19 on note que
51 % des bancs ont une épaisseur < 10 cm et 85 % ont une épaisseur
< 30 cm
moins de Il % ont une épaisseur comprise entre 30 et 70 cm et moins
de 4 % ont une épaisseur au dessus de 70 cm.
* Etude des structures internes
Ces
structures
ont
été
reconnues
dans
128
bancs
(tableau 19) et la figure 131 en indique la représenh1tion graphique
Ces données indiquent que:
environ 6 % des bancs sont des turbidites complètes de Bouma.
les
turbidites
Tbe
et Tabe
sont
les plus
nbondantes
représentant
ainsi près de 8 6% des bancs analysés.
CeS données indiquent également que ces flyschs de la rive
droite du gave d'Ossau sont de faible épaisseur.
La prédominance des
termes be et abe est manifeste et caractérise une énergie de dépôt assez
élevée qui a pu faire décanter et induire les lamines parallèles.
* Essai d'analyse séquentielle
L'ensemble
des
séquences
unitaires
par
paquets
d'ordre
supeneur a permis d'isoler 17 séquences S 11 dont trois négatives et
14 Posîtives.
Ces sequences S 11 ont pu être regroupées en 5 séquences
d'ordre III ou S III dont deux sont positives et très peu développées.
Ces
5
séquenees
se
re[!;roupen t
en
deux
megasequenees
S IV négative vers le haut
(fïg·.
130).
Cette stratocroissance vers le
haut caractérise un comblement de bassin.
Pal'
ailleurs,
Pabondance
de
chenaux
indique
une
zone
proche de la base de pente et par eonséquent le talus interne.
111.4.5.2.2. Pétrographie sédimentaire (fig. 133)
Cette étude a porté sur une quarantHine œéchantilJons. On
adoptera ici le même schéma que dans le chapitre précédent.

50 257
1"
1
! ,
,,
40
i1
~IE,,
1
1
,
45 i
30
1
1
,
(B)
,
1
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1
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20
;'.- •
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'\\
1
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.
..
.
'L.. f7':
1 2
J
4 1 5
6
?
8
9
10 11 \\12113 '141151
1
Fig.
131
Repré'Slclllatio .... graphique
des
épaisseurs
(Al
et
des
structures
illtcflle5
(A)
des
lurbldilcs
de
la coupe
nO
IV du
bois
du Rager.

158
Le caractère gravitaîre de la sédimentation de cette coupe
exige
d'étudier
les
variations
verticales
de
microfaciès
définis
(fig.
132).
* Description des microfaciès
Biomicrite
à
Orbitolinidae
CP
10)
représenté
par
trois
échantillons (Di 100- Di 101 et Di 102) dont l'épaisseur varie entre 14 à
3 cm avec une base de banc généralement plane.
Ce facies se caractérise par une rareté ct rOrbitolinidae mais
par contre, de nombreux petits Foraminifères benthiques (Textulariidae,
Miliolidae
etc).
Leur
évolution
verticale
est
consignée
dans
la
figure 132.
Les bioclastes sont entourés d'une gangue micritique noire
le ciment est plutôt microsparitique.
11 a une tendance Wackstone/Packstone.
La prépondérance
des lanünes indique une énergie de dépôt relativement forte.
Wackstone-Packstonc
à
spicules
(WP
9)
représenté
par
l!échantillon
103
banc
de
20
cm
dont
les
termes
sont
a
::=
8
cm
et
b = 12 cm,
banc
chenalisé.
IL
contient
de
nombreuses
spicules
d'Eponges
et
de
rares
débris
d'Echinodermes
et
des
foraminifères
benthiques.
La
matrice
est
parfois
partiellement
recristallisée
en
spathite.
- Packstone à Orbitolinidae (P 11). Il est très comparable au
microfaciès P 10, mais dans un banc 8 terme a plus épais que le terme
b.
Les éléments
bioclastîques sont enrobés dans
une matrice
micritique.
Wackstone-Packstone
à
spicules
d'Eponges
(WP
10)
représenté par des bancs grossiers de GO à 105 cm jusqu'à 1 cm de
calcaires à base plane dans laquelle les turbidites abe dominent parfois
bde
(pl.
3,
fig.
2).
On
y
observe
de
très
abondantes
spicules
d'Eponges
et
des
débris
de
gastéropodes,
de
lamellibranches
et
de
Bryozoaires.
- Packstone à Orbitolinidae lP 12). Il inclut les échantillons :
Di 72 -
74 - 76, l'épaisseur des bancs peut atteindre 75 cm qui sont
d 1 lill.leurs tous chenalisés avec les structures ab dominantes et même des
con volutes de grande amplitude (Di 73) les turbidites cornplètes Di 76 Y
sont également observées.
Les
plaquc.!'> minces indiquent
des
bioclastes
composés de
débris
d'Orbitolinidae.
de
Mollusques,
de
rares
Bryozoaires,
dc
Radiolaires
et
de
Tcxtulariidae
ovec
de
rares
Foraminifères
planctoniques.
La matrice
micrihquc
est
parfois
localement
recristallisée.
L'énergie de dépôt y est supposée modérée.

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SédimCIl(ologic, t.volution v~lli':ah, dr.s I;:Il::Îè~ el essai d'identification
des 'nilieux de dépôt nriginl'Is d •.,~ élémenls remaniés dans la coupe nO IV

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- - - - - - - -
riq.1J4
Essai de s)'nLhès~ sédimclllologique dc la coupee nO V) des
Cornéenncs dr. BUZY

262
En
même
temps.
la
forte
chenalisation
de
bancs
fait
sugg'érer un milieu de dépôt proche du talus interne.
1II.4.6. Etude de la coupe nO V
Situé à environ 300 m au SW. de B DZ y
(fig. 116). l'affleure-
ment étudié comporte une épaisseur totale de 10 m de flyschs Turonien
métamorphisé.
L'objectif était de mieux caractériser l'impact du métamorphisme
(de Teschenite) au contact de ces turbidites (cornéennes).
111.4.6.1. Sédimentologie
La
colonne
lithologique
de
la
figure
134
en
indique
les
principales caractéristiques et les variations stratonomiques.
Cette colonne indique qu'à cette échelle, la coupe contient
24 séquences
élémentaires
qu'on
a
rassemblées
en
6 séquences
de
deuxième ordre dont 3 stratodécroissantes et 3 stratocroissantes.
Mais
l'évolution
globale
est
stratocroissante
dans
une
séquence d'ordre 3.
On
y
aperçoit
la
prépondérance
du
terme
b
et
la
quasi
absence de péHte certainement liée au métamorphisme de contact.
On
s'aperçoit également que les niveaux à apparence sableuse, sont en fait
des débris-flows altérés.
III. 4.6.2. Pétrographie sédimentaire (planche 29)
• Roche volcanique : Teschenitc
C'est une roche mésocrate grenue il. structure + doléritique
avec de grandes plages d'Hornblende brune .
• Les turbidites silicifiées ou cornéennes
Dans les différents
microfaciès,
que ce soit les
turbidites
gréseuses ou calcaires,
la
matrice
carbonatée a
complétement
fondue
sous la chaleur et on observe dans les niveaux plus moins pélitiques.
que les fantômes de structures internes.
Dans
certaines
turbidites
plus
proches
du
contact
(Planche 29,
photo 2),
d'abondantes
imprég'nations
de
calcédoine
peuvent être observées tandis que au-dessus. la turbiditc se caractéril:5e
par la
présence de
nombreuses
sphérolites
de
chlorite
(Planche
29.
photos la et lb). et lb).
Dans
les quartzarénites
métamorphisées,
on
peut
observer
cette calcédoine sous forme amygdalaire (Planche 29, photo 4).
Dans les termes plus éloignés de la zone. seuls deb fantômes
de structure interne peut être observés (planche 29. photo 5 et 6).
Le métnmorphisme a détruit toute ln faune et la flore.

263
III. 4.6.3. Conclusion
Cette analyse
brève permet
d'une
part
de
faire
découvrir
l'existence de cet aspect de Turbidite silicifiée dans cette zone, et de
rendre
compte
que
le
métamorphisme
du
Dyseh
est
très
local,
en
particulier quant à la conservation des structures internes des bancs.
Cela
s'expliq uerait-il
par
l'étAt
sous-marin
de
cette
extrusion ?
III.4.7. Conclusion de l'étude des coupes du bois du Bager
Les
études
sédimentologiques
(séquences
élémentaires
et
structures internes des bancs, analyse séquentielle) des coupes du bois
du Bager permettent de suggérer que
les
pelites
noires
schisteuses
de
l'Albien
superIeur comportent
de
nombreux galets roulés dont la plupart ont été dissous et seulement
représentés
par des
géodes
de
décalcification.
Nous
pensons
que
cette décalcification pourrait avoir été induite soit par une abondance
de
silice
en
solution
pendant
le
dépôt.
soit
par
les
effets
d'épanchement spilitique postérieur.
La monotonie des marnes schisteuses indique une période de
sédimentation
(par décantation de boue carbonatée)
très calme,
dons
laquelle
arrivent
des
galets
d'une
zone
pourvoyeuse
relativement
éloignée (galets roulés).
La sédimentation flysch de la N 618 et de la rive droite du
gave d'Ossau présentent quelques caractéristiques
les
boncs
élémentaires
turbiditiques
sont
généralement
peu
épais
(plus de 60 % des bancs ont une épaisseur inférieure à 20 cm) •
leur association est globalement stratocroissnnte vers le sommet. en
même
temps
que
le
nombre
de
chenaux
augmente,
et
que
les
séquences Tabe prédominent dans le même sens .
. Les études de microfaciès ont permis d'identifier deux types
caractéristiques
les Biomicrites à spicules de calcisponges
les Biomicrites à orbitolinidae
les Grès à ciment carbonaté
'" Les premiers comportent d'abondants spicules d'épong'es et
représentent
les
Hémipélagites.
Leur
mfltrice
est
micritique.
Ils
caractérisent une énergie de dépôt faible à modérée.
*
Les
secondes
se
cflractérisent
par
l'abondance
d 10rbitolinidae
et
de
Textulariidae
;
mais
également
de
débris
de
Rudistes et d'Echinodermes.
Ils contiennent également environ 2 à 3 %
de quartz détritique.

264
Ces divers débJ'is sont généJ'alerncnt enrobés dans une gangue
micritique
noire.
Nous
pensons
que
ces
faciès
caractérisent
une
resédimentation
de
dépôt
issu
de
l'érosion
sous-marine
de
la
plateforme
interne
en
même
temps
que
celle
de
l'arrière
d'un
bioherme avec une éneJ'gic de dépôt modérée.
>1<
Les dernieJ's ont
une texture plus ou moins bréchique
À
quartz anguleux ct à éléments de socle (feldspath et micas détritique).
Ils
indiquent
une
érosion
du
rebord
du
continent
et
un
remaniement par gravité.
L'histoire géologique de la zone dtétude nous permet de caler
ces
différentes
données
dans
l'évolution
albo-turonienne
du
bois
du
Enger.
. Les marnes schisteuses sur lesquelles nous n'avons que très
peu
d 1information
oeraient
Albien
supérieur
et
caractériseraient
un
faciès régressif.
Le
flysch
Vrnconien-Cenomanien
de
la
RN
618
serait
(DELOFFRE et BOUROULLEC,
1976),
le passage de la regression fini
albienne et ou le début de la transgression cénomanienne.
Ce wild-flysch
(de DEL OFFRE ,
1976)
caractérise
dnns cette
étude, une sédimentation de talus interne (proche de la base de pente)
sur laquelle vient s'accumuler au Turonien un dépôt de base de pente.
111.4.8. Anal ses se mi- unntitatives et carto ra hie des éléments
majeurs au nncroscope e ectromque
halayage
Après des tests de coloration, des observations plus poussées.
de
plaques
minces
au
MEB
ont
été
effectuées
afin
de
préciser
la
composition des
tests de Foraminifères (et autre bioclastes)
ainsi que
des
amas,
à
éléments
rhomboédriques
parfois
très
localisés
dnns
certaines de ees plaques.
Notre
étude
a
consisté
d'abord
en
une
analyse
qualitative
ponctuelle (qui 11 permis dc cartographier le Si, le Ca et le Fe contenus
dans
Jléchantillon)
puis
en
une
analyse
semi
quantitative
approchée
(traduite en oxydes de métaux) et enfin au tracé d'un diffractogrammc
de la zone étudIée sur la lame.
Un
certain
nombre
de
plaqucs
minces
dans
leoque1lcs.
l'organisation
interne
des
squelettes
(carbonatés
ou
siliceux)
des
bioclastes et autres éléments a été énigmatique. ont été soumis à cette
étude pour éclaircir et lever des indéterminations.
lII.4.b.1. Principe résumé de la mnnipulation
Le
principe
g"énéral
consiste,
à partir d'une plaque mince
(sans lamelle-couvre objet) :
1 -
à pulvériser la surface de J'objet à analyser à l'aide de la vapeur
de carbone.
2 -
à générer un faisceau d' électrons par émission thermo-électronique
qu10n
focalîsera
à
la
surface
de
l'objet
à
Paide
d'un
faisceau
électromagnétique
un
certain
nombre
de
signaux
(photons
X)
permettront
de
visualiser
la présence
ou
l'absence
d'un
élément
donne.

265
Ces photons sont récuperes par un détecteur {diode Si (4) reliée à
une chaine électronique.
3 -
Mettre en forme le signal ct l'adresser à un analyseur (r.lUlticanaux
TN 500) et le tout sur une visu sur laquelle une acquisition de
tous les éléments présents dans ltéchantillon, se fait simultanément.
111.4.8.2. Résultats
Les
planches
33
à
40
indiquent
les
principaux
résultats
obtenus.
Ceux-ci peuvent être synthétisés comme suit :
La
cartographie
des
différentes
zones
étudiées
permettent
d'apprécier
la
répartition
exacte
de l'élément
au
sein
d'une
zone
ct 'échantillons choisis. en particulier. les zones de concentration de
certains
éléments.
Ainsi,
il
a
été
possible.
ct 'observer
la
morphostructure
d'une
textulariidlle
(parmi
les
bioclastes)
et celle
d'une stylolite (planches 34, 39 et 40),
les
spectres
caractéristiques
ainsi
que
II analyse
semi
quantitative
approchée
indiquent
des
proportions
de
calcium
en
général
très
élevées par rapport à celles du silicium et fer. Le titane et le soufre
ne sont présents que très peu et parfois à l'état de traces.
Ces différentes
analyses
nous
ont
révélé
que
malgré
leur
forme
caractéristiques
les
rhomboèdres
observés
dans
certaines
accumulations n'étaient pas de la dolomie (d' ailleurs le Mg est absent
dans toutes les lames étudiées) mais plutôt des rhomboèdres de dolomie
silicifiée.
Nous
en
déduirons
que
cette
silicification
a
affecté de la
dolomie
antérieurement
précipitée
dans
ces
cavités
au
moment
de
la
diagénèse.
fI est donc possible de rattacher ce phénomène (silicification)
aux
venues éruptives proximales de spilite
j
écoulements sous-marins
qui,
nous
l'avons
suggéré
(plus
haut)
auraient
induit
une
forte
silicificatîon du milieu au moment de leur mise en
placc le long des
pentes.
III. 4.9. Anal se dîffractométri ue des al' les des différentes cou es
etudl es
Un
certain nombre
d'échantillons
(l
échantillon
représentatif
par coupe) ont été soumis à l'analyse spectrométrique des argiles aux
rayons X.
Nous rappelons très brièvement (annexe A-5)le principe et le
mode opératoire de l'étude.
11l.4.9.1. Résultats
Dans
le
cas
qui
nuus
concerne.
les
différents
diffractograrnroes sunt consignés dans les planches 30. 31. 32.

166
Les différents résultats de cette analyse sont consignés dans
le tableau 21 suivant :
,,
Pl anche
Echantillon et localisation
1nter
Illite
Chlorite
stratifié
01 148 - Coupe n' 1 MONTORY
80
10
-
30
DI 139 - Coupe Mendibelza
50
50
-
lever n" 1
BB 15 - Bois du Bager-Grange
60
40
-
31
Il - EDF ARUDY
IDO
0
-
DI 59 - N 618
100
0
31
DI 81 - EDF BUZY-8UZIET
85
5
10
Tableau 21 : Résultats des analY5es dilfractométriques de~ argiles des coupe'.i
étudiée'.i dan'.i les pyrénées.
L'observation
de
ce
tableau
permet
de
suggèrer
que
l'essentiel des fractions argileuses de toutes les coupes étudiées dans la
zone Nord-Pyténenne est dominée par l'illite et la chlorite et une très
faible quantité d'interstratifiés.
Nous
avons
regroupé
les
différents
diffractogTammes
par
étages plus ou moins équivalents. Il en ressort que: alors que dans les
Poudingues albo-cénomaniens de Mendibel~a, il y a autant de chlorite
que d 1illite dans les fractions argileuses 1 à Montory par contre, dans
les marnes à
spicules de l'Albien,
il y a
4 fois
plus d'illite
que
de
chIante (planche 30). Dans le bois du Eager par contre, ces fractions
argileuse contiennent 60 % d'illite schisteuses albiennes de la N 618.
Le flysch Vraconien-Cénomnnien inférieur est essentiellement
illiteux sur la N 618
(près
de
100 %)
ain~i que dans
la coupe
EDF
ARUDY ou PilUte représente 80 ~ contre 20 % de chlorite (planche 31).
Seule la coupe de l'EDF nuzy comporte cles interstratifiés
dans
les
fractions
argileuses
(10
%)
avec
une
faible
proportion
de
chlorite 5 % contre 85 % d1illite.
La très faible quantité d'échantillons ne nous permettrn pas
de proposer une quelconque interprétation fiable.
Ces
résultats
sont
donc
considérés
comme
de
simples
indications pour d'autres recherches ultérieures.

267
1II.5. CONCLUSIONS SUR L'EVOLUTION GENERALE DU GOLFE DE
GASCOGNE
Le Golfe de Gascogne se crée dans le super continent LAURASIE
avec un héritage structural très complexe.
La structure du
Golfe.
dès son ouverture,
est essentiellement
contrôlée par des fracturations normales, successives, qui ont abouti au
Crétacé inférieur,
à un rifting continental puis au crétacé moyen à la
création de fossés ou bassins interplaques (R.BOURROUILH, 1984). Ces
sillons sont comblés par une puissante sédimentation gravit aire : flysch
à deux phases principales (silico-clastique puis carbonatée).
Les concepts de dénudation du socle,
de translation de Il Ibérie
par
rapport
à
l'Europe
supposée
stable,
de
jeux
de
fnilles
transformantes créant des bassins de type ll pull a part li indiquent que
l'histoire du Golfe de Gascogne est essentiellement d'origine structurale,
contrôlée par une séparation intra continentale (ou zones de faiblesse)
en relation avec des fractures profondes, suivies de translations.
Au Crétacé moyen,
le remplissage des sillons créés en domaine
pyrénéen a été fortement influencé par la morphologie du rift.
Dans le
bassin
confiné et
affamé
à sédimentation anoxique de
Montor~, la sédimentation est essentiellement pélitique. de basse énergie
de dépot. Des mass-flows, des turbidites et des brèches carbonatées et
bioclastiques viennent interférer sur cette sédimentation anoxique.
Les
structures
sédimentaires
observées
indiquent
un
milieu
de
dépôt
de
talus externe à la limite du fond de Golfe. Il s'agit donc d'un bassin
sédimentaire, de type gravitaire, où viennent s'intercaler des chenaux
profonds. La sédimentation est épaisse, de l'ordre de 3 km (G.FIXAR1,
1984),
ce qui implique une subsidence tectonique et thermique
rapide
dans ce milieu confiné de fond de Golfc.
Dans
le
bassin
à
sédimentation
chaotique
et
anoxiq ue
de
Mendibelza.
la
nat ure
et
la
taille
des
élémen ts
remaniés
(grès,
calcaires). la variété de leur âge (Permo-Trias, Jurassique et Crétacé)
indiquent que :
les Poudingues de Mendibelza sont issus d'érosions successives de
plus en plus profondes du substratum,
ces
Poudingues
sont
d'origine
proximale
(fort
degré
d'angulosité)
confirmant les dépôts de base de pente continentale en avant du haut
fond des Arbailles.
Dans certains cas, le fond du canyon peut être observé (Iraty).
Des
calcaires
jurassiques
(si
leur
âge
est
confirmé
par
des
études ultérieurs) emballés dans une matrice micritique, bioclastique et
péri-récifale
provenant
donc
d'une
phase
d'érosion
anté
albien
supérieur,
ont
été
observés,
cette
phase
d'érosion
précéderait
la
fracturation
distensive
du
continent
ibérique
qui
a
fourni
les
poudingues de Mendibelza.
Dans le bassin flysch de la zone nord pyrénéenne du bois du
Bager, des écoulements sous-marins de spilites organisés N 110 E, ont
emprunté des fissures parallèles au système nord pyrénéen. Ces coulées
se sont
figées
sur la fente.
Leur
front
est
accompagné
de
brèches
d'explosion donnant des mass-flows en aval.

268
Le
sommet
des
pétites
anoxiques
du
Bois
du
Bager
comporte
aussi une sédimentation fortement bréchique (cf. Chap. 111.4.3.).
Le flysch Vraconien-Cénomanien dont la base est Jléquivalent des
Poudingues de
Mendibclza,
est
d'abord
greso-pélitique,
puis
calcaro-
pélitique il intercalations gréseuses et il ciment carbonaté.
En admettant que la remontée des émissions volcaniques est liée à
l'existence d'un point chaud sous la plaque continentale. une thermicité
élevée au moment du dépôt des pétites anoxiques de IIAlbien supérieur
du Bois du Bager doit être admise. Ce processus est lié à l'ouverture
océanique du domaine pyrénéen au Crétacé moyen.
D'une manière très schématique, les corrélations i:r:terprétatives
de la figure 135 permettant de suggèrer que
de
l'ouest
vers
l'est,
la
subsidence
est
d'abord
de
type
transformation
(Mendibelza),
puis de type divergence,
accompagnée
d'halocinèse (Montory) et enfin essentiellement du type thermique (à
Arudy) où l'existence probable d'un point chaud,
aur~t induit dcs
intrusions volcaniques spilitiques.
Il en découle que dans le même
sens, l'activité tectonique décroît, tandis que la therrnicité croît.
Le
bilan
biostratigraphique
se
caractérise
par
la
rareté
de
Foramninifères
planctoniques
dans
les
formations
de
Mendibelza,
et
généralement
dans
les
pélHes
anoxiques
de
l'vJOntory
et
du
Bois
du
Bager.
Les éléments remaniés ont fourni des bioclastes caractéristiques
de plate-forme
péri-récifale avec de nombreux éléments de Mélobésiées
et de Polypiers
(Mendibelza),
ainsi que
de Polypiers seuls
(dans les
intercalations de chenaux profonds des pélites de Montory).
Le flysch
turonien
inférieur-cénomanien
supérieur
du
Bois
du
Bager
est
relativement
plus
riche
en
Foraminifères planctoniques
parmi lesquels
dominent
les
Globotruncanidae
(Rotalipora,
HedbergeHa
et
Pl'eglobotruncanidae) .
Le Vraconien-Cénomanien est daté par de nombreux spécimen de
Rotalipora
ainsi
que
de
nombreuses
Orbitolinidae
(dont
Orbitolina
durandelgai) .
Cette évolution de microfaune devenant de plus en plus marine
vers Je haut, implique une subsidence régulière et un approfondissement
du bassin flysch.
Un essai de séquence paysage a été dressé sur la
figure 129.
Du point dc vue pétrographiquc, les microfaciès caractéristiques
les
plus
communémcnt
rencontrés.
sont
deR
brèches
carbonatées
à
nombreux éléments de socle, des packstones bioclastiques à abondantes
orbitolinidae
et
petits
Foraminifères
beniiques,
des
Quartzarénites
parfois à éléments dc Paléozoïque, et enfin des ·Wackstones-Packstones
calcisponges.
Ces
différents
microfAciès
Alternent
tout
au
lond
des
coupes
étudiées.
Des études de diagénèse ont consisté, dans un premiel' temps, à
la coloration
des plaques
au
sulfonate
rouge
d'Alizarine,
puis
à des
étudcs
au
microscope
électronique
à
bAlayag"e
(cargoraphie,
diffractogramme et analyse semi quantitative d'éléments
majeurs:
Ca,
Mg, Si, Fe).

169
r 5 T
n ur 5 T
- - - - - - - - - - - - - - - c - - - - - - - - - - - - - - - - -
llUl'J DU 1I1\\GIIt
t.(lNTOHY
MI NDIIIII /1\\
~
Acc"~I.,;~ f1y~h, ~, pé~
de
de,
anoxiq~ el 11 intenlraliricatioos de
......
..
brèches à éléments
....l(È:ll.les el de
.f
~
. - . .
mau-llows à él~menls
~ilile.
forte accurTIJlati~\\ de pélites
f orle OC'CUrnJlalÎon de poudirgues
dans ..... ltIld de golre avec un
point chaud sous une limile
dans une r&lion il
moins active
wbsidencc de
"
translOlmatioo
halaçi.létiql.le
-
-1
+
.-/'
'
'-
-
----.1
ACTIVITl
TECTONIQUE
......
--
~'
THERMICITE
r·'"
+ - . . . . - - - -
_ _ _ _ _ _ _....1
fig. 135
Esquisse schématique de séquence-paysage monllant les l''orrélaliulls
lectono--sédimentaires enlre les trois principales coupes étudiées
en domaine pyrénéen du golfe de Gasl"ogne.

170
Les études ont révélé qu'une phase de silicification a succédé à
une phase de dolomitisation dans certaines lamines des hémipélagites du
Vraconien-Turonien inférieur du Bois du Bag-er.
Cette phase de sîlicification.
affectant les
zones calcitiques et
dolomitiques, est sans doute à mettre en relation avec les manifestations
volcaniques
synsédimentaires
du
Vraconien
(Bois
du
Bager:
épanchement
sous-marin
de
spilite).
elles-mêmes
en
relation
avec
l'augmentation
de
la
thermicité
du
bassin
vers
le
fond
du
Golfe
au
niveau d'Arudy (fig. 135).

271
QUATRIEME PARTIE
ELEMENTS DE COMPARAISON DES DEUX GOLFES
ET CONCLUSIONS
IV.l. GOLFE DE GUINEE
IV.1.1. En Côte d'Ivoire
L'évolution
structurale
et
sédimentaire
est
contrôlée
par
le
réseau
de
fractures
transformantes
(St
Paul,
N-NW
et
ROMANCHE ?
S-SE fig. 136).
* La structuration régionale
de
la
marge
ivoIrIenne
est
également
contrôlée
par le
développement
progressif de
la
Faille
des
Lag'unes, qui est probablement une ancienne direction transformante (de
la
fracture
St
Paul)
devenue
active
en
cisaillement
mais
aussi
en
mouvements verticaux pendant les premiers effondrements synrift.
Le
cadre
structural
des
figures
137 A
et
137B.
indique
une
dissymétrie
entre
les
partie
SE
et
NW
de
la
marge
ivoirienne :
la
première est fortement tectonisée à Crétacé inférieur plissé et à Crétacé
supérieur non plissé, et à volcanisme; la deuxième n'étant affectée que
par des fracturations normales.
Cette
dissymétrie
de
fonctionnement
des
réseaux
principaux
oblige
à
restreindre
et
modifier
l'hypothèse
d'un
méga
pull-a
part"
avancée par BLAREZ en 1986.
Nous pensons donc qu'il ne s'agit pas
d'un système de Riedels,
mais au Crétacé inférieur.
d'un système de
type précontinent de Californie du Sud (fig. 137).
* La sédimentation qui a pu être essentiellement faite sous une
paléo
ceinture
climatique
probablement
subéquatoriale
durant
tout
le
crétacé,
a
été
également
contrôlée,
à
la
fois
par
des
mouvements
transformants et par les variations eustatiques globales : les fronts de
transgression sont à polarité générale SW-NE (fig. 138).
Cette disposition spatiale implique vers llW, des sédiments plus
marins (shales)
à carbonates de plate-forme externe (série marine de
Tiémié 1), et plus sableux et à carbonates de plate-forme interne vers
l'Est. Cette polarité va perdurer au Néogène (série d lAdiaké) où. dans
la zone d'ennoiement de la Faille des Lagunes, la sédimentation tertiaire
est essentiellement à dominance sableuse.
En résumé, le cadre structural de la marge ivoirienne peut être
interprêté comme une marge marquée par un système de fractures en
décrochements en échelon, interférant probablement avec le réseau de
fractures NW-SE.
Dans ce modèle. la distension au niveau des failles
satellites de la
Ride
Ghana
-
Côte
d'Ivoire.
est
due
à
un
système
coulissant comme l'indique la figure 137, ce qui en ferait un équivalent
au Crétacé inférieur. du précontinent de Californie.
Dans
notre
hypothèse,
un
tel
système
n'a
été
réalisé
qu 1au
Crétacé
inférieur,
déformé
dans
les
coupes-temps
de
la
figure
139
empruntées à BLAREZ (1986).

NORD
t
(
Ion .. cl .. fr .. .,tures de ln ROMANCH
rig. lJG: Princip<lle~ Lones de fractures océaniques du golle de Ginée
(modifié de BONATlI et CRANE. 1984)
La laille des Lagune~ • situées dans Je prOlongement de la zone
de fractures St Paul, peut être interprétée corn me une direction
translormante, aclivée pendant les p{emieI~ e/(ondremenls
inter-plaques au niveau du rift à cisaillement el à distension
ivoiro-ghanéen au Crétacé inférieur,
NORD
f
".
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mall}e Chann-Côte d'lvoire(AA) el inlerpr61"lion du SY"
Lème cOlJli~~:Jlll d'aplès IHJ(re tqud~(modilié de Blar~l, l')U(,).
Dalls ...>tlc ligulc A, le pf~cullli"en\\ de \\.·ô{e d'Ivuife(au Clélacé inférieur) eH
unI'> régiun compar<lble au précontincnL de Calitolnie du ~ud, Llvec lailles
pal <tlll!le .. D\\\\ ~alellitcs à la lOll" l'ansfnrm""lc, plus réscO u )( <Jbliqu"~ '-lui eo-
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Fig. 13B
Golfe de Guinée: Interprétation schématique rie la propagation de
l'ouverture océanique au niveau de la Côte d'Ivoire.
On note
1): l'orientation vers l'[-NE
des séquences lrrHlSgressives
:l'évoluLion progressive' du
front de la Faille des lagunes
corn me étant l'un des principaulC facteurs de la répartition spatiale
des sédiments{ plus argileux ycrs l'Ouest et plus sableux vers l'EsL)

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1. Socle contÎn"nLal. Z. Soclc océanique. J. crétacé Înférieur leetonisé.
011 note f'ÎnfEnsilé croissante de la déformalion ,",cn le S.W. eL une
llansÎliOll continenl-Océan, étroiLe(c)(IJail de BL ARL7, 19B6)
Dans noIre hypothèse, UJl tr.\\ systr..rH~ n'a été réalisé qu'au CI~tucé inférieur.
qui apparail dOIlL' déformé surtout au passage de la H(<'1p.
Côtp.d'I .. oire-Ghana.

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fraclures équatoriales au niveau du golfe
de Guinée d'après Mascle(1977) •
• n Ira;t., pleins, les nouvelles dir[!ctions déduites d'un nouveau pôle
Înitial(
Joa N- 20° wh en pointillés, les direclions initiales proposée.~
par Le Pichon et Hayes(1971); double trail, le tracé postérieur des
zones de fraclures(Mascle. 1977). 1:.11 haut à droite,le secteur de la
haute Aénoué( en lilel .. , le linéament de
KaHunqo-Wuyo; G: Gombe
Y: Yoln).
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rills de la Côte d'Ivoire et du Gabon pour aLLeindre le fossé.

276
IV .1. 2. Dans le fossé de la Benoué
La
figure
140
indique
les
directions
de
prolongements
structuraux des fractures transformantes St Paul - Romanche - Chain -
Charcot. au sein du substratum panafricain (in Allix. 1984).
Mais
l'absence
de
structureS
tectono-sédimentaires
liées
à
ce
type de réseau lors de la structuration du fossé de la Benoué, indique
clairement
que
ces
fractures
n'ont
atteint
ce
dernier,
que
très
tardivement.
On voit aussi que ces directions sont discutées par les
auteurs.
Au
Crétacé
inférieur,
le
socle était
toujours
émergé
dans
le
golfe de la Benoué où les premières fracturations
datent de l'Aptien
supérieur ? Albien inférieur .

La subsidence thermique a été prédominante dans le fossé.
Les
transgressions marines provenant du Sud
et
de l'Ouest,
se sont
propagées dans le fossé en direction N-NE selon la figure 141, ainsi que
la
polarité
sédimentaire
qui
ne
changera
qu'avec
la
compression
santonienne. Celle-ci inversera cette polarité, les faciès de démolition se
propageant vers S. W.
• Cette sédimentation a pu être réalisée sous une paléoceinture
climatique
subéquatoriale,
très
légèrement
influencée
par
la
paléoceinture
subtropicale
du
Gabon
(essentiellement
à
l'Aptien
supérieur ?).
IV.I.3. Au Gabon (et Bas-Congo)
La figure 142 permet de suggérer que le bassin salifère Aptien
gabonais
pourrait
être
la
résultante
du
jeu
différentiel
de
deux
transformantes (St Paul au Nord, et Walvis-Rio Grande au Sud).
Cette hypothèse sur le jeu conjugué de ces deux transformantes
(St Paul et Walvis) découle:
* de la similitude des rides Côte d'Ivoire-Ghana et Walvis avec
déformation
et
volcanisme
de
la
limite
continent
océan
ainsi
que
de
l'existence d'une zone hétérogène au Sud du bouclier brésilien,
* la sédimentation typique de celle d'une marge atlantique stable
se compose de mégaséquences transgressives à polarité N.
Du fait des migrations continentales,
l'anté-rift du Jurassique
supérieur, et le wealdien limnique, ont pu se déposer sous une ceinture
climatique subéquatoriale.
Le bassin salifère semble correspondre à un
changement
brutal de
climat,
devenu tropical à l'Aptien supérieur et
dont les phases arides ont pu favoriser la stratification des eaux en
milieu confiné, et la précipitation de saumures denses.
Les interprétations que nous formulons sous forme de tableaux
dans la figure 143, nous permettent de conclure que :
* l'évolution structurale ct sédimentaire du Golfe de Guinée est
contrôlée par divers facteurs, en particulier les trois systèmes de rifts
(Côte
d'Ivoire,
Benoué,
Gabon),
ont
consisté
en
des
effondrements
intracontinentaux
aboutissant
à
la
formation
des
lacs
et
au
développement
dc
volcanisme,
ce
qui
donne
lieu
à
une
potentialité
d'ouverture (ex. fig. 144).

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de Côle d'haire, du fossë de la B~notll!, el du Gabon.
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Ils in 81 ARr z (1986).

2SD
Vexistence
de
deux
transformantes
principales
(St
Paul
et
Walvis) qui ont contrôlé et influencé l'ouverture du golfe (fig. 5).
. Le jeu différentiel de ces transformantes ayant entraîné deux
conséquences :
a) La propagation de Pouverture à partir du bassin.
b) entrâinement de l'ouverture du golfe comme conséquence de la
transformante de Walvis.
Le
cadre
structural
d!une
part,
les
fluctuations
des
paléoceintures climatiques dues à la migration des plaques d'autre part,
ont favorisé le dépôt et la conservation d'énormes masses de sédiments
riches
en
matière
organique
et
déposés
en
milieu
l).noxique
(Black
Shales) durant le Crétacé, dans le Golfe de Guinée.
En définitive. le Golfe de Guinée apparaît comme la résultante
des mouvements de transformation Walvis-Rio Grande (Sud) et Romanche
- St Paul (Nord).
Le Golfe de Guinée,
comme le bassin évaporitique et e.noxique
Gabon-Congo, sont des structures induites par ce système transformant
conjugué.
IV.2. GOLFE DE GASCOGNE
IV.2.1. Héritage structural
Le
golfe
va
se développer
sur
le
super
continent
laurasine,
dans une région extrêmement structurée :
- suture cadomienne
- suture acadienne
- suture varisque
L'ouverture
se
manifestera
ainsi
sur
un
matériel
et
dans
un
contexte différents de celui de l'ouverture du
Golfe de Guinée.
Mais
nous
allons
voir
que
le
contexte
cinématique
est
apparemment
sensiblement le même :
a)
Existence
d'un
double
système
transformant
la
transformante nord pyrénéenne et la transformante des Açores-Gibraltar
(fig. 145, A, B el Cl,
b)
système
Faille
nord
pyrénéenne
comme
équivalente
de
la
transformonte
de
la
Romanche.
De
très
nombreuses
étrusions
volcaniques jnlonnent la faille nord pyrénenne, jouant en décrochements,
elle
a
isolé
des
bassins
de
type
"pull
a
partH
dans
la
zone
nord
pyrénéenne,
c)
bassin
Portugal
Acadie
comme
équivalent
de
celui
du
Gabon-Congo.
La
propagation
sédimentaire
liée
il
l'ouverture
du
golfe
est
entrainée
par
l'ouverture
du
bassin
Portugal-Acadie,
au
Nord
de
la
transformante
des
Açores,
considérée
comme
équivalente
de
la
transformante
de
Walvis.
Il
en
découle
que
l'extrémité
du
Golfe
de
Gascogne
(flyseh
interne)
est
alors
considérée
comme
équivalente
de
celle
de
la
Benoué,
mais
plus
évoluée,
tandis
que
la
Côte
d'Ivoire
équivaudrait à l'Ibérie.

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l'orluqal-Acadie (cumme i'!quivalellts dl"'10 bassÎns Gabon-Congo, dans le IJoJfr.
de Cuinée,cf. discu~5ion l'lans le lel(1.e).

282
IV.2.2. Evolution sédimentaire
Elle
est
liée
à
la
morphologie
et
au
cadre
structural
du
contenant.
Les bassins isolés à l'issue de la régression marine de l'Albien
supérieur,
vont
être
le
siège
de
dépôts
dont
la
nature
variera
en
fonction de l'environnement de dépôts.
Le
milieu est
généralement
confiné
du
fait
de Il étroitesse du
sillon nord pyrénéen, une forte sédimentation anoxique s'installe.
Dans la dépression profonde de Montory, une énorme masse de
pelites
anoxiques
sc
déposent
avant
l'installation
de
quelques
cônes
turbidiques.
Ces
masses
sont
parfois
de
forte
puissance
atteignant
parfois le millier de mètres. Ceci est dû à une subsidence tectonique et
thermique rapide.
Nous pensons que la génèse et la répartition de la
thermicité
dans
la
zone
nord
pyrénéenne
est
à
rechercher
dans
l'existence
d'un
point
froid,
dans
la
région
de
Montory.
Le
développement et la descente de ce point froid, au niveau de Montory -
pendant
la
subsidence
thermique
est
sans
doute
corrélative
du
diapirisme des évaporites d'Aquitaine, notamment au passage de la zone
d'accidents nord pyrénéens (fig. 146);
- Sur la base de la pcnte nord ibérique, l'étude des Poudingues
de Mendibelza, indique une tectonique à dominante transformante. Celle-
ci
provoque,
à. l'Albien
moyen,
le
démantèlement
de
la
marge
nord
ibérique notamment le socle et la plate-forme carbonatée à Floridées du
Bédoulîen.
Cette sédimentation
(chapitre 111.2)
est également
dc type
anoxique mais chaotique.
- Sur le fond du golfe,
dans le Bois du Bager, la thermieité y
est supposée élevée : elle aurait plutôt tendance à remonter, ce qui a
provoqué
des
épisodes
éruptifs
correspondant
à
des
épanchements
volcaniques sous-marins (chapitre 111.3), au début du Cénomanien.
Nous pensons qu'un point chaud était situé dans cette région au
début de la transgression généralisée du Cénomanien.
Figés sur la
pente,
ces
épanchements ont
été
repri~ ùans les
mass-flows du Cénomanien-Vraconien (WHdflysch de DELOFFRE, 1965).
Les microbrèches composent l'essentiel des faciès turbirlitiques de
cet intervalle et contiennent de fréquentes inclusions anoxiques.
Au
Turonien
inférieur,
les
dernières
manifestations
de
ces
épanchements,
ont formé
des sills ou des filons de techénite dont le
métamorphisme de contact. avec les turbidites encaissant es , en a fait de
vérita bles cornéennes.
L'évolution pétrographique des dépôts passe d'une sédimentation
bréchique et
fortement
quartzeuse à la base
(chapitre 11l.2.2),
et
à
abondantes inclusions anoxiques ùu Vraconien-Cénomanien inférieur,
à
des cônes trubiditlques composés de calcaires bioclastiques : Wackstone-
Packstone à abondants cnlcisponges et à intercalations de Packstones il
Orbitolinidae, du Turonien inférieur.
Le
bilan
biostratigraphique
se
solde
par
une
rareté
ùe
Foraminifères
planctoniques
au
Vraconien.
Leur
apparistion
avec
la
transgression cénomanienne, est d'abord très lente puis de plus en plus
importante à la fin de l'étage.

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Esquisse de 'Séquence-paysage de la propagation
de la polarité
d'ou\\lerture et de 10 sédimentation d'Ouest en [st dans le golfe
de Gascogne et dans le domaÎne pyrénéen.
Dans notre hypothèse, cette polarité est fondée sur l'Age
de
plus en plus récent des dépôts r1yschs d'Ouest \\lers l'[sl, en
domaine pyrénéen.
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--- •
-.:::.
POLARITE OUEST-EST DES TRANSGRESSIONS MARINES ET
DE LA SEDIMENT ATlON FL YSCH
FLYSCH
HAUTERIVIEN
FLYSCH ALBIEN
FL YSCH CONIACIEN
(Leg. 107)
(Montory)
(Asson)

284
De
nombreux
specwlens
de
Foraminifères
planctoniques,
parmi
lesquels dominent (Rotalipora, Hedbergella et Globotruncanidae.
Parmi
les
bioclastcs
remHniés.
dominent
les
Orbitolinidac
(Orbitolina durandelgai).
En
résumé,
Il histoire
géologique
du
Golfe
de
Gascogne
est
d'origine
structurale
sutures
cadomiennc,
acadienne
et
varisque ;
existence d!un double système transformant:
transformantes
nord-pyrénéenne
ct
Açores-Gibraltar
dénudation
du
solcle
extensions
successives
aboutissant
dans
un
premier temps à des effondrements (rifts) puis à la création de sillons à
remplissage gravitaire de type Dyseh.
La
sédimentation
a
progressé
dans
le
sens
de
ITouverture
du
golfe.
Cette
sédimentation
est
essentiellement
anoxique.
de
milieu
confiné (blacks shales de l'Albien au Cénomanien).
Elle
co'incide
avec
la
période
d'anoxie
généralisée
dans
JlAtlantique, se propageant en Europe méridionale à cette époque.
Vévolution de la sédimentation gravitaire d'OUest en Est marque
assez nettement la polarité suborientale de la divergence.
IV.2. 3. Conclusions - Comparaison de j'évolution Golfe de Guinée
Golfe de Gascogne
* Approche structurale
Les
schémas
A
et
B
de
ln
figure
147
indiquent
les
rapprochements structuraux que nous avons pu faire notamment
a) Le système transformant St Paul,
dans le Golfe de Guinée,
pourrait être équivalent au système transformant nord-pyrénéen,
b)
la
transformante
de
Walvis-Rio
Grande
dans
le
Golfe
de
Guinée équivaudrait à la transformante des Açores-Gibraltar,
c)
ces
doubles
systèmes
transformants isoleront
deux bassins
également
comparables
Congà-Gabon
dans
le
Golfe
de
Guinée
et
Portugnl-Acadie
dans
le
Golfe
de
Gnscognc.
C'est
à
partir
de
ces
bassins que Pexpansion franche dans les golfes a été accentuée.
* Approche sédimentaire et climatique
- Propagation des transgressions
La
figure
147
indique
les
diverses
polarités
des
séquences
transgressives enregistrées dans chacun de deux golfes.
On
note
que
dans
les
bassins
Congo-Gabon
d'une
part,
et
Portugal-Acadie
d'autre
part,
la
propagation
des
transgressions
s'effectue
en
direction
Nord.
Dans
les
systèmes
transformants
septentrionaux, la propagation s'effectue globalement en direction Est.
La
sédimentntion
anoxique
enregistrée
à l'Albo-CénomUllien
superIeUr
dans
les
deux
golfes,
est
contrôlée
d'une
part,
par
l'étroitesse des fossés affamés, ct d'autre part, pal' les fluctuations des
ceintures
climatiques,
elles-mêmes
liées, aux
migrations
continentales
engendrant des ITpanaches et points chauds" de G.VINK et al. (1985).

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286
La
proportion
de
la
faune
dans
les
senes
anoxiques
est
généralement faible du fait du confinement du milieu.
Dans les fossés
à sédimentation gravitaire étudiés.
seules les
hémipélagites
cnlcnires
ont
fourni
de
nombreuses
(Globotruncanîdae
suticinensis entre autre). Nous ne disposons pas de données 5uffîsMltes
de comparaison
avec le Golfe de
Guinée.
Nous savons
seulement
que
pendant les tronsgressions majeures des mers, des échanges de faune et
de
flore
ont
eu
lieu,
entre
l'Atlantique
Nord
(Golfe
de
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THE5E
PRESENTEE EN VUE DE L'OBTENTION DU TITRE DE
DOCTEUR
DE L'UNIVERSITE DE PAU ET DES PAYS DE L'ADOUR
INSTITUT UNIVERSITAIRE DE RECHERCHE SCIENTIFIQUE
LABORATOIRE DE GEOLOGIE-SEDIMENTOLOGIE COMPAREE ET APPLIQUEE
MENTION: MATIERES PREMIERES MINERALES ET ENERGETIQUES
PAR
Bruno Zeli DIGBEH 1
ETUDE COMPAREE DE LA SEDIMENTATION DE PREMIERS
STADES D'OUVERTURE ATLANTIQUE:
GOLFE DE GUINEE - GOLFE DE GASCOGNE
( Sedlmentologie - Blostratlgraphie )
IOME 2
PLANCHES
&:
ANNEXES
Soutenue le 7 Mars 1987 devant la commission d'examen :
R. BOURROUILH, Professeur, Université de Pau et des pays de l 1Adour•••Président
G. DUEE, Professeur, Université de Pau et des pays de l'Adour••••••••••••••••Rapporteur
A. KLiNGEBIEL, Professeur, Université de Bordeaux 1.•••..•••••.••.••.•••••••••.•Rapporteur
M. A5TRUC, Professeur, Université de Pau et des pays de II Adour •••••••••••Examinateur
R. DELOFFRE, Ingénieur-géologue, 5.N.E.A(P) Pau••••••••••••••••••••••••••••••••••Examinateur
- 1987 -

297
TOME 2
PLANCHES ET ANNEXES

298
PLANCHE 1
SEDIMENTOLOGIE DE LA PARTIE INFERIEURE DE LA COUPE DES PELITES
ANOXIQUES DE L'ALBIEN SUPERIEUR DE MONTORY - R 618
Photo 1
Vue générale de la base de la coupe
Photo 2a
Détail a de la coupe précédente montrant un débris-flow à
éléments de bioclastes et de galets centimétriques carbonatés
Photo 2b : Vue d'un autre débris-flow de la photo 1 montrant la petite
taille des éléments remaniés
Photo 3
Pélites anoxiques
vue générale indiquant de l'intensité du
feuilletage
Photo 4
Pélites anoxiques
:
avec
des
passages
d'intercalations
de
calcaires crypto-cristallins en bancs fortement chenalisées
Photo 5
Pélites anoxiques assez indurées mais ayant gardé un débitage
potentiel

PLANCHE 2

300
PLANCHE 3
SEDIMENTOLOGIE DE LA PARTIE SUPERIEURE DE LA COUPE DES
PELITES ANOXIQUES DE MONTORY - RN 618
Photo 11
Apparition
d'intercalations
calcaires
franches.
Noter
la
chenalisation du banc
Photo 12
Mudflow très compacté et fortement diaclasé
Photo 13
Zone bioturbée à ~ros terriers (cf. pétrographie. planche 4)
de
8
à
5
centimetres
de
diamètre.
Noter
que
ces
fortes
bioturbations sont parfois alignées
Photo 14
Mudflow
en
phase
mudstone
calcaire
cryptocristallin
à
abondants
spicules.
L'alternance
est
très
marquée.
Laminations
parallèles
internes
et
alterances
silt-pelite
rappelant les intervalles T3 - T4 des turbidites de Stow
Photo 15
Niveau à gros blocs de calcaires micro à cryptocristallins et
peu roulés (anguleux)

PLANCHE 3
/

301
PLANCHE 4
MICROFACIES D'ELEMENTS CARBONATES REMANIES DANS LES MARNES
A SPICULES DE L'ALBIEN DES ENVIRONS DE MONTORY
Photo 1
Détail de microstructure d'un terrier montrant un remplissage
de cavité (bioturbation : terrier) en deux temps
11 remplissage : calcitique : formation de calcite
macrocristaliine
21 remplissage du géode final par la silice, qui sera
postérieurement recristallisée en quartz. On notera que ce
type de recristaliisation est centripète : cette photo met
également en évidence, les trois stades de différenciation :
micrite, calcite, calcédoine. Ech. Di 176, MONTORY
Photo 2
Microfracturations
(veinules)
à
remplissage
de
calcite
dans une calcarénite calcaire à texture packstone faiblement
quartzeuse.
Ech. banc turbidite able Di 148 MONTORY
Photo 3
Wackstone-Packstones
à
abondants
et
gros
intrac1astes
de
calcaires (a) et de bioclastes divers (Polypiers, Gastéropodes,
etc .. )
Base de la coupe de MONTORY, Di 125.
Photo 4
Wackstone-Packstone
à
gros
débris
de
rudistes
(a)
et
de
rares quartzites (b). Noter l'abondance de matière organique
dans le microfaciès. Base de la coupe de MONTORY, Di 126.
Photo 5
Calcarénite à texture packstone faiblement
bioclastique et à veinules à remplissage de calcite.

PLANCHE 4

302
PLANCHE 5
BIOCLASTES REMANIES DANS LES PELITES ANOXIQUES DE
L'ALBIEN SUPERIEUR DE MONTORY - RN 618
Photo 1
Solenopora sp
Thalle de Solenoporacée, montrant l'alignement des cellules en
files
flexueuses
et bien ordonnées
( surtout
dans la partie
supérieure. Ech. Di 171)
Photo 2
Pseudolithothamnium album (ou Ethelia cf alba) Thalle filiforme
et fortement calcitisé. Ech. Di 171
Photo 3
Bryozoaire
3a : à test spathitique normal
3b
à test en calcite fibreuse, rappelant sa nature
aragonitique originelle. Ech. Di 171
Photo 4
Hexacoralliaire
Coupe perpendiculaire à l'axe d'un polypier colonial.
Ech. Di 171

PLANCHE 5
3A
100~
100p
4
/

303
PLANCHE 6
SEDIMENTOLOGIE DE LA COUPE DES POUDINGUES ALBO-CENOMANIENS
DE MENDIBELZA (LEVERS 2 et 3)
Photo 1
Bloc
métrique
de
grés
altéré
dans
une
abondante
matrice
argileuse ocre
Base du lever 2
Photo 2
Niveau
conglomératique
à
éléments
divers
(calcaires
jurassiques et crétacés,
et
grès paléozoiques)
et à matrice
sablo argileuse.
Les éléments sont hétérométriques
(5 cm
à
30 cm)
roulés
(a)
ou
non
(b)
et ce niveau
est fortement
chenalisé.
Photo 3
Emballage
de
galets
calcaires
jurassiques
et
d'éléments
paléozoiques dans une matrice de calcaires (de plate-forme)
subrécifaux crétacés : ceci semble indiquer l'existence d'une
deuxième
phase
de
resédimentation
sur
la
plateforme
carbonatée
avant
la
dégradation
qui a
fourni
les éléments
actuels des poudingues de Mendibelza (voir discussion dans le
texte) .
Photo 4,5 et 6:
Différentes
tailles
et
nature
de
brèches
calcaires
;
parfois associés à des galets de grès + altérés (4) ou isolés
dans une matrice pélitique altérée. Aspëct net de slump (5) ;
ou
parfois
aussi
disséminés
dans
une
matrice
sableuse en
contiguïté avec des blocs gréseux de fort calibre (6).

PLANCHE 6

304
PLANCHE 7
SEDIMENTOLOGIE DE LA COUPE DES POUDINGUES ALBO-CENOMANIENS
DE MENDIBELZA (LEVER 3)
Photo 7
Blocs hétérogènes et hétérométriques de calcaires dolomitiques
noirs (Jurassique) présentant des fracturations à remplissage
de
calcite
(a)
et
de
grès
altérés
et
fracturés.
Noter
la
tendance à la disposition en lentilles des pélites schistosées
dàns le mass-flow.
Photos 8 à 10 : Figures de load-cast ? ou de slumping dans les pélites
(10)
supportant
des
blocs
gréseux
altérés
(8)
des
bancs
individualisés (9a) et des blocs de calcaires jurassiques (9b).
Photo 11
Sommet de la coupe (schistes de Saint Sauveur) montrant une
individualisation plus franche des microbrèches et pélites.

PLANCHE 7
/

305
PLANCHE 8
MICROFACIES DES GRES PALEOZOIQUES REMANIES DANS
LES POUDINGUES ALBO-CENOMANIENS DE MENDIBELZA
Photo 1
Microstructure
d'un
galet
de
grès
fin
à
ciment
siliceux
! ferrugineux. Ech. Di 196, Lever 1. L. A. P .
Photo 2
Microfaciès
d'un
galet
de
grès
fin
à
ciment
silico-
carbonaté. Ech. Di 201. Lever 1. L.A.P.
Photo 3
Microfaciès d'un galet de grès à éléments lithiques (quartzite
+ micacé, à ciment siliceux et argileux).
Ëch. Di 229. Lever 2. L.A.P.
Photo 4
Microfaciès
d'un
galet
de
grès
légèrement
micacé à
ciment
localement ferruginisé. Di 271. Lever 3. L. A. P .
Photo 5
Microfaciès d'un conglomérat polygénique à éléments de grès
quartzite (a), de silex (b), de micrite (c). Dans la matrice
quartzo- argileuse,
on peut noter localement des effets de
pression-dissolution
autour des différents éléments remaniés
dans le conglomérat. Ech. Di 239. Lever 2. L. A. P .
Photo 6
Structure kink-band : déformation de la charnière quartzeuse
du
kink-band
dans
un
intervalle
abc
?
d'une
turbidite
gréseuse à ciment calcaire. Ech. Di 214. Lever 1. L.A.P.

PLANCHE 1
/

299
PLANCHE 2
SEDIMENTOLOGIE DE LA PARTIE MOYENNE DE LA COUPE DES PELITES
ANOXIQUES DE L'ALBIEN SUPERIEUR DE MONTORY - RN 618
Photo 6
Mudflow très compacté avec diaclasages fréquents
Photo 7
Schistosité SI irrégulièrement répartie, affectant le mudflow
Photo 8
Apparition
de
lentilles
calcitiques
dans
le
mudflow.
On
y
observe des zones d'altération différentielle
Photos 9 et 10 :
Compaction différentielle du mudflow indiquant :
9. des dalles plurimétriques
10. des dalles pluricentimétriques dans des pélites anoxiques

PLANCHE 8
CD
CD

306
PLANCHE 9
MICROFACIES DE BRECHES ET GALETS DE CALCAIRES
JURASSIQUES DANS LES POUDINGUES ALBO-CENOMANIENS DE MENDIBELZA
Photo 1
Mudstone à abondantes imprégnations de calcédoine.
Photo 2 et 3 : Packstone-Wackstone à nombreux Ostracodes en LN (3) et
analysée polarisée (2) montrant la nature calcitique des valves
Photo 4
Silicification (4a) de géode dans un niveau calcaire à ciment
fortement
détrittque
avec
présence
de
nombreux
micas
et
quartz.
Photo 5
Mudstone à lentille quartzeuse (5a). pouvant représenter un
témoin d'un microchenal d'érosion
Photo 6
Mudstone à abondants minéraux argileux

PLANCHE 9
/

307
PLANCHE 10
MICROFACIES DES POUDINGUES CALCAIRES ALBO-CENOMANIENS
DE MENDIBELZA
Photo 1 et 2 : Packstone quartzeuse à Palorbitolina cf. lenticularis
remaniée
(a).
débris
de
Rudistes
(b).
de
Mélobésiées
Agardhielpopsis
de
Paraphyllum
primaevum
(c)
et
petits
Foraminifères benthiques.
Noter l'abondance de figures géopétales dans des cavités de
dissolution
karstique
(d)
:
indiquant
une
émersion
suivie
d'une
transgression
en milieu
de plate-forme peu profonde
avec apports continentaux. Ech.Di 254 Lever nO 3.
Photo 3
Packstone quartzeuse à
Polypiers
(a).
à
grands débris de
rudistes
(b)
avec
nombreuses
perforations
(c)
et
de
Mélobésiées lamellaires ou encroûtantes (d)
; profondeur de
dépôt estimée (0-60 m). Ech. Di 254 bis. Lever nO 3.
Photo 4
Packstone
fortement
détritique
à
nombreux
extraclasts
~aléozoi~ues ; quarzite (a) et silex (b) puis à débris de
Mélobésiees
(c)
et
d'Echinodermes
(d)
avec
accroissement
syntaxiale du ciment. Dépôt de plateforme peu profonde avec
apports continentaux.
Ech. Di 254 bis. Lever 3.
Photos 5 et 6 : Microfaciès d'un galet de Mudstone dolomitisé à
abondantes traces indéterminées
: de végétaux
?
(a)
et à
nombreux Radiolaires (âge Jurassique probable).
Ech. Di 144 (5) et Di 220 (6).

PLANCHE 10

308
PLANCHE 11
MICROFACIES DES CALCAIRES ALBO-CENOMANIENS A
MELOBESIEES DES POUDINGUES DE MENDIBELZA
Photos l, 2 et 3 : Différents débris d'algues (Mélobésiées) encroûtantes.
On
note
(1)
l'accolement
de
la
lamelle
à
nombreuses
conceptacles, sur un bioclaste entièrement recristallisé, leur
imprégnation
par
des
minéraux
néoformés
quartz
(b)
d'origine diagénétique.
Photos 4. 5 et 6 : Mélobésiées non encroûtantes (ou redressées) avec
une silicification partielle du thalle (4a) et leur articulation
(4b) .
Une
coupe
subtransversale
du
thalle
(5)
indique
une
abondance de petits quartz néoformés dans le tissu algaire.
Dans certains niveaux les thalles non ramifiés sont parfois
très abondants (6).

PLANCHE 11
/

309
PLANCHE 12
MICROFACIES DES CALCAIRES ALBO-CENOMANIENS A GROS
DEBRIS D'HEXACORALLIAIRES ET DE MOLLUSQUES DES POUDINGUES
DE MENDIBELZA
Photos 1. 3. 4. 5 et 7 : Packstone-Wackstone à débris de Gastéropodes
(3a
et
3b)
de
Hensonina
lenticularis
(HENSON)
(5b)
et
d'Hexacoralliaires
(7a).
On
note
(7b)
une
silicification
partielle d'un débris de Mélobésiée encroûtante.
Photos 2 et 8 : Packstone à abondants grains de quartz et débris de
Mélobésiées Paraphxllum primaevum (8a. 8b) et de Rotalipora
dans une matrice legèrement ferrugineuse (2a).
8 est coloriée à l'Alizarine

PLANCHE 12

310
PLANCHE 13
BIOCLASTES CONTENUS DANS LES POUDINGUES CRETACES
DE MENDIBELZA
Photo 1
Hedbergella sp
Section sublongitudinale. Ech. Di 254
Photo 2
Thalles de Mélobésiée : Paraphyllum primaevum
2A Section transversale
2B Thalle simple
2C Thalle articulé d'Agardhiellopsis cretacea
2D Mélobésiée encroûtante : Archaeolithothamnium
Photo 3
Palorbitolina cf lenticularis
Section subaxiale de la partie centrale (Barremien supérieur-
Bedoulien remanié). Ech. Di 254.
Photo 4
Gastéropode
Coupe transversale au niveau de la columelle. Ech. Di 253.
Photo 5
Hexacoralliaire
à
loges
remplies
de
micrite
quartzeuse
détritique. Ech. Di 254

PLANCHE 13
2B
4
200 11
20011
1 - - - - - -t

311
PLANCHE 14
SEDIMENTOLOGIE DE LA COUPE DE LA GRANGE (N° 1) DU
BOIS DU BAGER - RN 618
Photo 1
Galet
roulé
de
mudstone,
pyriteux.
Noter l'orientation
du
galet
selon
la
stratification
dans
ces
pélites
schisteuses
albiennes.
Photos 2, 3 et 4
Structure de lave en coussin (pillow-lavas) du dôme
spilitique et variation de la taille des blocs.
Photo 5
Coupe nO II. N 618.
Vue générale de l'affleurement montrant une double zonation.
a) partie inférieure très altérée (et plus gréseuse)
b) partie supérieure saine (et plus carbonatée).

PLANCHE 14

312
PLANCHE 15
MET AMORPHISME DU SOMMET DES PELITES
ANOXIQUES ALBIENNES DU BOIS DU BAGER PAR LES
SPILITES
Photo 1
Spilite
à
abondants
fBonnets
et
nombreuses
amygdales
calcitiques.
Ech. RVA. Coupe grange - RN 618
Photos 2. 3. 4 :
Détails d'une amygdale avec auréole d'altération (a) et
ferruginisation (b).
Ech. RVA Coupe grange R 618.
Photo 5
Mudstone à Hedbergella ? altérée.
Ech. BB 5. Coupe Grange RN 618.
Photo 6
Présence d'intraclaste dans le mudstone précédent
Ech. BB 17. Coupe Grange RN 618

PLA CHE 15

313
PLANCHE 16
SEDIMENTOLOGIE DE LA COUPE DE L'EDF ARUDY (N°2)
DANS LE BOIS DU BAGER
Photos 1. 2. 3
Vue générale de la coupe montrant une association de
bas en haut
de mass-flow
(a)
de
chenaux calcaires
gréseux
(b).
de mudflow à fréquentes intercalations
gréso- calcaires (c) et de bancs fortement chenalisés
(d).
On note dans le gave, de gros blocs de pillow
lavas de spilite et des brèches d'aval de coulées.
Photos 4 et 5
Vue rapprochée des niveaux précédemment décrits ;
mass-flow
(a)
et
bancs
gréso-calcaires
fortement
chenalisés (d).
On
note
le
plissement
(e.
pied
du
personnage)
et
l'hétérogénéité
des
composants
du
massflow
(a)
brèches
de calcaires crétacés.
de
spilite.
dans
une
matrice
argilo-carbonatée
apparemment
cuite à
cause
du métamorphisme spilitique.

PLANCHE 16
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314
PLANCHE 17
DETAILS DES STRUCTURES SEDIMENTAIRES DE LA COUPE EDF - ARUDY (N°2)
DANS LE BOIS DU BAGER
Photo 1
Chenaux d'érosion
montrant
un
témoin
(la)
au
sein
d'un mass-flow a galets de spilite, de graviers et de
sables.
Photos 2,3,4,5
Détails de microstructures T 3-TA de Stow indiquant
des
alternances
silt-argile-sifi,
se
répétant
sur
plusieurs
centimètres
dans
les
hémipélagites
des
turbidites de Bouma.
Photo 6
Mass-flow
sus-jacent
à
l'hémipélagite
précédente,
montrant une base fortement ravinante.

PLANCHE 17
1

315
PLANCHE 18
MICROFACIES (F 1) DES TURBIDITES CALCAIRES DU FLYSCH
VRACONIEN-TURONIEN DU BOIS DU BAGER
Photo 1
Wackstone-Packstone à abondants spicules de calcisponges
:
limite intervalle grossier b/d. Ech.Di 100. Coupe EDF-BUZY.
Turonien inférieur.
Photo 2
Wackstone-Packstone
à
abondants
calcisponges
dans
un
intervalle b/d fin à moyen. Ech.Di 108. EDF-BUZY. Turonien
inférieur
Photo 3
Wackstone-Packstone à abondants spicules de Calcisponges. La
forte
recristallisation
de
la
roche
se
matérialise
par
des
fantômes de boue micritique (3a et 3b).
Ech. Di 89. EDF-BUZY. Turonien inférieur
Photo 4
Wackstone-Packstone à calcisponges dans un intervalle T 3- T 4
(de
Stow).
Ech.
Di.
30.
RN
618.
Vraconien-Cénomanien
inférieur.
Noter que l'alignement
des spicules
souligne un écoulement
semi-fluidal

PLANCHE 18
CD

316
PLANCHE 19
MICROFACIES (F 2) DES TURBIDITES CALCAIRES DU
FLYSCH VRACONIEN-TURONIEN DU BOIS DU BAGER
Photos 1,2,3
Microstructure d'un intervalle "a" d'une turbidite
Packstone à abondants débris d'Orbitolinidae.
Ech. Di 36. RN 618.
Photo 4
Microstructure
d'un
intervalle
"a"
d'une
turbidite
Packstone
à
nombreux
Foraminifères
benthiques
(Textulariidae et Miliolidae et rares Orbitolinidae).
Ech. Di 49C. RN 618.
Photo 5
Microstructure
d'un
intervalle
"a"
d'une
turbidite
Pack stone à très abondantes Textulariidae et Miliolidae.
Ech. Di 74. RN 618

PLA CHE 19

317
PLANCHE 20
MICROFACIES (F 3) DES TURBIDITES GRESO-CALCAIRES DU FLYSCH
VRACONIEN-TURONIEN DU BOIS DU BAGER
Photos 1 et 3
Quartzarénite à quartz moyens :
noter le mauvais classement granulométrique.
Ech. Di 60. Coupe RN 618
Photos 2 et 4
Quartzarénite fine dans l'intervalle a/b
Ech. D 41. Coupe RN 618
Photos 5 et 6
Quartzarénite grossière dans un intervalle "a"
montrant :
le
fort
degré d'angulosité des
grains de
quartz
;
le
fort
détritisme
de
la
matrice.
des
microcavités riches en matière organique ainsi que des
rhomboèdres dolomitiques postérieurement silicifiés.
Ech. Di 87. Sommet. EDF-BUZY. L.A.P.

PLANCHE 20

318
PLANCHE 21
DIAGENESE DU FLYSCH DU BOIS DU BAGER :
COLORATION A L'ALIZARINE DES MICROFACIES F1-F2-F3
Photos 1,2,7
Coloration des Packstones à Formanifères benthiques.
On
note
l'abondance
d'enveloppes
micritiques
autour
des bioclastes (1) et (7), puis la présence de stylolites
traduisant une forte compaction et recristallisation du
ciment, et enfin la rareté des grains de quartz.
Photos 3 et 4
Coloration des Quartzaréinites grossières (4) et moyens
(3).
Dans la dernière,
on note deux générations de
quartz.
Les
figurations
indiquent
que
ces
"quartzarénites" sont parfois bioclastiques.

PLANCHE 21

319
PLANCHE 22
DIAGENESE DU FLYSCH VRACONIEN-TURONIEN INFERIEUR
DU BOIS DU BAGER : COLORATION A L'ALIZARINE
Photos l, 2
Silicification de la presque totalité du ciment
originellement carbonaté.
Ech. Di 57. RN 618 Vraconien-Cenomanien inférieur
Photo 3
Silicification
moins
importante
mais
en
plages
bien
individualisées.
Ech Z 3a : Cénomanien supérieur-Turonien inférieur.
Coupe EDF-BUZY.
Photo 4
Abondance de niveaux à matière organique etlou de
pyrite dans une Wackstone-Packstone à spicules.
La
silicification y est moins prononcée.
Ech
E.
Coupe
EDF-BUZY.
Cénomanien
supérieur
-
Turonien inférieur
Photo 5
Microstructure
d'une
hémipélaflte
de
Wackstone-
Packstone
à
abondants
spicuës
de
calcisponges
montrant une alternance d'intervalles silicifiés
(a)
et
carbonatés (b).
On y note l'alignement des spicules (dont la plupart
sont silicifiées) dans le sens de la stratification.
Ech
E.
EDF-BUZY.
Cénomanien
supérieur.
Turonien
inférieur.

PLANCHE 22
CD

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CD

320
PLANCHE 23
DIAGENESE DES MACROFOSSILES DU FLYSCH CENOMANIEN-
SUPERIEUR TURONIEN INFERIEUR DU BOIS DU BAGER
COUPE (N° 4) DE L'EDF BUZY
Photos l, 4, 5, 6, 7 : Silicification partielle de bioclastes indéterminés
elle
affecte
soit
la
partie
interne
(photo
1)
soit
externe (photos 4 à 7). Ech. Z3a, Z14.
Photo 2
Silicification
partielle
d'un
débris
d'Algues
Mélobésiées.
Ech. Z 10.
Photos 3, 9 et 10
Silicification de débris de Bryozoaire cyclostome
branchu.
Noter la pyritisation partielle des
zoécies
(3a)
et
(9).
Ech. Z 6a
Photo S
Silicification d'une loge de coquille de Gastéropode
(Sa) montrant sa nature entièrement calcitique (Sb).
Ech. Z 3a

PLANCHE 23
/

321
PLANCHE 24
DIAGENESE DES TESTS DE FORAMINIFERES (SILICIFICATION)
DU FLYSCH CENOMANO-TURONIEN DU BOIS DU BAGER
Photos 1, 2, 3, 4, 5
Silicification des tests de Foraminifères
planctoniques
(dont
Hedbergella,
Rotalipora.
etc.). Suivant la pureté de la calcite originelle.
l'apparence de la silice est soit claire (1. 3 et 4).
soit légèrement teintée, en cas d'impuretés (5).
Photo 6
Miliolidae ? à test calcitique
Photos 7 et 8
Silicification des tests de Foraminifères
benthiques.
Elle est plus poussée dans certains (7) que dans
d'autres.
Photo 9
Légère silicification de Favusella washitensis

PLANCHE 24
CD
o
CD

322
PLANCHE 25
BIOCLASTES RENCONTRES DANS LE FLYSCH VRACONIEN-CENOMANIEN
INFERIEUR DU BOIS DU BAGER (COUPE N° 3) - RN 618
Photos 1, 2 et 3
RotaliEora sp 0
Echo
i 24
Photo 4
Textulariidae indet 0
Ech
Di 36
0
Photo 5
Miliolidae : Quinqueloculina sp 0
Echo Di 36
Photo 6
B rachiopode ponctué 0
Ech
Dr36
0
Photo 7
Orbitolina cf durandelgai
Section subaxiale
Echo Di 36
Photos 8 et 10
Orbitolina ~
80 Section transversale
10
Section longitudinale
0
0
Ech. Di 36
Photo 9
Dorothia ? sp. section subaxiale
Echo Di 42
Photo 11
Lagenidae : Lenticulina sp 0
Echo Di 36
Photo 12
Bryozoaire cyclostone branchu
Echo Di 49b
Photo 13
B!',~ozoaire
chéilostome
de
forme
foliacée
Noter
0
l'alIgnement
des
zoécies
le
long
d'un
axe
de
symétrie bilatérale
Echo Di 36
Photo 14
Hensonina lenticularis
Détail
du
test
:
recristallisation
(zone claire)
et
tapissage
des
parois
des loges
par de
la micrite
(zone sombre) 0
Echo Di 36
Photo 15
Bryozoaire
cheilostome
branchu
noter
la
disposition en touffe des zoécies 0
Echo Di 36
Photo 16
Pseudotextulariella sp
Section subaxiale
Echo Di 43

PLA CHE 25
4..
. t..
...
/

323
PLANCHE 26
BIOCLASTES RENCONTRES DANS LE FLYSCH VRACONIEN TURONIEN
DU BOIS DU BAGER (COUPES 3 et 4)
Photos 1 et 8
Praeglobotruncana sp
Echo
Di
43
base
-
RN
618.
Vraconien-Cénomanien
inférieur
Photos 2 et 10
Praeglobotruncana sp
Section subaxiale
Echo
Di
106.
EDF-BUZY.
Cénomanien
supérieur
Turonien inférieur
Photos 3,5,7,9
Hedger~ella sp
puis 12,13,15 :
Echo Dl 42 et Di 58. RN 618. Vraconien-Cénomanien -
Turonien inférieur
Photos 4 et 6
Globotruncanidae indet.
Echo
Di
105.
EDF-BUZY.
Cénomanien
supérieur
Turonien inférieur
Photo 14
Globorotalites probable (remanié)
Section subaxiale
Echo Di 43. RN 618. Vraconien-Cénomanien inférieur
Photo 16
~otaliEc;>r2 sp.
ch.
l
4. RN 618. Vraconien-Cénomanien inférieur
Photo 17
Preglobotruncanidae indet
Section subaxiale.
Echo
Di
43.
Base
RN
618.
Vraconien-Cénomanien
inférieur
Photo 18
Rotalipora montsalvensis probable.
Echo Di 69. RN 618. Vraconien-Cénomanien inférieur.
Photos 19,21
Rotalipora subticinensis
Ech. Di 81. EDF-BUZY
Cenomanien supérieur - Turonien inférieur
Photo 22
Rotalipora brotzeni probable. Cénomanien supérieur -
Turonien inférieur.
Echo Di 77. EDF-BUZY.

PLANCHE 26
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IOIJ
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20 11
1

324
PLANCHE 27
BIOCLASTES RENCONTRES DANS LE FLYSCH DU CENOMANIEN
SUPERIEUR - TURONIEN INFERIEUR DU BOIS DU BAGER (COUPE N° 4)
Photo 1
Preglobotruncanidae indet. (remanié)
Ech. Zb.
Photos 2,5,6
Globotruncanidae indet.
Ech. Z 18 et Z 8.
Photos 3,4,8
Hedbergella sp (remanié)
Ech. Z 16.
Photos 7,14
Débris de Nezzazata sp.
Ech. Z 7.
Photo 8
Preglobotrunca sp (remanié)
Ech. Z 23.
Photos 10,11,12
Quinqueloculina sp (remanié)
Ech. Z3c (10) ; Z 26 (11) et Z 25 (12).
Photos 13,18,21,22 :
Orbitolina cf. durandelfai
Ech. Z 3b (13, 18 et 2 ) et Z 7 (21).
Photo 15
Plaque d'Oursin (remanié)
Ech. Z7
Photo 16
Placopsilinidae ? indet
Photo 17 et 20
Cuneolina sp
Ech. Z 14 et Z 20
Photo 19
Bryozoaire cyclostoC1e branchu.
Ech. Z 3a.

PLANCHE 27
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/

325
PLANCHE 28
BIOCLASTES RENCONTRES DANS LE FLYSCH VRACONIEN
TURONIEN INFERIEUR DU BOIS DU BAGER
Photo 1
Haplophrafmoides sp
Ech. Di 7 . EDF-BUZY.
Photo 2
Lituolidae. Tritaxia sp
Ech. Di 74. EDF-BUZY
Photos 3, 4, 13
Débris de Nezzazata probable.
et 16
Ech. Di 74. EDF-BUZY
Photos 5, 8 et 19
Cuneolina sp
Ech. Di 74. EDF-BUZY
Photo 6
Textulariidae indet
Ech. Di 74. Base EDF BUZY
Photos 7 et Il
Glomos:eirella sp.
Ech. Dl 101. EDF-BUZY
Photo 9
Miliolidae (Triloculina sp)
Section subtransversale. Ech. Di 74. EDF-BUZY
Photo 10
Ostracode montrant la conservation des deux valves.
Ech. Di 76. EDF-BUZY
Photo 12
Orbitolinidae indet
Section subaxiale.
Ech. Di 36. RN 618.
Photo 14
Orbitolina sp
Noter les agglutinats composés de grains de quartz et
de spicules de calcisponges
Ech. Di 36. RN 618.
Photo 15
Pseudotextulariella sp.
Ech. Di 76. EDF-BUZY
Photo 17
Brachiopode ponctué : fragment de coquille
Ech. ni 36. RN 618
Photo 18
Triaxone
Triactine
(éponges)
dont
on
aperçoit
ici les canaux
centraux. Ech. Di 74. EDF-BUZY

PLANCHE 28
@

326
PLANCHE 29
MICROFACIES DE LA TESCHENITE ET DES CORNEENNES
TURONIENNES DE BUZY
Photo 1
Microfaciès
d'une
Teschenite.
Noter
la
structure
de
type
doléritique avec de grandes plages de Hornblende brune (a)
et de Feldspaths (Plagioclases) (b).
Ech. RVB BUZY
Photo 2
Turbidite calcaire métamorphisée à structure sphérolitique de
chlorite dans la roche.
Ech. Di 112 BUZY
Photo 3
Turbidite
silicifiée
montrant
une
forte
imprégnation
de
calcédoine dans tou te la roche.
Ech. Di 109 BUZY
Photo 4
Quartzarénite
métamorphisée.
On
note
la
répartition
de
la
boue calcaire sous forme amygdalaire (a).
Ech. Di 116 BUZY
Photo 5
Métamorphisme
affectant
les
intervalles
a,
b
et
d
d'une
turbidite.
On
note
la
relative
bonne
conservation
des
structures internes.
Ech. Di 118 BUZY

PLANCHE 29
/

327
PLANCHE 30
DIFFRACTOGRAMMES DES ARGILES DES COUPES DE MONTORY (1) ET DE
MENDIBELZA (2)
En (1) l'analyse quantitative montre que la fraction argileuse se compose
de
80 % d'illite et de 20 % de chlorite tandis qu'en
(2),
les mêmes
minéraux argileux sont en proportion égale (50 % chaque).

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25.0
30.0
35.(

328
PLANCHE 31
DIFFRACTOGRAMMES DES ARGILES DES COUPES DE LA GRANGE (1)
ET DE L'EDF ARUDY (2) DANS LE BOIS DU BAGER
L'analyse quantitative indique 60 % d'illite et 40 % de chlorite pour la
première et 80 % et 40 % des mêmes minéraux pour la seconde.

PLANCHE 31
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xl C-
3.001
5.0 C;
2.70
4.50
Grange BB 15
EDF Arudy
N618
( 11>
2.40
4.00
Nouvelle coupe
2. 10
3.50
1. 80
13.00
1. 50
.e.50
1. 20
12.00
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0.60
Jl, 00
-0.30
0.50
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25.0
30.0
35.0

329
PLANCHE 32
DIFFRACTOGRAMMES DES ARGILES DE LA RN 618 (1) ET DE
L'EDF BUZY-BUZIET (2) DANS LE BOIS DU BAGER
Dans la première la fraction argileuse est essentiellement composée d'illite
100 %.
Dans la deuxième cette illite représente
85 % contre 5 % de
chlorite et 10 % d'inter-stratifiés.

PLANCHE 32
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Bois du Bager
Rive droite EDF Buziet-Buzy
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2S.C
30.0
-85. a

330
PLANCHE 33
CARTOGRAPHIE, ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si, Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU BOIS DU BAGER
Carto~raphie (1, 2, 3), analyse semi-quantitative et diffractogramme (4)
de l'echantillon DI 72.
RN 618 montrant des concentrations locales de
silicium dans une matrice carbonatée où l'oxyde de calcium excède 80 %

PLANCHE 33
5TO 1CH RE5UlT5
HGO
0.00
Al2D3
0.00
5102
5.59
5
0.12
K 20
0.64
CAO
86.23
TI02
0.56
FE203
6.B4
55Q:
TN-5500 50cie~e Na~ionale EI+ Aqui~aine
MRR 27-JRN-87
15:44
Cursor: 0.000keV = 0
ROI
(1) 7 500: 7 720=0/sec


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i
1mmFm ~fnl
~
U1ii: T'?~'!f rr~~ , ri

Id. "'00
VFS
- ,jE.
10.240
60
EXEC(6-E) DATA LRBEL DI 72

331
PLANCHE 34
CARTOGRAPHIE, ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si, Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU BOIS DU BAGER
Deuxième
plage
du
même
échantillon
DI
72.
Celles-ci
indiquent
le
tapissage de stylolites par la silice. Alors que l'oxyde de fer est en très
faible quantité, l'oxyde de calcium dépasse 80 %.

PLANCHE 34
5TO 1CH RE5ULT5
MGO
0.00
AL203
0.00
5102
5.39
5
0.11
K 20
0.68
CAO
81.36
TI02
0.60
FE203
11.88
TN-5500 Societe Nationale El+ AqLdtaine
MAR 27-JAN-87
15:48
Cursor: 0.000keV = 0
ROI
CBGD1) 7.450: 7.750=0/sec

S
l
F!!!'!
:-..
~i;lii'l
~~
!l...·mh1'~:1:I'!ji'll L
.~!,~ 'uL
.A
[ ~ j 11 ~mH
!!!!!""!
! !rni!
l2l'~Sl2l
EXECC6-E) DATA LABEL DI 7<2 DEUXIE~LRo~12
rn.~'f(J

332
PLANCHE 35
CARTOGRAPHIE, ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si, Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU BOIS DU BAGER
Echantillon E 1 EDF BUZY. Ces analyses indiquent une forte proportion
de Si0 , se présentant parfois en bandes ; l'oxyde de calcium dépasse
2
80 %.

' •.
PLANCHE 35
5TOICH RE5ULT5
MGO
0.00
AL203
0.00
5102
30.49
5
0.00
K 20
0.46
CAO
62.12
TI02
0.85
FE2D3
6.04
TN-5500 Soci~te National~ El~ Aquitain~
LUN 26-JAN-87
14:29
Cu~so~: 0.000K~V = 0
ROI
CBGD3) 8.030: 8 470
·················IH··;························;·············1";"1 h·······················;·······"·················,···......................•........................•......··················:······················:·····1
CD

333
PLANCHE 36
CARTOGRAPHIE, ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si, Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU BOIS DU BAGER
On note la relative
abondance d'oxyde de
fer
(13
%)
en amas isolés
(photo 3).
Ech. FL 2èrne plage EDF BUZY

PLANCHE 36
STOICH RESUlTS
NGO
0.00
Al203
0.00
SI02
16.62
S
0.41
K 20
0.43
CAO
68.57
TI02
0.43
FE2D3
13.68
u ,u
Ir:
..;
.

0.101010
VI-::>
= -':,1~
lf.j.ê4\\
193
EXECC6-E) DATA LABEL E 1
lN FLEXTRAN [12- 1 1

334
PLANCHE 37
CARTOGRAPHIE. ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si. Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU BOIS DU BAGER
Ces analyses indiquent la structure interne
d'un
débris
de Miliolidae
(indet.)
dont
on voit la nature calcitique du test.
et la silicification
entière du reste de l'animal.
Ech. Z 6a EDF BUZY

PLANCHE 37
JTOICH RESUlTS
MGO
0.00
Al203
0.00
'>102
7.77
5
0.14
K 20
1.01
~O
79.96
TI02
0.54
FE203
10.63
î
~.
C;
.J
j
>L
./0
\\
.A:~
in flTfl 1: r!
;;:i: ·:i:: [;' l r:q
10 . 10""10
VF5
= 409b
10. 24~
538
EXECC6-E) DATA LABEL X

335
PLANCHE 38
CARTOGRAPHIE, ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si, Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU 'BOIS DU BAGER
Ces analyses montrent la forte quantité du CaCo
(88 %)
au détriment
des autres éléments.
Z

PLANCHE 38
5TOICH RE5UlT5
NGO
0.00
Al203
0.00
5102
0.73
5
0.27
K 20
0.59
CAO
88.69
1102
0.40
/
FE203
9.28
14: 14


I~
,,,-
~-
~!\\o-~ __
.
\\O_~~
VI-:~
= ::>1~
110.~4\\
EXEC(6-E) DATA LABEL X 2

336
PLANCHE 39
CARTOGRAPHIE, ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si, Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU BOIS DU BAGER
Analyses
montrant
une
silicifacation
très
nette
d'un
test
de
Textulariidae.
On
note
la
forte
quantité
de
calcium
ainsi
que
la
répartition ubiquiste du fer.
Ech. Z 10. 1ère plage EDF BUZY

PLANCHE 39
CD
CD
5TOICH RE5ULT5
MGO
0.00
AL203
0.00
5102
7.65
5
0.27
K 20
0.93
CAO
79.36
TI 02
0.72
FE203
Il.05
TN-5500 So~i~t~ Nationale Elf Rqui!~ine
MRR 27-~RN-87
14:57
Cu~so~: 0.0~0KeV = 0
ROI
(Suu1) 7.450: 7.75~=0/sec


IO.~~IO
1024~hans
vt-::>
= -.i1<:::
11%OT
RT=
0se~
0.010KeV
..

337
PLANCHE 40
CARTOGRAPHIE, ANALYSE SEMI-QUANTITATIVE ET DIFFRACTOGRAMMES
D'ELEMENTS MAJEURS (Si, Ca et Fe) DANS LE FLYSCH
VRACONIEN-CENOMANIEN DU BOIS DU BAGER
Ech. Z 10, 2ème plage : identification de la nature siliceuse d'une autre
Textulariidae de la 2ème plage du même échantillon. Seule la cartographie
des trois éléments majeurs ont été représentées.
L'analyse semi-quantitative et le diffractograrnme présentant les mêmes
caractéristiques
que
celles
de
la
première
plage
n'ont
pas
été
représentées à nouveau (cf. pl. 39).

PLANCHE 40
'~

338
PLANCHE 41
MICROFACIES DES CALCAIRES BIOCLASTIQUES ET GLAUCONIEUX D'ADIAKE
(Passage Paléocène - Eocène du bassin sédimentaire ivoirien)
Photo 1
Packstone à abondants débris de lamellibranches (a) et
de
Gastéropodes
(b),
ainsi
que
de
Foraminifères
benthiques et des Ostracodes.
Sondage S.541. Ech. C. Adiaké.
Photo 2
Equivalent
latéral
du
Packstone
précédent
mais
à
abondants Ostracodes et moins d'éléments grossiers.
Sondage S 568. Ech. 18. Adiaké
Photo 3
Packstone-Wackstone
légèrement
glauconieuse
et
à
débris de d'algues
Sondage S 571. Ech. Al. Adiaké.
Photos 4 et 5
Packstone-Wackstone à gros débris de lamellibranches
et Gastéropodes fortement recristallisés (5a, 5b et 5c).
Sondage S 571. Ech. AK Adiaké
Photo 6
Quartzarénite
ferruginisée
à
passées
de
quartz
grossiers
(>
2 mm)
situés
à
la
base
des
niveaux
calcaires précédents (niveau repère dans le bassin).
Sondage S 541. Ech. G Adiaké

PLANCHE 41..
CD

339
ANNEXE A - 1
CRITERES DE CARACTERISATION DE MILIEUX DE DEPOTS CARBONATES
(selon ELF AQUITAINE 1975)

340
MILIEUX ET GÉOMÉTRIE
1
DOMAINE
MARIN
11)
DOMAl N E 1- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -
-
-
-
-
- -
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-, -
-
-
-
-
-
-
- -
-
-
-
-
§
Morphologie
1
Plate _ forme
!
BassIn
.I:.
CONT1NENTiAl
,nterne
externe
Ipente en talLJ~ F~1sl~e
%------t-----i--""T~~------===----------+___
_,_-==:::.------~------L---'""-"ôll-
~
o~ ~~:
~
,~
(
:
::-
1
Subtldal
marin! profond
marIn! profond
.;
Dynamisme
1 ~~
1..:5>
1
1
Jes
l'''''''-=-
1
HM
!
~::-::-=-=~ -- - BM -"~
,
Marées excel=:bonneJles
"
~
~~---
-
~~
"0
~------+----..-----~----------------~----------------------...,
Q
Oomdlne
:
Domall"'le restreint
DomaIne ouvert
~
Chimisme
continental:
Imarln restreint)
(martn ouvert \\
~
,
,
1
: _ Sebkha
_
Lagon 'lagune)
,
_ karstiQues
,
/'
/'
//)
l",
1
1
fypes
Marécal}es 1
,-
1
1
,
: - ~~Ilfre
:_ Recif
:-Avant r~11
Mangroves 1
,
J_ TurbilCJites
:_ Turbtdltes
de
1- Platler
t.Haul.tondl.Platler
_ lacustres
1
prQ)qma~e~ 1
distales
,
'- Tldal flats 1
,
;_ Lagon:
:
elc.
,
1
depots
,
,
1
externe 1
J
1
1
1
r
1 Boues
à
1
,
1
1
,
J
1
J pélagiques
,
1
1
Darre de delta l
1
1 Platter
oolithIque delta de mareJ
1
Milieux de dépôts
Depositionol environm€:nts
(extrait de ELf-AQUITAINE,1975)

TABLEAU 1
Critères de caractérisation des milieux de dépôts
Chorocteristics of depositionol eny;ronments
DOMAINE OUVERT
~-
--------.
/PLATE _FORME
(XHAN[) _~ __ ----.M
~-
DOMAINE RESTR E INT
(BASSINl __. _ .
_ _ _ ~ _ _ IPlATE _fORME INTERNE)
T Barrière
Barrière
~SUpritlidal ~
lntertldal
"'t4
SublHlal
~ interne III ou Shoal ,.-
m_Hln :!. prOfond--------f- Pl'nle ~ - - BasSin - ..
CRIHRES DE CARACTEHISATION
Haute mer
Basse mer
- - Limite d'action ct
/
l imi te zone IJhotiqu(:
1LITAGE ~
n
grande e~tenslon
cxlcnSlOnlllrnllec
)-
J.lC:lS
de
R('yuIH~f
:;0
'T'lèil Ille
Illdqe ou 1--
)-
Ir r cCjlJ 11er
rn<tl hte
épaisseur \\/arli:lblc-
n
S.mes d'ol dtl' deCllnélr1qul'
-1
m-
Bdnc~ d'ordre melrlqul'
:;0
10--
A.Hlcs V,l' l,jt)Il'~
T'lon strdflflé
oolithe
V'
B<lIlC~ SUllmll'lJrs dll 1l1l!lre
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-1
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1
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\\El--~---~-----Sl
-1
Et ÉMENTS NON CALCAIRE:
m-
célestine
t
,proven,mce suprattdalef
- -
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Al\\hydflll~
- - - - - - - - -
Oolornlcrltc
- - - - - - - - - - - -
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-
- - -
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Brl!ches LIf: r1esslcat IUf!
T,aces <if' rJcrnes
FI'fl!f'S
dl~ <!1'SSIC(,I!I{)1l ("ITHIl! uclckslI)
'·.fOll\\!''>
"'clllCf,lll\\'ll
r "'\\<'~lf.l!· l ',BI,d ...,·'{,,,,, .

Cloute!. (l'dill'Idlluil
.r-------::t-
tCneSlrae (tlGul!seyeSll)
P!oeu(\\(lmorphosl"s
«Caue à poule»
((clll(:kt~n wlft~l)l
MlclustalacTltes
Siruclures strom<tlOr.lhtqu~'.i
1
1 - - - - - -
((Larnmoid fenestracll
Onculllhes
!lthophaqes
Biolurbatlons
Strornal3clis
--l
\\ - - - -
EncroiJICmcl'ts i:llgalres
Surf.lee durcie \\((hard groufl{111!
FIgures lie glIssement (Kslurnpmgll)
Mtcrohrèches
1 - - -
(turbldl1esl
@RGAN)SMES)
dél}fl~ finS
AbOndilnts
~ Limite lone
FrP-l]llelH:e
Freqllents
1
photique
{ Adres
Espêl't~s v..lnées
Î
.......
V<Htelé
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)(
Grdrlns, orlJilr1lsmes
,...
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..,
-------1-----...,..-"'---
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Brisés
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--)
ÉLÉMENTS BIOLOGIOUES
1""'1
Clldr.lcees
_ _ _ _
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Osrrdcode!o
1
1
1
- - - - - - - - -
1
Coprolithes
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3:
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1
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Millohdë!o
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3:
-':l HOldlldés
m-
-i
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PencropluJés
;;U
dll(reS Fmdminllhes berlrhlqlJe"S Internes
'"
.....
Algues rouyes encroûtdrltes
~
m
1
1
1
~
Grands Lamelliuranclles
Grands Gasléropodes
-----1
1
t::
Rudistes
PolYPiers
1
1
- - - - - - - -
8ryolOiJHe'.i
délms
Alyucs rou~Ws tdamenteu'.ies
Orullold.dés
Leprdocycllne'.i
Nurnrnu IIlldés
---E
- - - -
- - - -
autres f-orarTlinilère!.
hentflllllll'S externe'.i
- - -
- - - -
Sflollglalres
Ent1oqlW!.
duiT!!!'> jorllle~ d'E:dllIHld.'IIlH''lo
Br "ch IOII(ldl~~
- -
Anlu~lldl~'.i
t=
Ill: Mluo .edllilldt'
!l
Mlcro-tr<Jglfwll[~
Mlcroldarnenls
AfTlrnOnlies
Spicule!.
Rdt1JoldHes
CoJlplOllelles
GIO!JO[llJllCorhl
GIOUICJCt l!lutés
,luIre!. rordlllllllr~I('S IJCld~Il(1l1('~

343
TALLEAU 11
Critères biologiques de caractérisation des milieux de dépôt
Diagnostic biological characteristics of depositional environments
1
1
PROFIL
Morphologie
'
Bârnère -tII-I
__ ..
Plate-forme Interne
"'1:
Plate.forme externe
~ '..
Bassin -1
1
1 ~
1
1
rt Pente ~
PALÉOGEOGRAPHIQUE
1 Supratidal 1
.

Bathymétrie
ëÈ' c..~ Ilntertida~ ..
Subtldal
~à Intertidal~mann-profond~
p~I~'=1
1
1
Chimisme
1
1 Domaine restreint
~I..
Domaine ouvert ou mann ouvert -------1
1
1
1
1
1
1
1
~I
1
1
1
1
1
1
Haute mer
Basse mer
~II
CRITÉRES
BIOLOGIQUES
~:r--
1ÉLÉMENTS FIGURÉS ~
Forams benthiques imper forés + Arena~
----
Forams benthiques perforés
----
-- --
Forams pélagiques
----------- --
Radiolaires
----------- --
Spongia ires
--------bi
Coraux
~-~.lm_ _____
- --------
-
Bryozoalre5
- ----------- --
-
Br ach iapodes
- - - - -
--
Annélides
----- -
Gasteropodes
------------
-
Rudistes
-
----
Coprolithes 1 Crustaces)
.
----
Ostracodes (non pélagiques 1
-
Oinoi'des •
~m~
lation)
-
--
-1-------- --_. --
Tentaculitidés
--
----
Faunes pélagiques
------------ ---
BlOclasts roulés •
- 1--.-
-
--
Bioaccumulatlon monogênetlque.
---
---- -
AccumulatIOn de tests varies •
1--.- --
-~ - -
Rhodophycées
~~ antes
ram~i~ ~roütantes
----
--
Udoteacées (Codiacéesl
---
----...
.. -
Dasycladacées
---
---
-
Porostromata (ex : Girvanelles)
---
--
Cyanophycées
------- --_.
Bloplsolithes •
-
----
Agrégats
--
---- --
Charophytes
- - --
léLEMENTS FIGURéS NON CARBONATES 1
Silice Ossue d'organismes siliceux) •
---- ---
---
Lignite, charlxm
- ,......
IPHASE DE LIAISON 1
l al 9 ire)
lai
Ire)
Mlcrlte.
-
SparÎte et mlcrosparlte
~ ~a!!.2n)
~I~erm~s.!.
- -
Dolomicrtte
~ !l"1~_
lai
Ire)
1 ASPECTS
PARTICULIERS 1
BlOturbation, perforations de sédiments non Indurés
-
-
Sol fossile
~ -
Perforations en sèdlments Indurés •
---
---- --
Copeau x algaues • •
- 1---
Encroütements organiques.
-- -------
--
Fenestrae (Blrdseyesl •
,......1--
Rhodohthes •
......- ---
Stromatollthes, tapIs algalre
--
Oncolithes •
---
----
BIscuitS algaires •
---
,.....
Pellets algaires •
~-- --
Boundstones lhormls stromatolithes) •
-
--
-
Trottoirs à Algues •
- --
- -
--
Influences egalement importantes des facteurs
• chimIques • dynamiques
(extrait de ELf-AQUITAINE ,1975)

344
MILIEUX ET GÉOMÉTRIE
TABLEAU III
Critères dynamiques de caractérisation des milieux de dépôt
Diagnostic physical characteristics of depositional environments
1
1
PROFIL
Morphologie
~
P!(Ite.forme Interne
--.
....
I--o~Plate_forme externe
...1
Bassin----...
1'4- B."iere ~I
.. Pente ..,
-~
PALÉOGEOGRAPHIOUE
1
~"§I ci - 1
l
,-
Bathymetrie
Cc c..~ 'ntertldalr'4------Subtldal--------I~~
às~~~;g?J~I~ mann 1: profond --~~
<3 ~'J5 ~
1
1
1
1
1
1
1
Chimisme
Domaine restreint
.14
Domaine ouvert ou marin ou 'Vert - - - - .
1
1
1
Haute mer
1
1
Basse mer-
_ _ _ _
1
1
--"""""'1
1
CRITÈRES
DYNAMIOUES
~:,-
1
1
IELEMENTS FIGURES CARBONATES
Bloaccumulations monogenérlques ..
---1----------1----
Bioaccumulations de tests ....arlés ..
----
-~
-~
Bioclasts roulés ..
---
-1---....,..--
Bloplsolithes ..
Agrégats ...
--+------
Imraclasts
-----~-------
Gra ....elles
~-l------
-l-- - - -
---- --
L,thoclasts
-~+--~--
--
+-
-~-+
Oolithes
~--+----
---
Pellets
----------~
Pellets algaires
. . .
~I----
1ÉLÉMENTS FIGURES NON CARBONATÉS 1
Lignite, charbon ..
~~ --+--------...,
Bauxite.
~
limonite.
~~---~----------
Silex
. . .
-------- -- - -
Chaliles •
-~---
--
Ouartz détrttlQues
- p . - - l - - - I - - - - - - - - - - - -
Phosphates •
-~ -adatl~) --
(dêgradatlonl
Minéraux argileux.
--
Anhydrite, gypse.
-~-----------------
'''"P-H-A-S-E-D-E-L-'-A-'S-O-N........)
Mudstone
~--
-------~
---
Wackestone
~-- -1------
Packstone
----~--
-~---
--
. -
Gralnstone
--~~---
-
-~-
--
Mlcrospaf1te et sparrte de remplissage.
-~
--
-- -
l
oaee ~ -blohermes
brèc es supra Idales}
1ASPECTS PARTICULIERS 1
Conglomérats
+,-.....,.-
Brkhes de turbldite
---~
Contre-emprelntes (<<Castsll 1
-,------
--
RIdes
- I--'-+---\\-- --
--
Granoclassement vertical
Structure laminée
feudletee
----
-----
-----
----1
Structure litée
-
Structure en ((Queue de chevahl
Sédiments Internes
~--
StratificatIon oblique
~-------
TapiS alga.re ...
r--~__ ----
Rhodolithe ...
----
Stromatollthes ...
Oncolithe ...
---~----
Brscu Il algal re ...
Boundstone
...
~---l- -
-1--
Ir'!fJuences egalement ImportanteS des
acteu'S;'" organiques. Chlm'Ques
(extrait de Elf-AQUITAINE.1975)

345
CARACTÉRISATION SÉDIMENTOLOGIQUE DES DÉPÔTS CARBONATÉS
TABLEAU IV
Critères physico-chimiques de caractérisation des milieux de dépôt
Diagnostic physico-chemical characteristics of depositional environments
1
1
1
PROFIL
Morphologie
...
14..-
Ptate_forme interne
-t....I......._....JPlate.forme externe
14
Bassin ---.
PALÉOGÉOGRAPHIQUE
l,
1
1
~Ba"'ère..;
!.Pente..!
'''''1 ~ - 1
1
1 Supra..dal I~
+
,-
-,
Bathymetrie
g~1 g.:Q 11ntertida...~..f - - - - - Subtidal - - - - -...., à lntertldal 1 " - - mann - profond -----.t
U c1Vl - 1
1
1
1
1
ChimÎsme
Domaine restreint - - - - - -....."'Ilf-.--Domaine ouvert ou marin ouvert---;----+
1
1
1
1
1
Haute mer
j
Basse mer-
~:
- -
1
CRITÈRES PHYSICO-CHIMIQUES
~\\r---..
1 ELÉMENTS CARBONATÉS 1
Agréya" 0
p...--------
Pellets algaires 0
-~--
1 ÈLÉMENTS MINÉRAUX NON CARBONATÉS'
Bauxite
1.-
Limonite
~----I----------
Silice issue d'organismes siliceux 0
Silex Chailles 0
--- --
--
Phosphates 0
-
.1---
Argiles
- ----
Glauconie
- - ---oooo+---+-"""
Gypse, Anhydrite
1----- ---
-----
---
Sulfure de fer
-~-
---
1 PHASE DE LIAISON 1
Micrlte 0
~- -----------.......j---
-----
Mlcritisation 0
--------1-- -
Dolomlcrite a
-- --- ----------1- --
Sparite et microsparite
~..,.--!----I-----
- -
-~ -----
Dolosparite et dolomicrospar;te
1 ASPECTS PARTICULIERS 1
---------------
-------~
Amygdaloides, (,flaser structure,)
1-1-+--- -
Bioturbations. perforations de sédiments indures ~
I-I-+--~ - --
Brèches, dessication, fissures, pores, sol polygonal
1-+-+--
Brèches de dissolution
-1-----
Convolute lamination
---~
-
Copeaux algalres 0
Fenestrae 0
:~::-_-I=
(Flame structure)
__.._l
Galet mou.
-r------
--
tMinikarst)
1-1-- -
(Neptunean dyke1>
MicrostalactitÎQue Ipisolithe vadosel
~ ---
Pseudomorphoses d'é'IIaporites
~----­
Sédiments internes.
1------
Septana
-----
..
cSlump--marksJ.
~~--
-
- - - - 1 - - -
Stromatactis
Influence conjuguée des facteurs
• dynamiques
0 blOloglQlJes
(extrait de ELf-AQUITAINE, 1975)

346
ANNEXE A - 2
* DESCRIPTION LITHOLOGIQUE DETAILLEE DES ECHANTILLONS
DE SONDAGES D'ADIAKE (SUD-EST DE COTE D'IVOIRE)

347
S 521-15
Argile
sableuse
gris-foncé à sable très fin
à grossier et
présence d 'hydroxides de fer
S 521-76
Argile sableuse blanchâtre à sable très grossier
présence
d 'hydroxides de fer
S 521-79
Argile sableuse, gris très foncé, à sable moyen à grossier
S 521-81
Argile sableuse, gris très foncé à sable grossier
S 521-83
Argile sableuse gris foncé à sable très grossier à grossier,
légèrement bitumineuse
S 521-85
argile
sableuse
gris
foncé,
très
compactée
à
sable
très
grossier
S 521-86
Argile
sableuse
gris
très
foncé,
très
compactée
à
sable
grossier
S 530-21
Argile
sableuse
blanche
à
rose
à
grains
de
sable
très
grossier à hydroxile de fer
S 530 36
Argile
brune
très
pâle,
sableuse
à
sable
grossier
à
hydroxides de fer
S 530-47
Argile
sableuse,
rose
à
rouge
à
grains
de
sable
très
grossiers et généralement laiteux
S 530-48
Argile gris foncé à passage brunâtre ; sable à grains de
sable grossier parfois (automorphe) : présence de pyrite
S 530-50
Argile
gris très foncé,
très consolidée,
sableuse à sable
très grossier, à hydroxide de fer
S 530-52
Argile gris foncé peu sableuse à sable grossier à hydroxide
de fer
S 530-54
Argile sableuse grise très foncé, compactée
S 530-66
Argile sableuse grise très foncée,
pâteuse et plastique,
à
sable grossier
S 530-73
Sable argileux parfois granuleux
S 530-84
Argile blanche, friable et poudreuse à passages de sables
grossier et rarement très grossier, présence d'hydroxides
S 530-90
Sable argileux gris sombre, à grains grossiers très propres
et à hydroxides
S 530-91
Sable argileux gris sombre et à passages de granules
S 530-92
Argile grise sableuse à grains de sable très grossier
S 530-94
Argile brune à rouge foncé, sableuse et à sables grossiers,
à hydroxides de fer
S 530-99
Argile grise concrétionnaire,
parfois altérée ou oxydée en
jaune rouge à passages de sables grossiers à fins

348
S 531-32
Argile gris sombre, pâteuse et sableuse à grains de sables
grossiers
S 531-34
Sable argileux plus ou moins pâteux à grain grossier et gris
très foncé à hydroxides de fer
S 531-35
Argile sableuse rose pâle et poudreuse à passage de sables
moyens. Présence d'hydroxides
S 531-41
Sable
grossier
à
très
grossier,
à
passages
granuleux et
d'argiles grises. Présence d'hydroxides
S 531-42
Argile salbeuse, gris très foncé à sables grossiers
S 531-50
Sable peu argileux parfois granuleux, gris
S 532-22
Argile
sableuse,
latéritique,
rougeâtre,
à
sables
très
grossiers
S 532-84
Argile sableuse, blanche, très poudreuse à grains de sables
grossiers.
S 532-87
Argile brune très pâle, très poudreuse à passage de sables
grossiers
S 532-91
Argile
sableuse
très
plastique,
grise
à marron rouge,
à
grains de sables très grossiers
S 532-95
Argile blanche à passage de rouge brique et
sableuse à
grains de sable très grossier
S 541-A
Argile calcaire grise très fine
S 541-B
Argile sableuse grise à sable parfois grossier
S 541-C
Calcaire
argileux
gris,
à
débris
coquillers
à
très
rares
qUartz très fin, présence de pyrite, d'hydroxides de fer et
de glanconie ; très fossilifère
S 541-D
Argile sableuse glauconieuse grise à sables très grossiers.
S 541-E
Glauconite (ou argile très glauconieuse) sableuse verdâtre,
à sable grossier
S 541-F
Argile grise très finement sableuse et glanconieuse
S 541-M
Sable très grossier, peu argileux, gris et bitumineux
S 541-K
Sable bitumineux, moyen, très peu argileux
S 541-1 :
Sable entièrement bitumineux, très consolidé
S 541-H
Sable très peu argileux, grossier à très grossier
S 541-G
Sable peu argileux gris clair, grossier à très grossier
S 541-63 :
Sable peu argileux très grossier
S 543-8 :
Sable
argileux
jaune
orange,
grossier
à
tâches
de
gris
clair, glauconieux
S 543-36
Argile blanche peu sableuse, friable à sable grossier

349
S 543-39
Argile
sableuse
grise
à
sable très
grossier,
et
à aspect
feuilleté
S 543-41
Argile
sableuse
très
compactée
à
sable
grossier
parfois
automorphe
S 543-42
Argile gris -sombre plus consolidée à grains de sables très
grossier
S 543-43
Argile calcaire grise à sables grossiers
S 543-46
Argile grise sombre. compactée, à sable grossier parfois en
automorphe
S 544-42
Argile pâteuse gris sombre très plastique à grains de sables
grossiers
S 544-43
Argile
plus
sableuse.
gris
sombre
à
grains
de
sables
grossiers à fins
S 544-45
Argile plastique.
pâteuse.
gris très
foncée.
à
grains
de
sables grossiers. très propres
S 544-47
Argile sableuse
gris très sombre
faiblement
compactée,
à
grains de sables grossiers parfois automorphes
S 544-48
Sable calcaire très peu argileux.
gris clair, très friable à
débris coquillers
S 544-52
Argile grise très compactée moyennement sableuse
S 544-53
Sable
gris
très
peu
argileux.
à
sables
très
grossiers
à
imprégnations bitumineuses
S 568-14
Argile
gris
sombre
carbonatée
à
débris
coquillers.
à
passages de sables très grossiers parfois automorphes et à
Ostracodes
S 568-15
Argile sableuse gris foncé à grains de sables grossiers et à
granules ; fossilifère
S 568-16
Argile
grise
carbonatée.
à
débris
coquillers
finement
sableuse et fossilifère
S 568-18
Argile
gris
clair.
calcaire
à
débris
de
coquilles
de
Gastéropodes et de Lamellibranches. fossilifère, présence de
grains de sables grossiers et de glauconieux
S 568-20
Calcaire g"ris clair.
argileux à débris de Gastéropodes et
Lamellibranches à passages de sables grossiers. Présence de
pyrite et de glauconie
S 568-21
Argile
calcaire
gris
verdâtre
glauconieuse,
à
débris
coquillers ; fossilifère et passage de sables grossiers
S 568-22
Calcaire
gris clair argileux,
pyriteux et
glanconieux peu
induré
et
à
débris
de
coquilles
de
Gastéropodes
et
de
Lamellibranches, fossilifère
S 568-27
Sable très
grossier.
calcaire à débris coquiller.
très peu
argileux, peu fossilifère

350
ANNEXE A - 3
MODE OPERATOIRE DE L'EXTRACTION MECANIQUE
DES MICROFOSSILES

351
2 -
MODE OPERATOIRE DE L'EXTRACTION DES MICROFOSSILES
LAVAGE
a) Prélever et tremper 300 à 400 g de sédiments dans 150 à 200 ml
d'une solution de 10 à 15 % d'eau oxygénée à 100 volumes.
b) Agiter et laisser reposer pendant quelques heures (temps de
déflorulation) .
c) Laver (tamissage par voie humide) les sédiments au travers de
la colonne
de
tamis
choisis
:
leurs
mailles
varient
généralement
de
3,15 mm à 50 microns.
d) Dans chaque tamis, brasser doucement les sédiments du bout
des doigts jusqu'à ce que l'eau qui sort de la colonne soit humide.
e)
Récupérer les résidus en les rassemblant à la périphérie de
chaque tamis,
puis en les faisant
passer dans la coupelle,
et ce,
à
l'aide d'un léger courant d'eau au revers du fond du tamis.
NB
: après chaque utilisation,
les tamis doivent être vigoureusement
brossés puis plongés dans une solution de bleu de méthylène à 10 ou
15 % ; les microfossiles restés entre les mailles seront colorés en bleu
donc récupérables dans les lavages et les tris ultérieurs.
SECHAGE
Faire
sécher
les
échantillons
lavés
dans
une
étuve
à
une
température
moyenne
de
70°C,
pendant
3 ou
12
heures
suivant
la
composition minéralogique et la teneur en eau de chaque résidu.
Puis
les
conserver
dans
des
tubes

microfossiles)
sur
lesquelles
on
mentionnera obligatoirement toutes les références de l'échantillon.
TRI A LA LOUPE BINOCULAIRE
Le principe est simple mais fastidieux
: on étale très légèrement
une certaine quantité du résidu séché, dans un bac quadrillé.
On observe le résidu en balayant dans le champ de la loupe, le
contenu du bac suivant chaque quadrillage.
Les
microfossiles
dégagés
seront
ensuite
conservés
dans
des
cellules spéciales pour la détermination momenclaturale.

352
ANNEXE A - 4
MODE OPERATOIRE ET RESULTATS D'ANALYSE PAR PERTE AU FEU
DES ARGILES ISSUES DES SONDAGES D'ADIAKE

353
L'équation simple qui a servi aux différents calculs des tableaux de
manipulation peut s'écrire comme suit
(Poids éch.)
(Poids éch.)
(avant four)
(après four)
Perte au feu =
x 100
Poids initial après étuve
Mais cette perte au feu englobe à la fois l'eau d'hydratation, de
constitution, la matière organique et éventuellement du gaz carbonique
pour les échantillons carbonatés.
MANIPULATION
Le mode opératoire qui suit est celui qu'utilise le laboratoire de
géologie de PAU.
Les
résultats obtenus
seront
représentés
par
des
graphiques et inteprétés en termes sédimentologiques.
1) Peser 1 gramme (1 g) de matériau.
2) Laisser séjourner à 100°C pendant 24 H. afin de le débarasser
de son eau hygroscopique.
3) Laisser reposer dans un dessicateur (pour éviter la reprise de
l'humidité) à la température ambiante.
4) Peser le matériau séché et noter P .
5) Mettre à chauffer au four à 10ooo è, puis le laisser pendant une
heure.
6) Reprendre (3) et (4) et noter P2.
La différence Pl - P.2 donne la quantité de constituants qui ont
disparu à l'issue du chautTage au four.
Cette différence qui donne la
perte au feu peut se formuler de la façon suivante :
Eau (hydradation + constitution) +
Perte au feu =
matière org'anique + gaz carbonique
Elle se calcule par une formule simple qui fait intervenir, cette
variation
p
(Pl
-
P2)
et
le
poids
sec
initial
(Pl)
du
matériau
débarassé de son eau hygroscopique.
(1)
=
Perte au feu
x 100
Dans
les
tableaux
d'analyses
qui
suivent
et
dans
le
souci
de
compréhension. Pl de l'égalité (1) est remplacé par P, qui est le poids
de l'échantillon dëbarassé de son eau hyg'roscopique.

354
Ech.+Tare
Poids écho
Ech. + Tare
P1-P2=p
Perte
Tare
Sondage
Ne écho (100°c)=P1
= p
gr.
(1000 0 )=P2
p gr.
au feu
gr.
gr.
gr.
p/px100
S 521
4
18.692
16.925
1. 767
17.877
0.815
46.12
15
18.663
16.937
1. 726
18.455
0.208
12.05
76
19.636
16.954
2.682
19.536
0.100
3.72
79
18.705
16.942
1. 763
18.424
0.281
15.93
81
18.829
16.855
1. 974
18.471
0.358
18.13
83
18.551
16.598
1.953
18.188
0.363
18.58
83bis
17.524
16.307
1. 217
17.351
0.173
14.21
85
18.825
16.747
2.078
16.630
0.195
9.38
86
19.005
16.571
2.434
18.431
0.574
23.58
S 530
47
19.640
16.550
3.090
19.580
0.060
1. 90
48
18.199
16.410
1. 788
17.868
0.330
18.45
50
19.014
16.940
2.074
18.548
0.455
22.46 1
51
18.633
16.437
1.696
18.305
0.330
19.45 1
52
18.669
16.993
1. 676
18.394
0.275
16.40
54
18.170
16.453
1. 717
17.815
0.355
20.67
66
18.619
16.937
1.682
18.196
0.423
25.14
73
18.688
16.927
1. 761
18.602
0.080
4.88
84
19.448
16.986
2.462
19.281
0.167
6.78
90
18.104
16.399
1. 705
17.970
0.134
7.85
91
18.135
16.983
1.952
18.542
0.393
20.13
92
18.386
16.367
2.019
17.841
0.545
26.99
94
18.642
16.555
2.087
19.597
0.045
2.15
99
19.856
16.914
2.937
19.696
0.160
5.44
Tableau la
Résultats de la Perte au feu des échantillons des
sondages 521 et 530. Adiaké/Côte d'Ivoire

355
Ech.+Tare
Poids écho
Ech. + Tare
P1-P2=p
Perte
Tare
Sondage
N° éch. (lOO°c )=P1
= p gr.
p gr.
au feu
gr.
(1000° )=P2
gr.
gr.
p/px100
S 531
32
18.702
16.935
1. 767
18.526
0.176
9.96
34
18.202
16.980
1.922
18.676
0.226
11. 75
35
41
17.978
16.413
1.565
17.834
0.144
9.20
42
18.582
16.572
2.010
18.273
0.309
15.37
50
18.412
16.221
2.191
18.060
0.352
16.06
S 532
22
19.470
16.813
2.657
19.313
0.157
5.90
84
19.204
16.629
2.575
19.107
0.097
3.76
87
19.652
16.577
3.075
19.484
0.168
5.46
91
18.780
16.994
1. 786
18.501
0.279
15.62
95
19.648
16.942
19.570
0.078
2.88
Tableau lb
Résultats de la Perte au feu d'échantillons des
sondages S 531 et 532. Adiaké/Côte d'Ivoire

356
Ech.+Tare
Poids écho
Ech. + Tare
P1-P2=p
Tare
Perte 1
Sondage
N° éch. (lOOD C) =P1
= P gr.
(1000C) =P2
P gr.
au feu
gr.
gr.
gr.
p/px 100 i
j
S 541
A
18.396
16.654
1.742
18.127
0.269
15.44
B
18.060
16.454
1.606
17.ï99
0.261
16.25
C
19.275
17.205
2.070
18.466
0.809
39.08
D
18.837
16.629
2.208
18.580
0.257
16.64
E
17.542
16.362
1.180
17.309
0.233
19.74
M
18.251
16.753
1.498
17.980
0.271
18.09
K
18.452
16.943
1.509
18.395
0.057
3.77
H
18.627
16.924
1.703
18.599
0.028
1.60
G
19.982
16.721
3.261
19.934
0.048
1.47
.
63
18.687
16.601
2.086
18.646
0.041
1. 96
S 543
8
19.710
16.978
2.732
19.570
0.140
5.12
35
19.526
16.926
2.600
19.402
0.124
4.76
36
18.521
16.449
2.072
18.347
0.174
8.39
39
18.819
16.935
1.884
18.457
0.362
19.21
41
18.244
16.891
1.353
17.984
0.260
19.21
42
18.907
16.803
2.104
18.537
0.370
17.58
46
18.181
16.884
1. 697
18.242
0.339
19.97
S 544
42
18.303
16.551
1. 752
17.952
0.351
20.03
45
18.050
16.940
1.110
17.913
0.137
12.34
47
18.682
16.931
1.'751
18.292
0.388
22.15
48
18.838
16.250
2.588
18.276
0.562
21. 71
52
18.509
16.448
2.061
18.140
0.369
17.90
53
19.593
16.622
2.971
19.403
0.190
6.39
Tableau le
Résultats de la Perte au feu d1échantillons des
sondages S 541, S 543 et S 544. Adiaké/Côte d'lvoire

357
Ech.+Tare
Tare
Poids écho
Ech. + Tare
P1-P2-p
Perte
N° écho (l00°c)=P1
= p
1
Sondage
gr.
(1000O)=P2
p gr.
au feu
gr.
,
gr.
gr.
p/px100
S 568
14
18.712
16.448
2.264
18.469
0.243
10.73
15
18.839
16.988
1.851
18.709
0.130
7.02
16
19.155
16.955
2.200
18.997
0.150
7.18
18
18.385
16.705
1.680
17.950
0.435
25.89
20
19.079
16.812
2.267
18.439
0.640
28.23
21
18.274
16.706
1.568
18.165
0.109
6.95
22
18.088
16.224
1.864
17.546
0.542
29.07
27
19.452
17.203
2.249
19.299
0.153
6.80
S' 571
AB
18.832
17.012
1. 760
18.734
0.098
5.56
AC
18.888
16.656
2.232
18.694
0.194
8.69
AD
19.114
16.943
2.171
18.580
0.534
24.59
AE
18.181
16.653
1.528
18.095
0.086
5.12
AF
18.540
16.862
1.678
18.443
0.097
5.78
AJ
18.592
16.748
1.844
18.454
0.138
7.48
AK
19.649
16.647
3.002
17.850
1.799
59.92
AG
19.154
16.653
2.501
18.354
0.800
31. 98
AH
19.579
16.811
2.768
18.587
0.992
35.81
AI
18.516
16.978
1.538
18.007
0.509
33.09
AM
18.367
16.745
1.622
18.294
0.073
4.50
AL
18.925
16.989
1.936
18.757
0.168
8.67
Tableau Id
Résultats de la Perte au feu d'échantillons de sondages
S 568 et S 571 - Adiaké/Côte d'Ivoire

358
ANNEXE A - 5
PRINCIPE, MODE OPERATOIRE ET TABLEAU DE
RESULTAT DE LA CALCIMETRIE DES ECHANTILLONS DE SONDAGES D'ADIAKE

359
Le
principe
de
l'étude
(fig.
1)
peut
se
résumer
de
la
façon
suivante.
* Dans un Erlemeyer (E) contenant une prise d'essai (PE), on
verse de l'acide chlorhydrique dilué à 50 % initialement contenu dans un
petit tube à essai (T).
Le carbonate présent dans la prise d'essais réagira avec l'acide
chlorhydrique selon l'équation.
(1) CaCo
+ 2 Hcl
z
Le gaz carbonique (Co ) dégagé au cours de la réaction (dans ce
2
système
hermétiquement
clos)
va
exercer
une
force
sur
le
liquide
contenu dans le tube en U.
La variation du niveau du liquide dans le tube (T
), correspond
au volume de gaz carbonique dégagé à la température eY à la pression
notées au cours de l'expérience.
L'équation (1) montre qu'une mole de CaCO
libère une mole de
z
Co2 ·
Après la correction du volume du gaz carbonique en fonction de la
température et de la pression ramenées aux conditions normales selon
l'équation
(1I)
V réel CO
= (P - US) Vol. Mesuré x 273
2
(273 + t) x 760
On en déduira le poids de carbonates contenus dans chaque prise
d'essais puis on calculera le pourcentage de carbonates ramené au poids
initial de l'échantillon. l'échantillon.
A.1.6.2. RESUME DU MODE OPERATOIRE
1. Prélever une quantité P gramme de matériau.
2. Mettre la prise d'essai (PE) dans l'Erlemeyer (E)
3. Remplir (avec précaution) au 3/4 le tube à essai T, d'acide
chlorydrique à 50 % et l'introduire (sans le renverser) dans l'Erlemeyer.
4.
Boucher l'Erlemeyer
:
en
principe
on
note
une
légère
dénivellation due à la pression du bouchon (B) dans le tube en verre
(TV) .
5. Ramener les niveaux 01 et 02 sur la même horizontale et
lire la valeur de la dénivellation à l'équilibre qui sera noté Xo en ml.
6. Faire verser l'Hcl sur la prise d'essais par inclinaison de
tube (T) et de l'Erlemeyer puis remuer l'ensemble jusqu'à disparition
des bulles puis laisser reposer quelques secondes.
7. Ramener à nouveau 01 et 02 à la même horizontale et lire la
denivellation correspondante à l'équilibre Xm (ml).
Par soustraction xm - xo, on obtient le volume exact (Vm) de
liquide déplacé par la pression partielle du CO
dégagé à l'issue de la
2
réaction de l'Hcl sur le CaC0
contenu dans la prise d'essai.
3
S.
A
la
fin
de
chaque
essai,
relever
la
pression
et
la
température de l'expérience.

360
Tube plastique
Support du système
en U

Tube en verre
.~---- gradué (TV)
Bouchon (B)
Erlemeyer (E)
Tube à essa~ (T)
Hel 50 %
Prise d'essai
Socle
Figure l
Schéma d'un calcimètre
La réaction de l'acide chlorhydrique sur la prise d'essai
provoque dans le système en U une variation de volume du liquide
qu'on peut mesurer dans le tube en verre


361
A.1.6.3 COMPREHENSION DES PARAMETRES
. Les paramètres ci-dessous ont permis d'effectuer les calculs
qui ont permis d'établir la figure A. 2.1.
Poids des prises d'essai 1 2 et 3
PM
Poids moyens des 3 essais
Volumes de liquide déplacé des
essais 1 t 2 et 3
VM
Volume moyen des essais
Pression et température de
l'exp.
Volume réel calculé à partir
de l'équation l
Poids de carbonate de calcium
pour différents essais déduits
de
PCaCO
=
100
x V CO
z
22400
v
2
% de CaCO
à partir de
z
P caC0
x 100
% =
3
PM
Variance
V =
3
(VM - VE) 2 =
2
Calcul d'erreur
Ecart type
=
V

SONDAGE
Ech.
PE~
VE
PE~
VE
PE~
VE
P
roc
PM
VM
VrC07
Vr1 CO~
Vr2 CO~
Vr3 CO?
( )
(~l)
( )
(mf)
( ) (mi)
mmHg
(g)
(ml)
(m 1)
(ml
.
(ml
(ml]
A
0.251
0.5
0.252
0.5
0.247
0.5
755
19°6
0.250
0.5
0.4
0.4
0.4
0.4
541
B
0.521
0.5
0.523
0.5
0.528
0.5
755
19°6
0.524
0.5
0.4
0.4
0.4
0.4
C
0.128
25.0
0.129
25.0
0.128 26.0
755
19°6
0.128 25.3
23.3
23.0
23.0
24.0
48
0.275
544
40.0
0.271
37.5
0.278 41.5
755
19°6
0.274 39.6
36.5
36.9
34.6
38.3
52
0.304
0.5
0.300
0.5
0.301
0.5
755
19°6
0.301
0.5
0.4
0.4
0.4
0.4
14
0.206
5.5
0.201
4.5
0.196
4.0
755
19°4
0.201
4.6
4.2
5.0
4.1
3.7
15
0.260
2.5
0.259
3.5
0.262
3.0
755
19°4
0.260
3.0
2.7
2.3
3.2
2.7
N
16
0.165
1.0
0.163
1.0
0.165
1.0
755
19°4
0.164
1.0
0.9
0.9
0.9
0.9
I.D
(Y)
18
568
0.111
13.0
0.116
13 .0
0.115 12.0
755
19°4
0.114 12.6
11.6
12.0
12.0
11.0
20
0.134
16.0
0.135
15.0
0.136 15.0
755
19°4
0.135 15.3
14.1
14.8
13.8
13.8
21
0.158
1.5
0.159
1.5
0.161
1.5
755
19°4
0.159
1.5
1.3
1.3
1.3
1.3
22
0.250
38.0
0.252
38.5
0.248 37.0
755
19°4
0.250 37.8
34.9
35.1
35.5
34.2
27
0.177
0.5
0.182
5.0
0.179
5.0
755
19°4
0.179
5.0
4.6
4.6
4.6
4.6
AC
0.265
0.5
0.267
0.5
0.267
0.5
755
19°6
0.266
0.5
0.4
0.4
0.4
0.4
AD
0.163
19.5
0.163
19.5
0.162 18.5
755
19°4
0.162 19.1
17.6
18.0
18.0
17.1
AE
0.202
0.5
0.198
0.5
0.209
0.5
755
19°6
0.203
0.5
0.4
0.4
0.4
0.4
AF
0.203
1.0
0.201
0.5
0.202
0.5
755
19°4
0.203
0.6
0.5
0.9
0.4
0.4
AJ
0.253
2.5
0.249
2.5
0.250
2.5
755
19°4
0.252
2.5
2.3
2.3
2.3
2.3
571
AK
0.195
15.5
0.193
14.0
0.198 15.0
755
19°4
0.195 14.8
13.6
14.3
12.9
13.8
AG
0.245
36.0
0.250
37.0
0.249 37.0
755
19°6
0.248 36.6
33.8
33.2
34.1
34.1
AH
0.235
42.0
0.236
43.0
0.232 42.5
755
19°4
0.234 42.5
39.2
38.8
39.7
39.2
AI
0.321
6.5
0.302
5.0
0.320
6.5
755
19°4
0.314
6.0
5.5
6.0
4.6
6.0
AM
0.452
4.0
0.456
3.0
0.459
4.0
755
19°6
0.455
3.6
3.3
3.7
2.7
2.7
AL
0.251
44.0
02.57
45.0
0.252 44.5
755
19°6
0.253 44.5
41.1
40.6
41.5
41.1



363
ANNEXE - A - 6
PRINCIPE ET MODE OPERATOIRE DE LA DIFFRACTOMETRIE
DES ARGILES DES COUPES DU DOMAINE NORD-PYRENEEN

364
ANNEXE A-6
ANALYSE DIFFRACTOMETRIQUE DES ARGILES
Rappel du principe de l'étude
Les rayons
X sont
des
rayonnements
électromagnétiques
de longueur
d'onde variant de 0.1 à 20 A.
Ce sont des rayonnements relativement
énergétiques.
Quand,
par choc,
on élimine un électron d'une des couche les plus
internes (K ou L), l'électron qui est éjecté de la couche. va provoquer
des retombées électriques sur cette couche c'est-à-dire une émission de
photons correspondant aux rayons X.
Leur
production
nécessite
l'utilisation
d'une
lampe
comportant
une
anticathode (en Cu ou Co) et un filament (voir schéma ci-dessous).
Filament
Anticathode
HT.
La valeur des longueurs d'onde emlses est caractéristique des éléments
contenus dans l'argile et chaque raie émise correspond à ces différentes
retombées ; il faudra donc :
1 - Un flux de photons intense
2 - Une longueur d'onde précise
Il est entendu que pour avoir une meilleur détermination possible, il
faudra avoir une seule raie. Le principe de mesure peut se schématiser
de la façon suivante :
s
Goniomètre

365
A partir d'une
source émettrice S,
des
rayons
X passent au travers
d'une
première fente
de focalisation
F1
avant de frapper l'échantillon
déposé sur un goniomètre ; ces rayons seront réfléchis selon la loi de
Braggs (qu'on ne démontrera pas dans cet exposé) :
(a) h
= 2dSin9
Un détecteur (comportant entre autres un compteur proportionnel et une
plaque
photoélectrique)
placé
sur
le
trajet
de
réflexion,
après
une
deuxième fente de focalisation F2, permet de faire les mesures.
Dans l'équation (a), le terme d représente la largeur entre deux plans
ayant la même rotation ; c'est aussi la largeur de la maille.
Dans le cas des argiles préparées, le plan 001 est orienté parallèlement
au support de l'échantillon (goniomètre).
Par rotation de
cet échantillon,
on atteint les
différents
plans
d'une
argile donnée ; ainsi le diagramme obtenu donnera les différents angles
de réflexion caractéristiques des distances réticulaires.
Pour la kaolinite par exemple, dont l'espace interfoliaire est de 7 A, la
réflexion des rayons X s'effectuera sur les feuillets lorsque l'angle x
formé par le plan 001 et le faisceau incident sera de 6°2.
Mais de l'autre côté du
goniomètre dans le détecteur,
cet angle sera
double 2 x.
Il existe des harmoniques du pic ainsi obtenu
pour n = 1
2 x = 1204
n - 2
2 x = 24°8
Le plan 001 de la kaolinite donnera donc une réflexion à 12°4 puis une
aute à 24°8 (et donc seulement deux pics) car le balayage effectué par
notre appareil de mesure pour la détermination courante des argiles ne
s'étend que de 0° à 30°.
Préparation de lames
On veut disperser les argiles pour les obtenir les plus pures possible.
1 - Mettre 30 à 50 g de matériel dans un tube qu'on remplira au 3/4
d'eau.
2 - Boucher le tube et l'adapter à un agitateur pendant au moins 15 mn.
3 - Récupérer la suspension dans un bécher.
4 - Décarbonater cette suspension à l'aide de gouttes d'Hel dilué à 25 %
jusqu'à disparition des bulles.
5 - Agiter la solution puis laisser reposer à nouveau pendant une ou
deux minutes;
6 - Verser
le
surnageant
dans
4 pilluliers
(dont
on
gardera 3 pour
l'étude
des
oligoéléments)
puis
centrifuger
N.B.
Après
la
centrifugation (pour l'étude des rayons X) le pillulier devra contenir
2 à 3 mm de sédiment sinon recommercer.

366
7 - Laver au moins 3 fois le sédiment avec de l'eau déminéralisée ; selon
le
type
d'argile,
après
le
4ème
lavage,
l'argile
peut
rester
en
suspension au bout de plusieurs heures.
9 - Sur une lame de verre, déposer 2ml de la suspension ainsi obtenue
et sécher la lame (40°C à l'étuve) en atmosphère humide. La lame
ainsi
obtenue
sera
dite
N
(naturelle)
dont
on
préparera
2 exemplaires.
10- Préparer
également
deux
autres
types
de
lames
dérivées
des
précédentes et qui seront dites G (glycolées) afin que les argiles qui
auraient un pouvoir d'extension
(Montmorillonite,
extetite,
etc ... )
puissent se gonfler et CH (chauffées à 490°C au four).
On analysera les 3 types de lames et la comparaison de leurs spectres
permettra de déterminer avec plus de fiabilité et de rigueur les types de
minéraux contenus dans les préparations.
Pour la lecture du diagramme des pics obtenus et la restitution des
diverses longueurs d'onde, on partira du pic le plus grand, puis on lira
2 x et un tableau de correspondance hauteur de pic - 2 x permettra de
déterminé
en A.

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