UNIVERSITE DE NICE
THESE
présentée à
par
Jean BENKHELI
8
STRUCTURE ET EVOLUTlo'N GEODYNAMIQUE
DU BASSIN INTRACONTINENTAL DE LA BENOUE
(NIGERIA)
soutenue le 4 décembre 1986 devant la Commission d'Examen
MM. DARS René
Président
AUBOUIN Jean
DUBOIS Paul
GUIRAUD René
Rapporteur
SEGURET Michel
Rapporteur
TURCO Guy
Rapporteur
ELF NIGERIA LTD •
SNEA(P)

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REMERCIEMENTS
Ce travail, qui a été entièrement réalisé pendant mon séjour en Mrique, a vu le jour grâce à l'aide
précieuse de nombreux collègues et souvent amis que je me fais un plaisir de remercier ici.
C'est au Professeur R. GUIRAUD que je dois ma carrière africaine qui débuta à Abidjan en 1974. Dans
les moments difficiles de mon installation à Ife et de mes premières missions, il a su entretenir chez moi,malgré
les distances, une certaine volonté, un plaisir même de continuer dans cette voie en dépit de conditions souvent
pénibles. A Dakar, il n'a pas ménagé ses efforts, son temps, sa patience afin que je puisse mener à bien ce travail.
Je l'en remercie.
Monsieur le Professeur R. DARS, qui m'a accueilli dans son laboratoire lorsque j'étais encore étudiant,
n'a cessé depuis de m'encourager dans mes recherches, je lui en suis très reconnaissant.
Mr L. SAUGY s'est intéressé à mes travaux sur la Bénoué malgré des préoccupations souvent très
éloignées de mes problèmes, et m'a littéralement pris en charge. Son aide, ses conseils et les nombreuses
discussions sur les problèmes de la Bénoué furent très stimulants. Qu'il trouve ici l'expression de ma profonde
reconnaissance. La Société ELF NIGERIA a mis à ma disposition des moyens matériels importants et je tiens à
la remercier à travers son directeur Mr. J. HALFON.
Mr P. DUBOIS, qui a manisfesté un intérêt certain pour les problèmes de la Bénoué, a pris de son
temps pour venir à deux reprises sur mon terrain. Pour l'attention amicale qu'il a bien voulu accorder à mes
recherches, je le remercie vivement.
Monsieur le Professeur J. AUBOUIN a accepté de juger ce travail, qu'il en soit ici remercié.
C'est à Monsieur le Professeur G. TURCO, dont je fus l'étudiant, que je dois ma formation dans le
domaine de la Pétrologie. Je le remercie pour sa participation à ce jury de thèse.
J'ai malheureusement connu trop tard Monsieur M. SEGURET qui, au cours d'une tournée en Bénoué,
brève mais instructive, m'a fait entrevoir une partie de sa grande expérience dans le domaine de la géologie des
bassins. Sa présence dans ce jury m'est particulièrement agréable.
C'est à un tournant de ma carrière qu'est intervenu Mr. MOULLADE , en me proposant un poste pour
le Nigéria où il entrevoyait d'intéressantes perspectives de recherche; qu'il trouve ici toute ma reconnaissance pour
l'intérêt qu'il m'a porté.
Mon séjour au Nigéria aurait été certainement beaucoup plus bref si je n'avais connu le Professeur Ivan
de KLASZ. En effet, son expérience du Nigéria et de l'Afrique en général m' a permis non seulement de
m'installer dans de bonnes conditions mais aussi de commencer rapidement mes recherches. Je lui en suis
profondément reconnaissant
B. ROBINEAU, mon compagnon de tous les jours, m'a conseillé, aidé et supporté sur le terrain et au
laboratoire jusqu'à la mise en page finale. Qu'il soit assuré ici de mon amitié sincère. J'ai eu la chance de
bénéficier de l'expérience et la disponibilité de C. MOREAU qui m'ont été d'un grand secours lorsque j'ai abordé
les problèmes du magmatisme, et je l'en remercie.
Aussi bien sur le terrain qu'au laboratoire les contacts avec M. POPOFF ont toujours été intéressants et
je lui suis extrêmement reconnaissant pour l'aide qu'il m'a apportée lors de mes divers séjours à Marseille.

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- 2 -
M. GUIRAUD et J.C. MAURIN furent mes compagnons de terrain et le réconfort, la stimulation et
l'aide tout court qu'ils m'ont apportés sur le terrain et ailleurs se sont révélés inestimables, qu'ils soient assurés de
ma profonde reconnaissance. Je remercie vivement J.F. PONSARD pour ses conseils judicieux et sa disponiblité
qui m'ont permis d'améliorer les aspects géophysiques de cette étude.
Je ne saurais oublier P. DAINElLI et C. CONODERA avec qui les discussions furent toujours
fructueuses et dont l'aide ne m'a jamais fait défaut, gracie Pietro i Carlo.
Tous mes collègues du Département de Géologie de Dakar et en particulier le Prof. O.DIA
m'ont toujours encouragé, soutenu dans mes recherches et surtout m'ont permis de rédiger dans d'excellentes
conditions. Je tiens également à remercier les autorités universitaires sénégalaises pour les facilités qu'elles m'ont
accordées à l'occasion de mes nombreuses missions de terrain effectuées hors du pays.
Enfin, à ceux qui ont eu à me supporter tous les jours pendant la rédaction, Yvette, Chrystelle
et Philippe à la maison, Henriette au bureau: merci pour votre patience.

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- 3 -
AVANT PROPOS
Les recherches entreprises dans la vallée de la Bénoué dès 1976 lors de mon arrivée au Nigéria ont débuté
de façon laborieuse. Les conditions d'installation à l'Université d'Ife furent difficiles à une époque où les effets du
"Boom pétrolier" avaient créé une situation très particulière: le Nigéria connaissait alors une période de mutation
sacio-économique qui avait engendré des perturbations importantes à l'intérieur du pays. Les premières missions
de terrain en Haute Bénoué à partir d'Ife furent des aventures. Les conditions se sont nettement améliorées à partir
de 1979.
J'ai étudié tout d'abord la Haute Bénoué où les affleurements sont nombreux et pour laquelle, il existe
d'une couverture topographique et photographique convenable ainsi que des cartes géologiques de reconnaissance
d'excellente qualité.
Lors d'une reconnaissance effectuée en août 1979 dans les"Abakaliki", la découverte du métamorphisme
des terrains crétacés, phénomène peu fréquent dans ce contexte géologique, m'a conduit à étendre mes recherches à
ce secteur, malgré des conditions d'affleurement très mauvaises. La jonction entre les deux extrémités du bassin de
la Bénoué fut réalisée au cours de missions effectuées de 1981 à 1983.
Dans ce mémoire, les noms de formations géologiques, de régions géographiques ou d'autres termes
ayant un rapport avec ce travail ont été, dans la mesure du possible, traduits en français; mais l'équivalent en
anglais a souvent été conservé. Les cartes géologiques figurant en annexe sont, en revanche, en anglais car elles
sont diffusées séparément avec une notice d'accompagnement et ceci principalement au Nigéria.
Un résumé figure au début de chaque chapitre à l'exception des deux premiers.
Les numéros d'échantillons prélevés en Basse Bénoué ou de stations d'observations et de mesures sont
localisés sur la carte géologique des Workum Hills (carte hors texte).

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- 5 -
1. -LE CADRE GEOGRAPHIQUE
La région étudiée couvre une superficie d'environ 140000 km2 et correspond au bassin sédimentaire qui
s'étire sur près de 800 km selon une direction SW-NE depuis le delta du Niger jusqu'aux abords du lac Tchad.
Compte tenu de l'étendue du secteur d'étude, la subdivision en Basse, Moyenne et Haute Bénoué a été adoptée
(Fig.1). Cette subdivision, utilisée depuis longtemps par les auteurs, correspond autant à un découpage géologique
que géographique.
En effet, la Basse Bénoué, partie méridionale du bassin sédimentaire, est décalée par rapport au reste
du bassin suivant une ligne passant par Gboko-Makurdi (Fig.1). En fait, la partie inférieure du fleuve Bénoué
coule en dehors du bassin de la Basse Bénoué proprement dite, et traverse la bordure nord du synclinal d'Anarnbra
(Fig.1). C'est une région
faiblement vallonnée où l'altitude dépasse rarement 100 m. Vers l'Ouest, la falaise
d'Enugu de direction sensiblement N-S détermine une cuesta qui culmine entre 400 et 450 m. Au cœur de la
région d'Abakaliki (appelée plus communément "les Abakaliki") un relief notable émerge au-dessus des plaines
environnantes. Il s'agit de collines (Workum HiUs) d'altitude moyenne oscillant entre 300 et 400 m.
La couverture végétale en Basse Bénoué est une forêt profondément dégradée par l'intense activité
humaine (défrichements séculaires) dans une région où l'on atteint des densités de population très élevées (94
hlkm2). Le climat de la région est de type tropical humide avec des précipitations comprises entre 1200 et 1800
mm/an.
La Moyenne Bénoué correspond à la partie médiane rectiligne du bassin de la Bénoué. C'est une
région souvent très plate avec une altitude moyenne de 150 m, qui forme une dépression encaissée entre les forts
reliefs du Plateau de Jos au nord et ceux plus modestes de l'Adamaoua au sud. Le trait morphologique marquant est
constitué par la plaine alluviale de la Bénoué qui occupe la partie centrale du bassin sédimentaire. La végétation
est de type savane arborée à forêt toujours dégradée par une population cependant nettement moins dense qu'au
sud. Le climat passe progressivement à un climat tropical avec deux saisons, sèche et pluvieuse, très marquées.
La séparation entre Moyenne et Haute Bénoué se situe aux environs du parallèle 9°N et correspond à un
changement de lithologie conduisant à des modelés différents.
Le terme de Haute Bénoué s'applique au bassin sédimentaire crétacé et tertiaire qui se divise en deux
branches sensiblement orthogonales: la branche de Yola de direction E-W et celle de la Gongola de direction N-S
(Fig. 1). Le drainage de cette région est assuré d'une part par la Bénoué qui prend sa source plus à l'est, au
Cameroun, et d'autre part par son principal affluent, la Gongola, qui prend sa source sur le plateau de Jas. Le
climat de cette région est typiquement tropical à longue saison sèche (6 à 9 mois). La végétation correspond à une
savane arbustive.
En Basse Bénoué, l'accessibilité est très bonne alors qu'en Moyenne et Haute Bénoué certaines parties du
bassin sont parfois impénétrables (Jarawa Hills, région de Muri), en particulier pendant la saison des pluies.

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Carte géographique simplifiée du Nigéria
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- 7 -
2. LE CONTEXTE GEOLOGIQUE
Les grands traits de la géologie du bassin de la Bénoué et de ses abords sont donnés dans les ouvrages de
synthèses de CARTER et al., (1963), REYMENT (1965), KOGBE (1976) & WHITEMAN (1982).
Les principales unités géologiques du Nigéria et de ses environs immédiats sont au nombre de trois:
- le socle précambrien,
- les bassins sédimentaires mésozoïques et cénozoïques,
- les venues magmatiques post-panafricaines (Fig. 2).
Un aperçu rapide des caractères géologiques majeurs de ces unités est donné ci-dessous.
2.1. LE SOCLE PRECAMBRIEN
Au Nigéria, le socle précambrien appartient à la zone mobile d'Afrique Centrale qui est constituée de
roches plus ou moins anciennes, impliquées dans un cycle orogénique avec sédimentation, métamorphisme et
granitisation, dont le paroxysme se situe vers 550 ±100 M.A. Ce segment de chaîne est largement dominé par un
ensemble de migmatites et de granites au sein duquel s'individualise un ensemble métasédimentaire (Schist Belt) à
l'Ouest d'une ligne Zaria-Lokoja.
C'est dans la partie occidentale du bouclier nigérian que la géologie du socle est la mieux connue
(TRUSWELL & COPE, 1963 ; JONES & HOCKEY, 1964 ; GRANT, 1970 ; MC CURRY, 1971,
RAHAMAN, 1970 ; HOLT et al., 1978 ; OGEZI, 1977). Dans l'Est du Nigéria, les données sont rares et se
résument en fait à des études très locales (CARTER et al., 1963 ; ORAJAKA,1964 ; MAURIN, 1985). En
revanche, du côté camerounais, les travaux sont nombreux (KOCH, 1959; PERONNE, 1963 ; DUMORT, 1968)
et un levé systématique au 1/200000 a été réalisé.
En territoire nigérian, on peut distinguer au sein du socle précambrien, trois ensembles: le complexe de
base, les métasédiments et les granites et granodiorites appelés granites anciens.
Le complexe de base est constitué par un ensemble de gneiss, de migmatites et de reliques de roches
très métamorphiques comprenant des schistes calcareux, des marbres et des quartzites (MC CURRY, 1976). Les
âges obtenus sur ce complexe de base révèlent l'existence de plusieurs événements anté-panafricains: libérien
(2500 ± 200 M.A.), éburnéen (1800 ± 200 M.A.) (BESSOLES & LASSERRE, 1977) et kibarien (1200 ± 200
M.A.) (OGEZI, 1977 ; HOLT et al., 1978). Les éléments structuraux liés à ces événements ont été presque
totalement effacés par l'orogenèse panafricaine. L'épisode libérien n'a laissé aucune trace significative, alors que
des directions proches de N-S sont attribuées à la phase éburnéenne (BURKE et al., 1976) et des directions E-W à
la phase kibarienne (HOLT et al., 1978).

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- 8 -
Les métasédiments forment des bandes de direction N-S et de forme synclinoriale (MC CURRY,
1971) au sein du complexe de base. La majorité de ces roches est formée de schistes, phyllades, quartzites et
amphibolites concordantes résultant d'un métamorphisme faible à moyen. L'âge de 800 M.A. attribué à ces
métasédiments (MC CURRY, 1971) reste hypothétique car il n'existe aucune datation radiométrique pour ces
roches.
Les granites, granodiorites ou granites anciens
désignent un ensemble de roches appartenant
au cycle orogénique panafricain (550 ± 100 M.A.). La granitisation a profondément transformé les roches plus
anciennes et s'achève par la mise en place d'un cortège intrusif de granites, granodiorites et syénites.
En Haute Bénoué, le socle précambrien affleure dans le môle de Kaltungo qui forme une boutonnière au
sein des sédiments crétacés. La position structurale de ce môle et le rôle important qu'il joue dans la tectonique
mésozoïque du bassin de la Bénoué, nous conduisent à donner une description plus détaillée des roches qui le
constituent. Cette description est basée sur les travaux récents de J.e. MAURIN (1985).
Les granites anciens constituent l'essentiel du môle de Kaltungo. Les différents types pétrographiques
ainsi que la chronologie de leur mise en place sont les suivants: granite orienté à biotite, granite porphyroïde à
biotite et hornblende, granite équigranulaire à biotite et muscovite et granites alcalins à hornblende sodique et
arfvedsonite. Ces derniers, bien que non datés, pourraient constituer, de par leur nature et leur mise en place
tardive, un équivalent des granites jurassiques du Plateau de Jos. Les directions structurales à l'intérieur de cette
boutonnière de socle sont comprises entre N40E et N70E et sont fortement influencées par une zone mylonitique
de direction N50E qui traverse le môle et l'affecte sur une largeur d'environ 300 m.
2.2. LES BASSINS SEDIMENTAIRES MESOZOIQUES ET CENOZOIQUES
Le bassin de la Bénoué est le plus important par son extension (750 km depuis Awgu jusqu'à
Nafada) et par la variété de son remplissage sédimentaire. Il est constitué par des sédiments crétacés d'origine
continentale et marine dont l'épaisseur dépasse parfois 6000 m. Les directions structurales dominantes sont N50E
et N15E dans l'ensemble du bassin, les directions N14üE et E-W étant d'importance secondaire. Le détail de la
lithostratigraphie est donné dans le chapitre suivant.
Le bassin de Bida est une structure à remplissage crétacé supérieur, de direction N140E, qui se greffe
sur la bordure ouest du bassin de la Bénoué. Vers le Nord-Ouest, ce bassin se raccorde à la partie méridionale du
vaste bassin des Iullemmeden qui s'étend au Niger. Dans cette partie, la série sédimentaire d'origine continentale et
marine est d'âge crétacé à tertiaire. Contrairement au bassin de la Bénoué et aux bassins nord-camerounais le
bassin de Bida n'a pas été tectonisé et ne présente donc aucune direction structurale notable.
Le bassin de Mamfé est un appendice du bassin sédimentaire de la Bénoué situé sur sa bordure
sud-est. Il contient des sédiments d'âge crétacé inférieur et s'étend jusqu'au Cameroun où il est relayé par des petits
bassins isolés de même direction (NI20E), en partie masqués par les basaltes tertiaires de la ligne du Cameroun.

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Le delta du Niger est une vaste structure tertiaire qui recouvre l'extrémité sud du bassin de la Bénoué.
Près de 12 km de sédiments constituent cette structure qui est à cheval sur la zone de transition entre croûtes
continentale et océanique.
Au Sud-Est et au Nord-Ouest du delta du Niger, les bassins côtiers de Calabar (Flanc de Calabar)
et de Lagos, sont des franges sédimentaires comprenant des séries allant de l'Albien au Tertiaire pour le premier
et du Maastrichtien au Tertiaire pour le second.
2.3. LES VENUES MAGMATIQUES POST-PANAFRICAINES
Après l'événement panafricain, le socle nigérian a été traversé par des venues magmatiques correspondant
en gros à trois épisodes :
- la mise en place des complexes anorogéniques alcalins du Plateau de Jos au cours du Jurassique;
- le volcanisme crétacé lié à l'ouverture du bassin de la Bénoué;
- l'activité magmatique tertiaire à actuelle de la ligne du Cameroun, de la Bénoué et du Plateau de Jos.
Entre ces différentes phases, des venues isolées se produisent partout, prémices ou fin de cycles d'
événements majeurs.
2.3.1. Les "Younger Granites" du Nigéria
Ils se situent tous dans le Nigéria central, sur le Plateau de Jos, où ils s'inscrivent dans une mégafente
sigmoïde de direction N-S pour la partie centrale et NE-SW aux terminaisons. Ils se répartissent en une
cinquantaine de centres d'émission qui peuvent être regroupés en une vingtaine de complexes (Fig.3). L'ensemble
de ces massifs présente une activité continue entre volcanisme et plutonisme où la "Cauldron Subsidence" joue à
tous les stades des cycles d'émission.
D'un point de vue pétrologique, le cycle volcanique se caractérise par des basaltes alcalins, des hawaïtes,
des trachytes puis des rhyolites et des ignimbrites. Il se poursuit par un cycle plutonique avec une lignée précoce
alcaline et hyperalcaline et une lignée plus tardive peralumineuse représentée par des granites à biotite.
Les massifs anciens se situent plutôt dans la partie septentrionale (Dutse: 218 M.A.) alors que les plus
jeunes sont au Sud (Afu: 141 M.A.). Toutefois plusieurs études géochronologiques montrent que les centres
d'émission sont contrôlés par les structures régionales, notamment de direction NE-SW, alors que l'alignement
N-S serait une direction panafricaine.
2.3.2. Le volcanisme crétacé
L'activité volcanique crétacée est principalement concentrée en Basse Bénoué, où plusieurs dizaines
d'intrusions affectent la couverture crétacée. La nature, le mode de mise en place et l'âge de ces intrusions sont
étudiés plus loin (§ 4.3). Ailleurs, les venues magmatiques sont peu nombreuses et se produisent de façon isolée.

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Répartition de l'activité magmatique post-hercynienne dans le bassif! de la Bénoué
et les régions avoisinantes
Distribution of the Post-Hereynian magmatie aetivity in the Benue Trough
and surrounding areas
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AM: Arno; ZD :
Zaranda ; JG : Junguru ; SS : Saiya-Shokobo ; JS : Jere-Sanga ; ZK : Zuku ; RS : Rishiwa ; lM : lmori ; KD : Kudaru ;
RR : Ririwai (Liruei) ; GM : Gamawa ; DW : Dutse Wai ; BK : Banke ; TB : Tibshi ; NB : Ningi-Burra ; KW :
Kilawarji ; FG : Fagam ; SR : Shira ; BU: Birnin Kudu ; DS : Dutse ; MG : Manguna ; WW : Wawai ; NG : Ningishi ;
NK: Nok; KG: Kagoro; VM: Vom; KK: Kerku ; KW: Kwandon-Kaya; TQ : Tongolo ; SW: Jarawa; RP: Rop)

---

- 13 -
2.3.3. Le magmatisme tertiaire à quaternaire de la Bénoué, du plateau de Jos et de la ligne
volcanique du Cameroun
La partie orientale du Nigéria et le Cameroun ont été le siège d'une intense activité subvolcanique et
volcanique qui a débuté au cours du Tertiaire et s'est poursuivie jusqu'à nos jours.
Dès le Tertiaire inférieur se mettent en place des complexes alcalins (environ une quarantaine) sur une
ligne NE-SW de près de 1000 km s'étirant depuis la région du Mont Cameroun jusqu'au lac Tchad. Ces complexes
dits "granites ultimes" (CHAPUT el al.,1954), sont constitués de roches grenues hypovolcaniques dont les âges
(65-35 M.A.) sont essentiellement éocènes, ou plus rarement paléocènes.
Tous ces complexes ont un caractère alcalin, avec quelques nuances entre les faciès plutoniques basiques à
tendance peu alcaline et les faciès acides à tendance hyperalcaline. Certains d'entre eux offrent une grande variété
pétrographique avec des associations allant des roches basiques aux roches acides, alors que d'autres ne sont
constitués que par des roches intermédiaires. Ces complexes sont d'origine mantellique, mais les magmas ont pu
toutefois subir une contamination crustale plus ou moins importante lors de leur ascension (JACQUEMIN, 1981;
JACQUEMIN el al., 1982).
Cette première phase d'activité magmatique annonce l'épisode volcanique du Tertiaire supérieur de la ligne
du Cameroun, de Haute Bénoué et du Plateau de Jos.
Les volcans de la "ligne du Cameroun" sont d'âge miocène (36 M.A.) à actuel (DUNLOP, 1983). Le
substratum des îles volcaniques du Golfe de Guinée est situé àdes profondeurs de moins en moins grandes depuis
le strato-volcan de Pagalù qui semble reposer sur la croûte océanique (GORINI & BRYAN, 1976) et le massif
volcanique de Sao Tomé construit sur des sédiments gréseux crétacés, jusqu'au substratum de Bioko qui appartient
à la marge continentale africaine (HEDBERG, 1968). Les îles de Pagalù, Sao Tomé et Principe sont caractérisées
par un volcanisme alcalin dont l'évolution aboutit à des trachytes et des phonolites (FITION & HUGHES, 1977;
CORNEN
& MAURY, 1980), alors que les laves de Bioko, tout comme celles du Mont Cameroun, ne
comprennent que des basaltes alcalins, hawaïtes et mugéarites (DERUELLE, 1982). Trachytes et phonolites
apparaissent à nouveau dans les massifs d'âge cénozoïque du Manengouba, des Monts Bambouto, de Bamenda
(TCHOUA, 1974) et de Wum-Nkambe (PERONNE, 1969). Enfin, divers petits pointements trachytiques situés
dans la vallée de la Bénoué, à l'Ouest de Garoua, et les basaltes et les necks trachy-rhyolitiques des Kapsiki
(GOUHIER el al., 1974) caractérisent le Nord Cameroun. Aucune tendance tholéiitique, ni même transitionnelle,
comme en Ethiopie (TREUIL & VARET, 1973) n'apparaît dans les laves de la "ligne du Cameroun". WRIGHT
(1972) signale cependant sur le plateau de Jos des laves tertiaires à affinités tholéiitiques qu'il attribue davantage à
un processus complexe de cristallisation qu'à un magma différent de celui de la province alcaline.
Sur la ligne du Cameroun plusieurs directions de fracturation (N-S, N30E, N70E, N135E et plus
rarement N50E et E-W), reportées sur les cartes géologiques de reconnaissance, sont confirmées par l'interprétation
des documents satellites. Toutefois la nature exacte de ces fractures, ainsi que leur jeu, ont rarement pu être
précisés.

---

- 14 -
2.4. LES ENSEMBLES STRUCTURAUX
Bien que se poursuivant en continuité sur 800 km le bassin sédimentaire peut être subdivisé en plusieurs
ensembles caractérisés par des séries sédimentaires et des styles structuraux différents. On peut ainsi distinguer
trois grands ensembles (Fig. 4).
1) L'ensemble méridional comprend l'anticlinorium d'Abakaliki, à tectonique accusée. Autour
de cette structure majeure allongée selon une direction NE-SW, s'articulent des domaines peu déformés. La vaste
structure synclinale d'An ambra flanque l'anticlinorium d'Abakaliki sur sa bordure nord-ouest. Un domaine peu
déformé s'étend depuis le synclinal d'Afikpo jusqu'à la région de Gboko- Yandev. Ces domaines de bordure
comprennent la région d'Ogoja, le bassin de Mamfé et la bordure nord-ouest du Massif d'Oban. La région de
Gboko-Yandev constitue également un domaine particulier à couverture peu épaisse et à déformation cassante.
Enfin, le bassin de Calabar (Calabar Flank) adossé au massif précambrien d'Ob an appartient à l'ensemble
des bassins côtiers qui bordent la marge atlantique du Golfe de Guinée au même titre que les bassins de Douala au
Sud et de Lagos-Cotonou au Nord.
2) L'ensemble médian occupe la partie rectiligne de direction NE-SW correspondant à la
Moyenne Bénoué. La structure anticlinale de Kéana constitue l'élément structural majeur sur la rive droite de la
Bénoué. De part et d'autre de cet ensemble, les bassins de Kadarko et de Wukari, de forme allongée et à tectonique
peu accentuée, constituent les domaines de bordure. La liaison avec l'ensemble méridional s'effectue au niveau de
la zone dite "transformante de Gboko" qui induit un décalage qui n'est en fait qu'apparent, et cela à cause d'une
cartographie incorrecte de la région de Gboko.
3) L'ensemble septentrional, beaucoup plus complexe, est caractérisé par une tectonique de
couverture donnant un ensemble de chainons plissées s'articulant autour d'un faisceau axial de failles majeures. On
y définit des sous-ensembles, avec notamment le bassin de Bashar-Muri dont les caractéristiques structurales le
rapprochent de celles de l'ensemble médian avec lequel il est en continuité. La boutonnière de Kaltungo et
l'accident qui la traverse représentent la partie visible d'une ride de socle qui sépare deux domaines
paléogéographiques: au Sud-Est, le bassin de Dadiya-Lau et ses vastes structures plissées (synclinal de Dadiya,
anticlinal de Lamurde); au Nord-Ouest le bassin de Pindiga-Gombé assez peu structuré. Vers l'Est, la branche de
y ola et la partie située au Sud de la Bénoué constituent des domaines où les plis sont orientés E-W.
Au Nord de la boutonnière de Kaltungo, un ensemble complexe comprend des rides de socle (rides de
Zambuk et de Gombé) jalonnées par des accidents et séparant des petits bassins subsidents plissés. La branche de
la Gongola est un domaine où les effets tectoniques sont restés discrets.
A l'Ouest du bassin crétacé, des épandages sableux forment le bassin tertiaire de Kerri- Kerri qui constitue
un ensemble peu déformé et que l'on peut considérer comme post-tectonique par rapport aux ensembles crétacés.

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Figure 4
Les grclllds ensembles du bassin de la Bénoué
Main units of the Benue Trough

---

- 16 -
Le bassin crétacé est masqué vers le Nord par les dépôts récents du bassin du lac Tchad. Vers l'Est en
revanche, la branche de Yola se poursuit en territoire camerounais où elle forme un ensemble tabulaire qui se
termine dans le massif de l'Adamaoua. Des petits fossés à remplissage crétacé déformé se rencontrent dans
l'Adamaoua et la partie nord du Cameroun (fossés de Hama Koussou, Sorawyel, Tchontchi). On peut citer en
particulier le bassin de Toungo/Kontcha et surtout les fossés de la Mbéré et du Djerem, à remplissage
probablement crétacé inférieur.
Ces ensembles structuraux
sont en fait en continuité et leurs caractéristiques résultent surtout de
différences sédimentaires. D'un point de vue tectonique le passage à des styles différents est progressif depuis le
domaine cassant superficiel du Nord-Est au domaine méridional dont les caractéristiques sont celles que J'on
rencontre généralement dans un niveau plus profond.

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- 17 -
3.- LITHOSTRATIGRAPHIE DU BASSIN DE LA BENOUE
Résumé
Le bassin sédimentaire de la Bérwué comprend une série allant de l'Aptien supérieur au Tertiaire inférieur. De
puissantes slries dUritiques continentales albiennes occupent toute la partie rwrd-est du bassin alors qu'en Basse et
Mayenne Bérwué se développent des faci~s marins terrigènes fins entrecoupés de passées détritiques. Les parties moyenne et
supérieure de la série comprennent des carbonates en intercalation dans des argiles marines du Turonien et du Sénonien.
La série crétacée se termine par desfaci~sgréseux se développant sur la bordure rwrd-ouest et dans le bassin de Bida. Le
Tertiaire inférieur, détritique et continental dans le Nord-Est comprend des argiles marines à l'extrémité méridionale du
bassin.
L'histoire sédimentaire du bassin de la Bérwué s'est déroulée presque entièrement entre l'Albien et lafin du Crétacé
Elle est marquée par une phase de dép6ts continentmlx suivie d'une période marine au cours de laquelle les rwmbreuses
pulsations eustatiques ont déterminé une succession d'environnements sédimentaires. La dernière phase correspond à une
régression généralisée qui semble s'amorcer à partir d'une dorsale orientée N140E et située en Moyenne Bérwué. Les différentej
pulsations marines liées au mouvement général du niveau des océans sont, à l'échelle du bassin, influencées sirwn contrôlées pa
des mouvements tectoniques propres à laformation du bassin puis à sa structuration définitive à lafin du Crétacé.
Les premières descriptions détaillées des formations sédimentaires du bassin de la Bénoué remontent à
FALCONER (1911) pour les parties moyenne et haute de la vallée de la Bénoué. La Basse Bénoué a, de son côté,
bénéficié des prospections sur les "Coal Measures" menées par le "Geological Survey of Nigeria" dans la région
d'Enugu (Wn...SON, 1925 ; WILSON & BAIN, 1928).
Par la suite, de nombreuses études à caractère local et orientées surtout sur des objectifs économiques,
ont été publiées dans les "Bulletins" ou les "Reports" du "Geological Survey of Nigeria" (TAITAM, 1930,
1933,1944; DU PREEZ ,1946; MC CONNEL, 1949 ; SIMPSON 1954 ; THOMPSON, 1958) ou dans d'autres
revues (FARRINGTON, 1952).
Dans les années 60, paraissent trois synthèses importantes sur le sédimentaire du bassin de la Bénoué. Il
s'agit tout d'abord du travail réalisé par REYMENT (1965) à partir de ses travaux antérieurs. Outre la description
détaillée des différentes formations sédimentaires, des corrélations avec les autres régions d'Afrique de l'Ouest sont
proposées. En Haute Bénoué, CARTER et al. (1963) réalisent une étude des formations sédimentaires et du socle
et trois cartes à 1 : 250000 sont publiées au "Bulletin of Geological Survey of Nigeria". Dans une étude
géologique et géophysique CRATCHLEY & JONES (1965) apportent des détails nouveaux, en particulier sur la
Moyenne Bénoué. Toutes les études postérieures à 1965 sont basées sur les données et les interprétations de ces
ouvrages. Il en est de même en ce qui concerne la lithostratigraphie de la carte géologique à 1:100000 qui est
annexée au présent mémoire.
3.1. LITHOSTRATIGRAPHIE DE LA BASSE BENOUE
Les formations les plus anciennes affleurent au cœur de l'anticlinorium des "Abakaliki", tandis que les
plus récentes s'observent dans le bassin d'Anambra et dans le delta du Niger. Aux données antérieures viennent
s'ajouter un certain nombre de descriptions et de datations nouvelles effectuées au cours de cette étude. Les
résultats ne bouleversent en rien la stratigraphie établie mais apportent des précisions sur des formations assez mal
connues jusqu'à présent.
La comparaison des principaux découpages Iithostratigraphiques (Fig. 5) montre une certaine
imprécision des limites stratigraphiques.

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- 18 -
3.1.1. Le Crétacé
Formation d'Asu River
(Asu River group)
SIMPSON (1954) décrit les principaux faciès de cette série dont la puissance a été estimée à plus de
1500 m par SHELL (1957).11 s'agit d'argiles sableuses, de siltstones micacés et de grès fins micacés.
Au niveau des Worlcum Hills des faciès variés ont été observés, qui comprennent notamment:
- des siltstones argileux à fmes laminations résultant de l'alternance de lits micacés argileux et silteux;
- des siltstones gris, carbonatés, très finement laminés, comportant de nombreux microplis d'origine
synsédimentaire. Localement ces siltstones s'enrichissent en carbonate (Ukwoku, Adum) et la structure interne
des bancs est perturbée par des plissements synsédimentaires qui affectent plusieurs mètres de série. D'autres
niveaux (Ebenta) contiennent des galets intrafonnationnels;
- des niveaux rencontrés près d'Ogori riches en clastes anguleux de roches volcaniques dans une matrice
fine contenant des tests de foraminifères (hedbergelles);
- des grès fms à moyens en petits bancs massifs plus ou moins micacés,presque toujours feldspathiques,
relativement abondants sur le versant nord des Workum Hills.
Dans la région d'Abakaliki, des argiles vert-olive à marron (Abakaliki Shales), à lits décimétriques de
siltstone dominent la série.
L'âge albien supérieur de cette fonnation est basé, comme en Moyenne Bénoué, sur des ammonites
parmi lesquelles on peut citer Pervi"'luieria depressa (SPAnI), Pervinquieria quadrata, Elobiceras sp., Elobiceras
cf. angustum (SPATH), Stoliczkaia sp., (SPAnI, 1928). Quelques échantillons ont été prélevés au cœur de la
région des Workum Hills où affleurent les tennes les plus anciens de la fonnation d'Asu River. La microflore et la
microfaune, très pauvres, n'ont apporté que peu de précisions supplémentaires quant à l'âge. Un seul échantillon a
donné des microfossiles appartenant au genre Classopo//is , ce qui pennet de conclure à un âge cénomanien à plus
ancien.
Formation d'Eze Aku (Eze Aku Formation)
Constituée par un ensemble de siltstones, d'argiles calcaires, de grès fins à moyens et de niveaux
calcaires, cette fonnation est parfois difficile à distinguer de celle de l'Asu River. Son épaisseur est difficile à
évaluer compte tenu du plissement et de la rareté des coupes continues. Elle a toutefois été estimée à environ
500m en Basse Bénoué par CRATCHLEY & JONES (1965).
Au Nord des Workum Hills, la limite avec l'Asu River se situe à l'apparition des premiers niveaux de
calcaires francs. Au-dessus de ces calcaires se développe une série de siltstones, d'argiles calcaires et de grès fins
micacés.
L'âge attribué à cette fonnation par REYMENT (1965) à partir d'une faune d'ammonites est turonien
inférieur. Dans la carrière de Nkalagu, FAYOSE & DE KLASZ (1976) décrivent, dans un ensemble calcaire, une
microfaune de même âge caractérisée par Heterohelix globulosa,Heterohelix pulchra (BROTZEN) et
Praeglobotruncana algeriana CARON.

---

[OYENNE BENOUE
HAUTE BENOUE
,EY & JONES,1965
ùFFODILE & REYMENT,1977
CA RTER et al.,1963
CRATCHLEY & JONES,I965
ENU,1978
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de la Bénoué (échelle chronostratigraphique d'après HARLAND
Il., 1982)
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---

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Cr:.YSTAUlNE BASEMENT
Principaux découpages lithostratigraphiques dans le bassiJ
et
Main lithostratigraphic subdivisions in the Benue Tro

---

- 21 -
Dans la région de Makurdi, près de 900m de grès massifs (grès de Makurdi) avec des intercalations
calcaires (calcaire de Wadatta) sont considérés comme des équivalents latéraux de la formation d'Eze Ak:u (Fig.
6A). Les fossiles des genres Hoplitoides et Mammites, abondants dans les niveaux calcaires, ont donné un âge
turonien inférieur. Dans le bassin d'Anambra, les grès d'Agala sont considérés comme un équivalent latéral des
grès de Makurdi . Enfin, dans la région de la rivière Konshisha, au sein de la formation d'Eze Aku, les faciès
gréseux sont fréquents et alternent avec des argiles.
Près d'Adum, des siltstones carbonatés ont livré les foraminifères suivants (1) : Hedbergella delrioensis
(CARSEY, 1926), Hedbergella planispira (TAPPAN,1940), Hedbergella simplex (MORROW, 1934) et
Whiteinella brittonensis (LOEBLICH et TAPPAN, 1961). Cet assemblage caractérise une période allant du
Cénomanien supérieur au Turonien inférieur.
Dans la région d'Afikpo, de puissants bancs de grès s'intercalent dans la formation d'Eze Aku (grès
d'Amaseri ).
Argile d'Awgu -Ndeabohl grès d'Agbani (Awgu-Ndeaboh Sha1es/Agbani Sandstone)
En continuité avec la formation d'Eze Aku, SIMPSON (1954) décrit un ensemble dominé par des
argiles gris-bleu à minces interlits de calcaires gréseux et de calcaires coquilliers, qu'il appelle" Awgu-Ndeaboh
Shales". Les grès d'Agbani qui affleurent à l'Est d'Enugu sont considérés comme partie intégrante de la formation
d'Awgu Shale par SIMPSON (1954) puis par REYMENT (1965). Les argiles des "Awgu Shales" contiennent des
horizons fossilifères où ont été reconnus le Turonien à la base, et le Coniacien au sommet de la série dont
l'épaisseur atteint près de 900m.
Argiles de NkporolEnugu (NkporolEnugu Shales)
Ces deux formations argileuses sont en partie des équivalents latéraux. Les argiles d'Enugu sont
constituées par des argiles gris-bleu à noir contenant des niveaux de grès blanc et de minces lits charbonneux.
L'épaisseur de ces formations est d'environ 900m et leur âge, déterminé à partir de rares fossiles peu significatifs,
va du Campanien à l'extrême base du Maastrichtien.
Grès d'Owelli et d' Otobi (Owelli Sandstone / Otobi Sandstone)
Ce sont des grès massifs ferrugineux affleurant entre Enugu et Awgu. Surmontant la formation des
"Awgu Shales", ces grès portaient le nom d'Awgu Sandstones (SIMPSON,1954) puis le terme d'Owelli
Sandstone fut proposé par REYMENT (1965). Au Sud-Est d'Enugu, les grès d'Owelli passent à un autre ensemble
gréseux (grès d'Otobi) qui s'étend en direction du Nord jusqu'à la Bénoué. Les variations d'épaisseur sont
fréquentes et un maximum de 450 m est donné par SIMPSON (1954). Ces grès sont considérés comme étant une
variation du faciès des argiles d'Enugu et sont donc probablement campano-maastrichtiens.
Formation de Mamu (Mamu Formation)
Cet ensemble de grès, d'argiles et d'argiles sableuses, qui contient à divers niveaux des couches
charbonneuses, était mieux connu sous le nom de "Lower Coa1 Measures" (SIMPSON, 1954). L'épaisseur de la
formation augmente depuis l'axe de l'anticlinorium d'Abaka1iki (90m) vers Enugu où eUe atteint près de 600m.
Un âge maastrichtien a été attribué à cette formation par SIMPSON (1954) et REYMENT (1965).
(1) Détermination S. de Klasz

---

- 22-
Gr~s d'Ajali (False Bedded Sandstone)
Cette formation d'origine continentale passe en partie latéralement à la formation de Mamu, son
épaisseur est extrêmement variable (15 à 500m). On l'attribue au Maastrichtien du fait de sa position
stratigraphique.
Formation de Nsukka (Nsukka Formation)
C'est une récurrence de la formation de Mamu, appelée par ailleurs "Upper CoaI Measures". On y
retrouve les mêmes faciès alternants, grès, argiles et niveaux charbonneux et son épaisseur est estimée à 400 m.
SIMPSON (1954) lui donne un âge maastrichtien-paléocène.
3.1.2. Lithostratigraphie du Crétacé des bordures est et sud du bassin et du flanc
de Calabar
Sur la bordure sud-est du bassin , la base de la série est un équivalent latéral de la
formation de l'Asu River. Elle est constituée par des grès feldspathiques dans la région d'Ogoja (Fig. 4). Des
passées d'argile grise ont livré une microflore assez riche dominée par Classopollis sp. SP 60a accompagné de
Cretacaeiporites polygonalis et Elaterosporites klaszii (zone CXIll à CXil) d'âge albien à cénomanien (1).
Le bassin de Mamfé contient près de 700 m de sédiments constitués par des grès arkosiques
massifs, avec des interlits argileux et des passées de calcaires gréseux. Quelques minces niveaux de lignite ont été
signalés. L'âge de cette formation est mal défini et elle pourrait constituer en partie un équivalent latéral de la
formation albienne de l'Asu River.
A l'Ouest d'Ikom, en bordure du massif d'Oban, entre Okuni et Ekukunela, les "grès de base"
consistent en une alternance de grès blancs et de silts argileux psarnrnitiques contenant une palynoflore à
Classopollis sp. SP 60a, SP 60b et Cretacaeiporites sp. qui donnent un âge albien à cénomanien. Au-dessus, les
premiers niveaux argilo-silteux ont livré Triorites africaensis (zone CXilI : Cénomanien).
Sur le flanc de Calabar, le contact entre le socle et les "grès de base" est visible sur la route
Ugep-Calabar, au Sud d'Awi. Des grès grossiers feldspathiques à galets de quartz contiennent quelques passées
d'argiles noires à microflore significative: Classopollis
sp SP 60 a, Classopollis sp. aff C. jardinei,
Elaterosporites cf. verrucatus (zone CXII: Albien).
Au-dessus des grès de base (formation d'Awi), dont l'épaisseur ne dépasse pas tOm, vient une puissante
série argileuse à niveaux décimétriques de siltstone. II s'agit de la formation d'Odukpani décrite par REYMENT
(1965), lequel lui attribue un âge cénomanien à partir d'une faune d'ammonites. Un échantillon prélevé dans les
premiers tOOm de la série a fourni une riche microflore très caractéristique de la zone CXIII (Cénomanien) avec
Classopollis sp. SP 60 a, Triorites africaensis, Galacornea clavis ainsi qu'une microfaune comprenant:
des ostracodes ,Cytherella sp.,Cytherelloidea sp.,Ostracode KET 1520 ?,Ostracode KET 1870?, Veenia
DM 545 (2);
(1) Déterminations palynologiques : LM. MORON, rapport interne SNEA(P) N"85/11 RP.
(2) Détermination des microfaunes: F. CALANDRA & J. LE FEYRE, rapport interne SNEA(P) N"83/265 RP.

---

... BASSIN DE KADARKO-KEANA~'"
BASSIN
BASSIN
D'AMAR-BASHAR-MURI
DE KERRI-KERRI
2-lÂ~~~
3
4
kmS
0
1
2
3
0
4
lOOKm
1
1
Skm
Figure 6
Coupes synthétiques le long du bassin de la Bénoué montrant
les relations entre les différentes unités lithostratigraphiques
Synthetic cross sections along the Eenue Trough showing
the relationships between the various lithostratigraphic units

---

BASSIN
"~BASSIN
J NIGER
SYNCLINAL D'ANAMBRA
LA GONGOLA DU TCHAD
o
l
2
3
4
5
6km
.i"'l
..
CROUTE
llASSIN DE
. DUMNE
CONTINENTALE
"""",~,.,.t 0
1
2
D'ABAKALIKI
3
4
Skm

---

- 25-
des foraminifères, Hedbergella planispira (TR),Whiteinella baltica (c),Hedbergella sp. (c),Heterohelix
globulosus (R),Ammobaculites Ni 2P (F).
Cette microfaune confIrme l'âge cénomanien attribué à la formation d'Odukpani. Au-dessus des grès de
base, les échantillons prélevés dans les argiles à la localité d'Odukpani, ont livré une microflore comprenant
Hexaporotricolpites emelianollii ,Dinogymnium sp. D 25 A, Palaeohystrichophora infusorioïdes, appartenant
aux zones à MIVC (Turonien à Santonien). Les derniers mètres d'argiles noires situées au-dessous des sables
sur la route de Calabar contiennent une association palynologique assez diversifIée de la zone MIVD (Carnpanien à
Maastrichtien) avec entre autres: Palaeocystodinium sp. D 14, Dinogymnium sp. D25A-D25B, Deflandrea sp.,
Protoeacidites sp. SP 102, Retidiporites magdalenensis. Buttinia andreellii. Spinizonocolpites baculatus.
Longapertites spp., Ariadnaesporites spinosus .
Les mêmes associations se retrouvent dans les argiles à interlits silteux situées sous les sables tertiaires
au km 42 de la route Calabar-Itu.
Dans la carrière de Nfarnosing, située au Nord de Calabar, la série débute avec des calcaires qui semblent
reposer directement sur le socle; le contact n'étant pas observable, les grès de base sont, soit absents, soit très
réduits à cet endroit. Cette série comprend environ 15m de calcaires récifaux et de calcaires gréseux passant au
sommet à une alternance de calcaires et d'argiles noires. Ces dernières ont livré une microfaune pauvre avec
notamment Ammobaculites Ni 2P (A),Ammobaculites Ni 2P (C),Trochammina sp. (C),l Ticinella roberti 7,
association donnant un âge albien probable. La microflore en revanche s'est révélée riche dans l'échantillon Ca 55
avec Classopollis sp SP60a+SP60b, Elaterocolpites castelaini, Elaterosporites klaszi, Afropollis sp.,
Ephedripites spp. et des dinoflagellés dontXenascus ceratioides, Coronifera oceanica, Dinopterigium cladoides.
L'ensemble couvre les zone CXIl à CXIlI, c'est-à-dire Albien à Cénomanien.
Dans la région de Gboko/Yandev, les affleurements sont rares et de mauvaise qualité. La carrière de
Yandev fournit l'une des rares coupes de la base de la série crétacée. La série calcaire de Yandev-Gboko comprend
des calcaires récifaux surmontés par des argiles sableuses noires. Les échantillons prélevés dans les argiles noires
se sont révélés très pauvres en microfaune (ostracodes seulement). La microflore, bien qu'également pauvre,
comprend une association caractéristique de l'Albien (zone CXIII) avec entre autres Classopollis sp. SP 60a,
Cretacaeiporites mulleri, Cretacaeiporites polygonalis, Elaterosporites llerrucatus, Afropollis sp.
A l'Est de Yandev, près de la rivière Ambighir, des reliques de sédiments sont conservés dans des petits
fossés à l'intérieur du socle. Il s'agit de grès grossiers et feldspathiques à la base, suivis d'une alternance de grès
moyens à grossiers et d'argiles de couleur vert à lie de vin, puis d'argiles vertes sableuses à rares passées gréseuses
(Pl I, 1). Des échantillons prélevés dans les niveaux argileux sont en cours d'étude en vue de leur datation
(M.PüPOFF) .
Des faciès similaires existent entre Katsina Ala et Zaki Biam, où des échantillons prélevés dans les
argiles se sont révélés azoïques. Entre Katsina Ala et Ogoja, la bordure du bassin a pu être localisée avec précision
et dans tous les cas les premiers niveaux de la série sédimentaire sont des grès grossiers à moyens à rares
intercalations argileuses.

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- 26-
Entre Mbock et Bansara, une coupe relativement continue montre l00m de grès de base contenant des
lentilles d'argiles noires qui ont livré une association palynologique assez riche dominée par Classopollis sp.
SP60a accompagné de Creracaeiporires polygonalis et Elarerosporires klaszii appartenant à la zone CXII
(Albien). Latéralement, un corps gréseux de fonne lenticulaire de petites dimensions (25 x 12 km) s'intercale dans
les argiles (grès d'Igolo). Les argiles silteuses noires à passées de calcaire gréseux qui sunnontent les grès de base
n'ont en revanche, livré aucun microfossile. On peut cependant, par analogie avec le flanc de Calabar, considérer
que ces argiles représentent l'équivalent de la série d'Odukpani.
3.1.3. Le Tertiaire
Les fonnations tertiaires de Basse Bénoué n'apparaissent qu'au cœur du bassin d'Anambra, dans sa partie
méridionale, tandis qu'elles frangent latéralement le delta du Niger depuis le flanc de Calabar jusqu'à l'Est du bassin
côtier de Lagos.
Argile d'lmo (Imo Shale)
Au dessus des "Upper Coal Measures", la fonnation d'Imo est une fonnation marine constituée par une
puissante série argileuse à interlits gréseux, parfois ferrugineux. Son épaisseur peut atteindre lOOOm. La présence
de quelques foraminifères peu caractéristiques a conduit les auteurs à placer cette fonnation dans le
Paléocène-Eocène inférieur (REYMENT, 1965) ou dans l'Eocène inférieur (SHORT & STAOBLE, 1967).
Formation d'Ameki
(Ameki Formation)
Elle est constituée par des argiles sableuses fossilifères contenant des bancs de grès argileux, des
intercalations de calcaire coquillier, et des horizons ligniteux. Son épaisseur, importante, peut atteindre plus de
1400m. L'âge de la fonnation est éocène (Lutétien à Bartonien).
Formation d'Ogwashi/Asaba (OgwashiJAsaba Fonnation)
Cette fonnation consiste essentiellement en une alternance d'argiles et de niveaux à lignite. Elle serait
oligo-miocène (REYMENT, 1965).
Formation de Benin (Benin Formation)
A l'affleurement, cette formation montre des sables jaunes et blancs et des argiles, dans lesquels
s'intercalent des lits de galets. Les données de subsurface ont montré sa présence partout sous le delta où son
épaisseur peut atteindre près de 1800m. L'âge de la fonnation, déterminé à partir de la microfaune est diachrone, et
peut varier depuis l'Oligocène jusqu'au Plio-Pléistocène (SHORT & STAÜBLE, 1967).
Formation d'Agbada (Agbada Formation)
Cette fonnation n'est connue qu'en sondage et constitue l'une des plus importantes unités du Delta du
Niger. Elle comprend un ensemble inférieur à dominante argileuse et intercalations gréseuses ou sableuses,
sunnonté par un ensemble où les niveaux gréseux dominent. Cette puissante fonnation (3000m au maximum)
est largement diachrone depuis le Nord-Est où elle a un âge éocène, jusqu'au Sud-Ouest où elle se dépose
actuellement en avant du delta (Fig. 6B).

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Formation d'Akata (Akata Formation)
C'est la deuxième unité importante appartenant exclusivement au Delta du Niger. Elle comprend
principalement des argiles marines admettant des niveaux silteux et sableux. La puissance de cette formation peut
atteindre près de 5000m dans la zone de subsidence maximale située à la transition entre croûte continentale et
croûte océanique (WEBER & DAUKURU, 1976). L'âge de cette formation, également diachrone, va de l'Eocène à
l'Actuel (Fig. 6B). Le faciès "Akata" correspondrait en fait à un équivalent plus marin et plus récent de la
formation d'Imo.
3.2. LITHOSTRATIGRAPHIE DE LA MOYENNE BENOUE
Formation d'Asu River (Asu River Goup)
La formation d'Asu River constitue la base de la série sédimentaire de Moyenne Bénoué. Décrite par
BAIN (1924) sous l'appellation de "Lower Shales". puis par TATTAM (1944) et SIMPSON (1954), elle
comprend essentiellement des argiles silteuses vert-olive dans lesquelles viennent s'intercaler de minces niveaux de
grès fins micacés et des siltstones. Son épaisseur dans la région de Kéana a été estimée à près de 3000 m par
OffODILE (1976). REYMENT (1957) attribue un âge albien moyen à cette formation, à partir d'une faune
d'ammonites comprenant notamment; Oxytropidoceras hausa (REYMENT), Oxytropidoceras manuaniceras sp.,
Oxytropidoceras (Adkinsites) sp., Oxytropidoceras cf. bravoense (BOSE), Oxytropidoceras androiavites aff.
paucituberculatum COLLIGNON. OffODILE (1976) a récolté les espèces suivantes; Oxytropidoceras aff.
mirapelianum (D'ORBIGNY), Oxytropidoceras aff. roissiyi.
Formation de Uomba (Uomba Formation)
Décrite par REYMENT (1955), cette formation comprend un ensemble d'épaisseur indéterminée de
grès, d'argiles et d'argiles sableuses. Elle constitue l'équivalent des formations d'Asu River et d'Awe (Fig. 6A) et
comprend les fossiles les plus anciens de la série crétacée du bassin de la Bénoué, avec notamment des
oxytropidocératidés et des dipolocératidés (REYMENT, 1965).
Calcaires d'Arufu (Arufu Limestone)
Un niveau peu épais de calcaire silicifié reposant directement sur le socle granitique a été décrit à Arufu
par FALCONER (1911). REYMENT (1957) signale dans ce calcaire la présence d'Elobiceras , ce qui lui confère
un âge albien.
Formation d'Awe (Awe Formation)
En continuité avec l'Asu River Group, la formation d'Awe individualisée par OFFODILE &
REYMENT (1976) correspond aux "Passage Beds" décrits par FALCONER (1911) et CRATCHLEY & JONES
(1965). La formation comprend à Awe des grès moyens à grossiers, parfois légèrement carbonatés, en petits bancs
alternant avec des argiles charbonneuses d'où suintent des venues d'eau salée. Son épaisseur est estimée à 1000 m
dans la localité type et un âge albien supérieur à cénomanien inférieur lui a été attribué sur la base d'une faune de
gastéropodes comprenant: Trigonarca, Modiola, Lima, Pseudomelania. Astarte awensis WOODS, Semifusus
africanus WOODS (OffODILE, 1976).

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Formation de Kéana (Keana Sandstone)
Cette formation est constituée par des grès massifs, fins à grossiers, parfois feldspathiques à
stratifications obliques. L'épaisseur est estimée à environ 1500m par Esso Exploration INC. (1967) in
WHITEMAN (1982). Ces grès d'origine deltaïque n'ont livré qu'une faune pauvre et peu caractéristique et
OFFODILE (1976) les considère comme faisant partie de la formation d'Eze Aku, réputée d'âge cénomanien
supérieur- turonien inférieur. ils pourraient correspondre à l'extension la plus méridionale du complexe deltaïque
de Bima. Vers le Sud-Ouest, les grès de Makurdi constituent un équivalent laréral des grès de Kéana . Vers l'Ouest
les grès de Makurdi sont considérés comme étant un équivalent latéral de la formation de Kéana.
Formation d'Eze Aku (Eze Aku Shale)
Décrite par SIMPSON (1954) dans la région d'Abakaliki, cette formation a également été reconnue en
Moyenne Bénoué dans l'anticlinal de Kéana.
Il s'agit d'argiles silteuses carbonatées, de siltstones, des grès fins micacés et de minces niveaux de
calcaires, l'ensemble ayant une épaisseur d'environ 100 m. La présence des ammonites Kanabiceras
septemseriatum (CRAGIN), Vascoceras depressum BARBER 7, Vascoceras globosum REYMENT, Vascoceras
nigeriense WOODS,Paravascoceras costatum (REYMENT),Gombeoceras gongilense (WOODS),Gombeoceras
compressum BARBER, Bauchioceras nigeriense ( WOODS ), Bauchioceras planum BARBER a permis à
OFFODILE (1976) d'attribuer à cette formation un âge allant du Cénomanien au Turonien inférieur.
Formation de Kumberi (Kumberi Formation)
Cette formation se développe à la jonction entre Moyenne et Haute Bénoué dans le bassin d'
Amar-Bashar-Muri (Fig. 6A). Elle est constituée dans la localité type par 150 m d'argiles gréseuses, de grès fins
et de niveaux calcaires (REYMENT, 1956). Une faune d'ammonites prélevée dans la partie basale de la formation
indique un âge turonien inférieur (CRATCHLEY & JONES, 1965).
Formation d'Awgu (Awgu Shale)
Ce sont des argiles gris-bleu bien litées admettant quelques niveaux de grès calcaires fins et de minces
lits de calcaires coquilliers (SIMPSON, 1954). Décrite dans le Sud-Est où elle atteint près de 900 m, cette
formation surmonte celle d'Eze Aku dans le flanc nord ouest de l'anticlinal de Kéana où son épaisseur ne semble
pas dépasser 700 m.Des niveaux de charbon s'intercalent dans la série dans la région d'Obi. Attribuée au Turonien-
Coniacien par SIMPSON (1954), cette formation est considérée comme étant d'âge coniacien en Moyenne Bénoué
par corrélation avec son équivalent à Nkalagu (région d'Abakaliki) qui a livré Barroisiceras nwalii.
Formation de Lafin (Lafia Sandstone)
Cette formation, présente seulement sur le flanc NW de l'anticlinal de Kéana, est la plus récente dans
cette partie du bassin. Décrite à plusieurs reprises (FALCONER, 1911; FARRINGTON, 1952), elle est
essentiellement composée de grès grossiers, souvent ferruginisés avec des passées d'argiles grises et des niveaux
charbonneux. Son épaisseur varie de 50 à 1000 m (OFFODILE, 1976). En l'absence de fossiles, ces dépôts
d'origine fluviatile sont datés du Maastrichtien en raison de leur position par rapport à la formation d'Awgu. Ils
sont également considérés comme équivalents d'une part des formations de Mamu, d'Ajali et de Nsukka dans le
bassin d'Anambra, et d'autre part des grès de Gombé situés en Haute Bénoué.

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- 29 -
3.3. LITHOSTRATIGRAPHIE DE LA HAUTE BENOUE
Le bassin sédimentaire crétacé de Haute Bénoué est centré sur les régions de Muri, Lamurde et
Kaltungo.n se divise en deux branches de direction N-S et E-W, que nous appellerons respectivement branche de la
Gongola et branche de Yola. Cette dernière, constituée par des sédiments d'âge crétacé, forme une étroite bande de
terrains qui s'amincit vers l'Est et se résoud en plusieurs petits bassins isolés en territoire camerounais. La branche
de la Gongola comprend des sédiments crétacés bordés à l'Ouest par des sédiments tertiaires, le tout s'ennoyant
sous les dépôts quaternaires du bassin du lac Tchad. Le cycle sédimentaire crétacé est caractérisé par le dépôt d'une
série continentale au sein de laquelle s'intercale un bref épisode marin.
3.3.1. Le Crétacé
Formation de Rima (Bima Sandstone)
C'est de loin la plus importante de toutes les formations sédimentaires de cette région. Elle constitue la
base de
la
série crétacée et s'étale largement,
délimitant la forme
actuelle du
bassin.
-Rima inférieur (BI) : ce terme n'est connu avec certitude que dans le cœur évidé de l'anticlinal de
Lamurde où il a été décrit en détail par CARTER et al. (1963) puis par ALLIX (1983). Il est essentiellement
argileux et se distingue du reste de la série par son modelé due à sa lithologie. Il comprend des argiles violacées,
grises et rouges contenant des passées de grès fins à grossiers, feldspathiques, localement calcareux. Son épaisseur,
estimée à 400 m, est sans doute plus importante car la base de la série n'est pas visible.
-Rima moyen (B2) : cartographié uniquement dans l'anticlinal de Lamurde par CARTER et al. (1963) ce
terme médian a été reconnu en d'autres secteurs (région de Kaltungo, anticlinal de Tula, Bima Hills, ALLIX,
1983) ainsi que dans les régions situées à l'Est de la Gongola d'une part et dans l'anticlinal de Bogoi Hills au Sud
de Muri, d'autre part.
Ce terme d'épaisseur variable (de 300 à 1200 m d'après ALLIX ,1983) est essentiellement gréseux. Les
grès sont feldspathiques, souvent grossiers, avec des passées à galets de quartz. Quelques lits d'argiles vertes
s'intercalent dans la série et un mince niveau calcaire marque la limite avec le Bima supérieur.
-Rima supérieur (B3) : la partie supérieure des grès de Bima est remarquable par son extension
quasi-générale en Haute Bénoué et par son expression morphologique en plateaux ou buttes témoins à parois
abruptes, ou en échines allongées lorsque les couches sont redressées. Son épaisseur a été estimée à plus de 1700
m sur le flanc nord de l'anticlinal de Lamurde (CARTER et al., 1963). Il est constitué de grès grossiers à passées
de galets et rares niveaux de grès calcaires. Il est caractérisé par l'aspect massif des bancs de grès parfois quartzifiés,
ainsi que par les nombreuses structures et figures sédimentaires : stratifications obliques, ripple marks,
laminations convolutes.
Les grès de la formation de Bima s'étendent vers le Sud-Ouest, où ils portent le nom de grès de Muri
(FALCONER, 1911). Les affleurements les plus méridionaux ont été observés dans la région de Wase-Bashar et
sur la rive gauche de la Bénoué entre Wukari et Mutum Biyu.

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L'âge de la formation de Bima est relativement mal connu. En 1963, CARTER et al. la placent dans
le Cénomanien tout en suggérant un âge albien pour la partie inférieure par corrélation avec les calcaires d'Arufu
(Moyenne Bénoué) qui ont livré une ammonite de l'Albien supérieur. ALLIX et al. (1981) ont, à l'aide de
microfaunes et de microflores, précisé l'âge de l'ensemble de la formation en attribuant un âge aptien
supérieur-albien inférieur à la base de la formation BI. La détermination d'un âge turonien pour les premiers
niveaux marins sus-jacents laisse penser que le reste de la formation (B2, B3) est probablement albo-cénomanien.
Formation de Yoldé (Yolde Formation)
Cette formation constitue le passage entre la formation de Bima, continentale, et les niveaux supérieurs
marins. Pour cela, les premiers auteurs l'ont appellée "passage beds" (FALCONER,1911) ou "transition beds"
(BARBER et al., 1954; REYMENT, 1955). CARTER et al. (1963) en donnent une description détaillée. Dans la
localité type, Yoldé, il s'agit de 150 m de grès fins, siltstones en petits lits vers la base surmontés par des
siltstones et des niveaux de calcaires coquilliers (bancs d'huîtres). Dans la branche de la Gongola, la formation de
Yoldé passe latéralement à la partie basale de la formation de Gongila (Fig. 2). Vers le Sud-Ouest, dans la région
de Bashar la formation prend de l'importance et ne peut être différenciée au sein d'un ensemble gréso-argileux à
passées de calcaire dont une coupe a été décrite à Kumberi par FALCONER (1911).
L'épaisseur de cette formation est très variable: elle passe de moins de 100 m à Jessu (Sud du plateau
volcanique de Longuda) à environ 300 m dans la région de Gombé (CRATCHLEY & JONES, 1965). Il semble
que la puissance augmente en direction du Sud-Ouest où DESSAUVAGIE (1969) l'estime à 400 m dans la région
de Futuk. Les observations faites au cours de cette étude, en particulier au Nord de Jarawa Hill et dans la région de
Zurak, confirment cette variation latérale d'épaisseur. L'âge attribué à cette série est controversé. CARTER et al.
(1963) en se basant sur la présence d'Exogyra columba proposent un âge cénomanien supérieur à turonien
inférieur alors que REYMENT (1965) s'appuyant sur une faune de mollusques et des restes de poissons, lui
attribue un âge turonien inférieur. Une palynoflore découverte dans un sondage situé au Sud de Zambuk, a donné
un âge cénomanien (ALLIX, 1983).
Formations de
Dukul, lessu, Sékulé, Numanha, Lamja
Ces formations constituent la partie marine de l'ensemble sédimentaire de Haute Bénoué. Dans le
synclinal de Dadiya, la variété des faciès de cette série marine a amené CARTER et al. (1963) à la subdiviser en
Lamja Sandstone, Numanha Shales, Sékulé Formation, Jessu Formation, et Dukul Formation.
- Formation de Dukul (Dukul Formation)
Décrite dès 1911 par FALCONER, puis par CARTER et al. (1963), cette formation est constituée par
une séquence argileuse comprenant de minces lits calcaires. L'ensemble de la série atteint environ 80 mètres
d'épaisseur.L'abondance des ammonites dans les niveaux calcaires a permis à CARTER et al. (1963) de placer la
formation de Dukul à la base du Turonien inférieur (Salmurien), zone à Vascoceras, Paravascoceras et
Pseudotissotia.
ALLIX (1983) décrit une coupe d'environ 200 m d'épaisseur située sur le rebord nord du synclinal de
Dadiya qu'il appelle formation 5. Cette série comprend à la base une alternance irrégulière de grès fins, d'argiles et
de siltstones surmontés par des argiles dans lesquelles s'intercalent des calcaires bioclastiques. Les associations
micropaléontologiques (microflore, foraminifères, ostracodes) confirment l'âge turonien déterminé à partir des
ammonites.

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- 31 -
L'extension de la formation de Dukul est limitée à la région de Dadiya, au synclinal de Rémé et au
flanc sud du synclinal de la Bénoué. Dans les autres régions de la Haute Bénoué, l'équivalent de cette formation se
situe à la base de la formation de Pindiga (Fig. 6).
- Formation de Jessu (Jessu formation)
Cette formation essentiellement argileuse admet de minces niveaux de siltstones parfois calcareux et
glauconieux (BARBER et al.• 1954; CARTER et al.,1963). L'épaisseur estimée dans le synclinal de Dadiya est de
300 m. Une faune relativement pauvre de gastéropodes a donné un âge turonien supérieur (CARTER et al., 1963)
confirmé par une microfaune à Ovocytherida gr. symmetrica REYMENT,1960 et Cophinia apiformis
REYMENT 1960 ainsi que par des ammonites du genre Hoplitoïdes et Coïtopoceras récoltées dans les niveaux
silto-calcaires (ALLIX, 1983).
- Formation de Sékulé (Sekule ou Sukuliye Formation)
Décrite comme "Upper Limestones" par BARBER et al. (1954), cette formation consiste en une
alternance argilo-calcaire sensiblement identique à celle de la formation de Dukul.
Elle est présente dans la partie est du synclinal de Dadiya, de part et d'autre du plateau volcanique de
Longuda, ainsi qu'au Sud de la Bénoué près de Dong. Son épaisseur dans la localité type est d'environ 270 m.
Des ammonites (Barroisiceras. Texanites ) font attribuer un âge coniacien à santonien à cette formation (CARTER
et al. ,1963).
- Argiles de Numanha
(Numanha Shale)
Dans la localité type située près de Lamja, la formation comprend environ 200 m d'argiles avec de rares
niveaux gréseux et de siltstone, surmontant la formation de Sékulé. CARTER et al. (1963) signalent des coulées
de lave interstratifiées à la base de la formation.
PETTERS (1978) et ENU (1978) considèrent que les Numanha Shales sont un équivalent latéral de la
formation de Sékulé, sur la base de considérations pétrographiques (séquence lithologique, microfaciès et analyses
des minéraux argileux). ALLIX (1983) confirme la superposition de ces deux formations proposée par CARTER
et al. (1963).
La formation n'a livré aucun macrofossile caractéristique et CARTER et al. (1963) la placent dans le
Campanien uniquement par sa position au-dessus des couches à Texanites. Sur la base de données palynologiques
ALLIX (1983) attribue un âge coniacien à sa formation 8.
- Grès de Lamja (Lamja Sandstone)
Ce terme est le dernier de la série du synclinal de Dadiya et son extension est limitée à la bordure est
du plateau de Longuda. Il s'agit d'un ensemble argilo-gréso-silteux dans lequel s'intercalent des niveaux
charbonneux, ce qui lui a valu l'appellation de "Carbonaceous Beds" par BARBER et al. (1954). L'épaisseur
visible, d'une centaine de mètres, ne représente qu'une partie de la série originelle, les basaltes du plateau de
Longuda reposant en discordance sur cette formation probablement en partie érodée.
Formation de Pindiga (Pindiga Formation)
Elle représente l'équivalent latéral des formations marines décrites précédemment dans les régions où les
différences lithologiques sont peu marquées. La coupe de la localité type, d'abord décrite par BARBER et al.
(1954), fut reprise successivement par CARTER et al. (1963) puis par ALLIX (1983).

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- 32-
La partie inférieure de la formation est constituée, sur 70 m, par une alternance d'argiles gris-bleu avec
des niveaux de calcaires fossilifères renfermant de nombreuses ammonites (zone à Pseudotissotia nigeriensis , zone
à Paravascoceras costatum et zone à Vascoceras bulbosum (CARTER et al.,1963). Ces zones appartiennent au
Turonien inférieur (Salmurien). La partie supérieure, plus puissante (120 m), est essentiellement constituée par
des argiles gris-bleu, localement gréseuses et charbonneuses. La série se poursuivant sans discontinuité notable
jusqu'à la formation maastrichtienne de Gombé, CARTER et al. (1963) attribuent un âge turonien à maastrichtien
à l'ensemble de la formation.L'étude des palynomorphes d'un sondage traversant la formation de Pindiga à Kumo,
a permis à LAWAL (1979) de dater la série du Cénomanien supérieur au Maastrichtien supérieur. D'après
POPOFF et al. (1986) la limite Cénomanien-Turonien se situerait dans les calcaires de la base du Pindiga dans la
localité type.
Formation de Gongila (Gongila Formation)
CARTER et al. (1963) décrivent près de ChoIe une série d'environ 400 m de puissance surmontant la
formation de Bima. La base de la formation comprend des calcaires fossilifères surmontés par des grès. Les
ammonites livrées par les calcaires de base sont d'âge turonien inférieur (Salmurien).
Cette formation est considérée comme étant un équivalent latéral de la partie inférieure de la formation
de Pindiga. A Ashaka, la limite Cénomanien-Turonien se situe dans les niveaux calcaires de la base de la
formation (POPOFF et al., 1986).
Argiles de Fika
(Fika Shale)
Ce sont des argiles gris-bleu, à passées irrégulières de calcaire, dont l'épaisseur à l'affleurement est
inconnue. Un minimum de 100 m a été reconnu (CARTER et al., 1963) et une épaisseur maximale de 430m a été
mesurée dans un forage situé dans le bassin du lac Tchad (in DE KLASZ, 1978). Surmontant la formation de
Gongila. ces argiles sont l'équivalent latéral probable de la partie supérieure de la formation de Pindiga. L'âge
turonien-maastrichtien attribué par CARTER et al. (1963) l'a été sur la base de restes de vertébrés comprenant
Schizorhiza stromeri WEILER, ?Stratodus apicalis COPE, Lamna ? serrata (AGASSIZ), Enchodus lamberti
(ARAMBOURG & JOLEAUD) et surtout par la position de cette formation par rapport à celle de Gongila bien
datée par les ammonites.
Grès de Gombé (Gombe Sandstone)
FALCONER (1911) décrit de façon succincte cette formation gréseuse qu'il attribue à l'Eocène.
CARTER et al. (1963) en donnent une description détaillée à partir de l'étude de plusieurs coupes de terrain et de
forages situés dans la région de Gombé. Elle correspond à une alternance de grès fins et de siltstones parfois
ferrugineux à rares passées argilo-silteuses. Des niveaux charbonneux ont été rencontrés dans certains forages.
Cette formation n'existe que sur la bordure nord-ouest du bassin sédimentaire où elle surmonte en continuité la
formation de Pindiga. Dans son étude palynologique LAWAL (1979) place cette formation dans le Maastrichtien
supérieur (zone à Retimonocolpites sp.l), confrrmant ainsi l'avis de CARTER et al. (1963).
3.3.2. Le Tertiaire et le Quaternaire
Les formations tertiaires et quaternaires ne sont bien représentées que dans les bassins de Kerri-Kerri et
de Borno.

---

- 33 -
Formation de Kerri-Kerri (Kerri-Kerri Formation)
Cet ensemble de grès, siltstones et argiles qui surmonte les grès de Gombé est localisé tout comme ces
derniers, dans la partie nord-est du bassin sédimentaire. La série décrite dans la localité type de Kadi comprend une
alternance de grès ferrugineux, d'argiles, de siltstones (CARTER et al., 1963). Une étude récente (ADEGOKE et
al., 1985) a montré l'existence de variations de faciès et d'épaisseur importantes (de quelques mètres à environ 300
m). Les données des forages indiquent que la formation est très réduite à Potiskum et absente à Maiduguri
(MATIIEIS, 1976).
L'âge paléocène attribué à cette formation par Shell-BP (in CARTER et al., 1963), à partir d'une
palynoflore à Spinizonocolpites badulatus et Monocolpites marginatus récoltée dans des niveaux charbonneux, a
été confirmé par ADEGOKE et al., (1978).
La formation du Tchad (Chad Formation)
Elle comprend dans la partie nord de la branche de la Gongola, des sables fms à grossiers, des siltstones
et des argiles gris-bleu. Elle recouvre les sédiments crétacés et tertiaires et prend de l'importance en direction du
Lac Tchad où elle atteint entre 700 et 900m.
Les formations superficielles
Les formations superficielles sont représentées par les alluvions des cours d'eau de la Bénoué et de la
Gongola. On peut cependant signaler des épandages sableux peu épais mais étendus ainsi que des placages de
calcaire lacustre, au Sud du Plateau de Kerri-Kerri, au pied des Jarawa hills.
3.4. EVOLUTION PALEOGEOGRAPHIQUE DU BASSIN DE LA BENOUE
L'évolution paléogéographique du bassin de la Bénoué a été directement contrôlée par l'ouverture de
l'Atlantique Sud au Crétacé inférieur, puis a subi l'influence des grandes transgressions du Crétacé supérieur. La
séparation des blocs continentaux africain et sud-américain s'est produite à partir du Sud dès le Berriasien. Les
premières influences marines atteignent le Golfe de Guinée à l'Albien mais aucune communication ne s'est encore
opérée avec les eaux de l'Atlantique Nord. La transgression pénètre dans le bassin de la Bénoué pour la première
fois à l'Albien. A partir de là, l'histoire sédimentaire du bassin de la Bénoué, dont nous allons esquisser les grands
traits, s'est poursuivie pendant une cinquantaine de millions d'années.
3.4.1. Aptien-Albien-Cénomanien (Fig.7)
La Basse Bénoué et l'emplacement occupé actuellement par le delta du Niger sont envahis par une
transgression venue du Sud dès l'Albien et peut-être déjà à l'Aptien. Dans le bassin subsident d'Abakaliki se
dépose, dans un environnement paralique, une épaisse série argilo-gréseuse (formation d'Asu River, argiles
d'Abakaliki). Cette sédimentation s'accompagne d'une activité volcanique concentrée dans la partie axiale du
bassin. Sur les bordures du bassin se déposent des grès (grès d'Ogoja) et, localement, ce sont des carbonates qui
reposent directement sur le socle précambrien ou sur les grès de base (calcaire de Nfamosing). Sur le flanc de

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- 34 -
Calabar, une série argileuse marine (formation d'Odukpani) se dépose sur les grès de base (formation d'Awi) au
cours du Cénomanien. Dans le bassin des "Abakaliki", le Cénomanien n'a pas été mis en évidence: il semble
absent ou seulement réduit, sans que l'on puisse noter une interruption notable au-dessus de la formation albienne
d'Asu River. Sur la bordure sud-est du bassin (région d'Ogoja), des palynomorphes d'âge cénomanien existent
seulement au sommet ou légèrement au dessus des grès de base. Ceci semble donc indiquer le caractère réduit des
sédiments cénomaniens. Le bassin de Mamfé qui se forme à la même époque est le siège d'une sédimentation
continentale de type fluvio-deltaïque.
L'avancée marine atteint la Moyenne Bénoué oû la sédimentation se répartit en faciès peu profonds de
type carbonates de plateforme (calcaires d'Arufu et de Gboko) sur les bordures du bassin, et de type terrigène fin
(formation d'Asu River) dans l'axe du bassin (région de Kéana- Kadarko) qui est l'objet d'une subsidence
notable.Un appareil deltaïque (grès de Kéana) s'installe sur la bordure nord et vient s'intercaler dans les séries
marines. Dans ce milieu marin de plateforme s'intercalent des appareils deltaïques (grès de Kéana, front du delta de
Bima). La bordure sud-est du bassin est frangée par des faciès détritiques de type cône alluvial (grès d'Ambighir)
alimentés par les reliefs de l'Adamaoua.
Les dépôts les plus anciens connus en Haute Bénoué se situent à la base des grès de Bima et sont datés
de l'Aptien supérieur (ALLIX, 1983). Ces dépôts continentaux épais représentent le comblement de fossés
d'effondrement, et témoignent, par leur isolement, de l'apparition de zones subsidentes très localisées. Des petits
bassins à remplissage détritique d'origine continentale existent vers lEst (bassins du Nord Cameroun, bassin de
Toungo-Kontcha). Au cours de l'Albien se développent des zones fortement subsidentes dans l'ensemble de la
Haute Bénoué, tandis qu'un système fluviatile et deltaïque s'installe, alimenté par le massif de l'Adamaoua situé au
Sud-Est (CRATCHLEY & JONES, 1965; ALLIX ; 1983) (Fig.7).
3.4.2. Turonien-Coniacien-Santonien (Fig. 7)
Au Turonien inférieur, le régime marin se poursuit avec une transgression qui est générale à tout le
bassin de la Bénoué. La sédimentation se poursuit dans les "Abakaliki" avec un rythme ralenti (formation d'Eze
Aku) alors que le domaine d'Anambra est le siège d'une sédimentation carbonatée de plateforme. Une courte
régression succède à la première transgression turonienne, et des grès deltaïques (grès d'Agala) se déposent sur la
marge nord de la plateforme d'Anambra. Ailleurs des faciès identiques soulignent cette régression, sur la bordure
sud-est du bassin (grès d'Amaseri , grès de la Konshisha, grès d'Igolo). La fin du Turonien voit une nouvelle
transgression s'avancer dans tout le bassin de Basse Bénoué. La zone subsidente d'Abakaliki fonctionne toujours
avec des dépôts argileux en milieu plus profond (Awgu shale). Sur les bordures, la sédimentation carbonatée
prend le dessus (calcaire de Nkalagu, calcaires de Wadatta, ete.).
La transgression du Turonien basal, qui envahit tout le bassin de la Bénoué, détermine en Moyenne
Bénoué un environnement marin peu profond. La subsidence semble s'être ralentie car seulement 100 m de
sédiments (formation d'Eze Aku) se sont déposés. Au cours du Turonien, les oscillations de l'avancée marine
déterminent une alternance et une interdigitation des faciès marins (formation d'Eze Aku et formation d'Awgu p.p.)

---

- 35 -
IPALEOCENEI
1 NVIRONNEMENTS SEDIMENTAUŒS
CONTINENTAL E3 f!un:Jlih:
1crB=J ~~~r:'~~ ~t~~~"Jl~
MARIN 1 I~=;él 1XJ'lI'l dasliqu~ profond
MOYENNE DENOUE
ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES
CONTINENTAL c: :.'-:q Dcll.uque,flul'Ünile
MARGINa-LITTORAl. mmrn:l D!pô1 peu profond
MARIN t=,=:=.===tI
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ENVIRONNEMENTS, .SEDIMENTAIRES
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MARIN 1 1=_=_1 DépOl m~ncla$liquc
-
-
peu profond
Frnde MAMFE
Fm d'ODUKPANI
Figure 7
Reconstitutions paléogéographiques et répartition des faciès en Bénoué
au Crétacé et au Tertiaire inférieur
Palaeogeographic reconstitutions andfacies distribution during the Cretaceous
and the Early Terliary

---

- 36-
et deltaïques (grès de Makurdi, grès d'Agala). Il semble également que l'on assiste à une phase d'activité volcanique
localisée dans l'axe du bassin sédimentaire (OFfODll..E, 1976). L'épaisse série argileuse de la formation d'Awgu
qui se dépose au-dessus de la formation d'Eze Aku, semble marquer dès le Coniacien un retour à des conditions
régressives marquées par la présence de niveaux charbonneux.
La région située à la transition entre Moyenne et Haute Bénoué est le siège d'une sédimentation marine
en milieu peu profond (formation de Kumberi). Dans le Nord-Est, après le dépôt des séries continentales du Bima,
une transgression en provenance de l'Atlantique Sud et de la Téthys à travers le Sahara (REYMENT,1980)
s'installe, alors que s'individualisent deux domaines, la région de Gombé et celle de Dadiya-Lau, où les séries
présentent des différences de faciès et d'épaisseur (JONES, 1960; ALLIX, 1983). Cette transgression détermine
un environnement de mer peu profonde qui s'étale largement dès le Turonien inférieur avec le dépôt des formations
de Dukul, de Gongila et de Pindiga p.p. et atteint son extension maximale au Turonien supérieur lors du dépôt de
la formation de Jessu (Fig. 7). Dans le bassin de Gombé, la transgression turonienne entraîne le dépôt de la série
argilo-calcaire de Pindiga dont la partie inférieure correspond à un milieu de type plateforme carbonatée. A cette
époque, les eaux de l'Atlantique et de la Téthys sont encore en communication à travers le Sahara, les bassins
nigériens et la branche de la Gongola. Dans le bassin de Dadiya-Lau, la régression s'amorce avec le dépôt des
formations de Numanha et de Sékulé (ENU, 1980; ALLIX, 1983) dont les faciès traduisent des conditions de
bassin peu profond à tendance deltaïque. Dans la région de Gombé et dans la branche de la Gongola
l'environnement marin est toujours présent, avec cependant une tendance nette à la régression (partie supérieure des
formations de Pindiga et de Fika).
3.4.3. Campanien (Fig. 7)
Au Sénonien, en Basse Bénoué, un changement paléogéographique important est provoqué par une
phase tectonique d'age santonien, qui va provoquer l'émersion du bassin d'Abakaliki. Le dépocentre se déplace alors
vers le Nord-Ouest et la plateforme d'Anambra, relativement stable jusqu'alors, devient le dépocentre (1) majeur de
Basse Bénoué. Les reliefs des "Abakaliki" deviennent une source de sédiments et des décharges de type deltaïque
(Grès d'Aftkpo, grès d'Owelli, grès d'Otobi) se mettent en place autour du massif récemment émergé alors que se
déposent plus à l'Ouest et au Sud, en milieu marin à paralique, des sédiments fins (argiles d'Enugu-Nkporo).
C'est à cette époque que s'individualise le bassin de Bida qui se greffe sur le bassin d'Anambra. Ce bassin
relativement peu profond, à milieu confiné, a été comblé par des apports provenant du socle précambrien situé au
Sud-Ouest (ADELEYE, 1976).
En Moyenne Bénoué, un hiatus sédimentaire important sépare le Coniacien du Maastrichtien (formation
de Lafia), ce dernier étant lui même régressif et localisé à la marge nord du bassin. L'histoire sédimentaire de cette
partie de la Bénoué, dont l'émersion est définitive, s'arrête donc au Santonienou au Campanien. Ce domaine
séparera désormais les parties basse et haute du bassin de la Bénoué.
(1) Dépocentre: terme traduit de l'anglais correspondant à la région ou au lieu de dépôt maximum

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- 37 -
En Haute Bénoué, la sédimentation argileuse se poursuit dans la région de Gombé où la partie
supérieure des formations de Pindiga et de Fika contient du gypse indiquant des conditions d'hypersalinité qui
annoncent la régression. Celle-ci, qui s'est amorcée au Sénonien inférieur dans le bassin de Dadiya-Lau, s'achève
avec le comblement de cette partie du bassin. On assiste donc à une migration du dépocentre vers le Nord-Ouest,
identique à celle qui s'est produite au Santonien en Basse Bénoué. Le milieu marin est donc réduit à une étroite
gouttière encore en relation avec les bassins nigériens par la branche de la Gongola où les faciès indiquent un
confinement marqué.
3.4.4. Maastrichtien (Fig.7)
A cette époque, la régression se poursuit en Basse Bénoué et un environnement de type margino-littoral
confiné (formation de Mamu, grès d'Ajali, formation de Nsukka) succède à la sédimentation marine du
Campanien. Dans le bassin de Bida, des dépôts maastrichtiens en partie marins ont permis à certains auteurs, dont
REYMENT (1965), d'émettre l'hypothèse d'une communication marine entre l'Atlantique et la Téthys, par le
bassin des Iullemmeden. Cette hypothèse a été controversée (PETTERS,1977) et, en tout état de cause, si la
communication s'est produite, elle a été relativement éphémère.
L'extrémité nord du bassin d'Anambra est le siège d'une sédimentation continentale avec l'installation
d'un appareil deltaïque (formation de Lafia) au pied du plateau de Jos.
En Haute Bénoué, la régression s'achève avec des dépôts fluvio-deltaïques (formation de Gombé)
localisés sur le rebord nord ouest du bassin sédimentaire.
3.4.5. Paléocène à Quaternaire (Fig.7)
Le passage Crétacé-Tertiaire en Basse Bénoué n'est marqué par aucun changement notable de
sédimentation. Cette limite passerait virtuellement au sein de la formation de Nsukka, dans le bassin d'Anambra,
alors que sur le flanc de Calabar, la formation de Bénin est discordante sur cette limite. L'histoire sédimentaire
tertiaire de Basse Bénoué correspond à un changement important. La Bénoué, dans son ensemble, est émergée et
un proto-delta du Niger s'installe à la fin du Crétacé en aval du bassin d'Anambra. La dernière transgression se
produit au cours du Paléocène - Eocène inférieur (formation d'Imo). Puis la régression généralisée ( formation
d' Ameki ) s'amorce ainsi que la construction du delta moderne du Niger avec la mise en place depuis l'Oligocène
des séries diachrones d'Akata (argiles marines), d'Agbada (alternance de sables et d'argiles) et de Bénin (sables
continentaux).
La sédimentation se poursuit actuellement dans l'extrémité sud du delta que l'on peut
diviser en trois
zones caractérisées par: un environnement continental (dépôts argilo-silteux de plaine deltaïque),un environnement
de transition (dépôts fins de mangrove et marécage) et un environnement marin (sable fin, siltstone, argile)
incluant la partie sous-marine du delta.

---

- 38 -
En Haute Bénoué, la limite Crétacé-Tertiaire est marquée par un événement tectonique majeur qui
provoque l'émersion définitive du bassin sédimentaire crétacé. En effet, le dépocentre qui a commencé a migrer
vers le Nord-Ouest dès le Sénonien s'installe défmitivement sur la marge du bassin crétacé (formation de Gombé).
Au début du Tertiaire, des sédiments fluviatiles (formation de Kerri-Kerri) se déposent dans une gouttière de
direction NNE-SSW, adossée au plateau de Jos et alimentée par les reliefs issus du plissement des séries
crétacées. Ce bassin continental s'ouvrait alors vers la vaste dépression du lac Tchad, dont l'origine date
probablement du Tertiaire inférieur et dans laquelle vont s'accumuler de grandes épaisseurs de sédiments jusqu'au
Quaternaire.

---

CARTE STRUCTURALE DE BASSE BENOUE
G
POST-SANTONIEN
o CONIACIEN (FM D'AWGU)
8
TURONIEN (FM D'EZE AKU)
G
ALBIEN (FM D'ASU RIVER)
'r~;": / SOCLE PRECAMBRIEN
MINERALISA T ION (PB,BA)
/
~ BASAL TE TERTIAIRE
~ MAGMATISME CRETACE
,'" Il' AXE ANTICLlNAL,SYNCLINAL
t;, REPLIS
«,,,,,m LIMITE DU METAMORPHISME
EPI A ANCHIZONAL
~ ISOBATHES DU SOCLE
,
D'APRES LA GRAVIMETRIE
..
,"
6'30
ps,

---

'jJ
Figure 8
rte structurale de l'antic1inorium d'Abakaliki
(XY=position de la coupe de la figure 9)
Structural map of the Abakaliki Anticlinorium
(XY = situation of the Une of section offigure 9)

---

4.STRUCTURE DU BASSIN SEDIMENTAIRE DE BASSE BENOUE
Résumé
En Basse Bénoué. le synclinal d'Anambra et l'anticlinorium d'Abakaliki constituent deux
unités géologiques majeures. Ce dernier peut être subdivisé en trois ensembles structuraux. De la bordure sud- est
à l'axe du bassin on distingue: un domaine peu déformé à tectonique cassante. un domaine modérément
déformé à tectonique souple et enfin un domaine très déformé où cohabitent flexion et aplatissement.
Dans les Workum Hills. des déformations précoces se sont produites au cours de l'Albien, en liaison avec le jeu de
décrochements de direction N30E à N50E. Au Santonien une phase de compression est responsable du
plissement serré de la série crétacée et de l'apparition d'une schistosité. La géométrie des structures indique un
déversement vers le Nord-Ouest. L'ensemble des structures plicatives et schisteuses résultent d'un serrage de
direction N150E. avec une composante cisaillante sénestre. Le synclinal d'Anambra est une vaste structure
relativement simple, correspondant à un bassinflexural qui s'est formé parallèlement à l'émersion du domaine
d'Abakaliki.
Le magmatisme de Basse Bénoué. en partie contemporain de l'ouverture et du remplissage du bassin
crétacé. est caractérisé par la variété de ses modes de mise en place et par la différenciation de ses produits. Il se
distingue par son caractère sous-saturé et par des affinités alcalines comparables en certains points à celle de
la province jurassique du Plateau de los. Une tendance subalcaline existe également qui se marque par des
tholéiites continentales dès que l'on se rapproche de la marge continentale.
L'histoire thermique de la région des Workum Hills a été marquée. entre l'Albien et le Campanien.
par un gradient suffisamment élevé pour provoquer à deux reprises des conditions métamorphiques defaible
degré. Une première phase se produit au cours de la formation du bassin. en liaison avec la mise en place
massive de roches magmatiques. Localement. les températures atteignent 400 oC dans l'encaissant. au contact des
intrusions. alors qu'ailleurs le métamorphisme reste faible (300 OC) et concentré le long d'une zone N50E. Ce
métamorphisme est caractérisé par une paragenèse à mica, chlorite et quartz d'extension régionale, à laquelle se
superpose localement une paragenèse à biotite, chlorite, quartz et andalousite dans les auréoles de contact des
intrusions magmatiques. La deuxième phase métamorphique qui accompagne le serrage semble avoir eu un effet
plus régional. La paragenèse, bien que peu riche en minéraux index, correspond à un domaine
anchimétamorphique, avec au cœur de la zone des Workum Hills des conditions épimétamorphiques.
Cette phase est caractérisée par une très nette amélioration de la cristallinité des micas, et dans les zones les plus
déformées, par des cristallisations syntectoniques comprenant des micas. du quartz et de la chlorite.
Les mesures géochronologiques K/Ar effectuées sur roches magmatiques et sédimentaires permettent
de dégager deux événements majeurs. Le premier se situe aux environs de 104 MA et correspond à la mise en
place du magmatisme et de la première phase métamorphique. Le deuxième événement important s'est produit au
Campanien basal (81·83 MA) avec la deuxième phase métamorphique synchrone de la phase de compression.
Cette partie du bassin de la Bénoué constitue un ensemble structural particulier (Fig. 8) par la variété
des phénomènes géologiques l'ayant affecté. Magmatisme, minéralisation, métamorphisme et déformations se
sont produits dans un contexte géodynamique dont nous essaierons de tirer les traits principaux après en avoir
analysé les caractéristiques géologiques.
Les déformations des couches crétacées constituent le trait essentiel et original du bassin de Basse
Bénoué. Le style de ces déformations varie depuis la simple fracturation jusqu'à un aplatissement notable. Une
coupe depuis la bordure sud- est jusqu'à l'axe du bassin (Fig. 9) permet de distinguer trois domaines, dans lesquels
la déformation résulte de mécanismes différents. Le gradient de déformation augmente progressivement depuis les
bordures jusqu'à l'axe du bassin.
MONOCLINAL
i
1
1
+
1
PEU
PLI 58 E
1 NTRUSION8
+ SCHISTOSlTE NAISSANTE
FRACTURA TlON
1
1 TRES PLISSE
+
SCHISTOSITE
+
1
1
1
1
1
1
WORKUM
HILLS
5YENlTE
DE
1
1
WANAKAHDE
1 SE
HW
1
1
1
1
1
~~-'~~~~02"
+
+
+
+
+
+
+
...
+
+ + + + + + +
+ + + + + +
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
6
+
+
+
~6
KM
x
5Km
Y
Figure 9
Les différents domaines structuraux sur une transversale passant par les WOrXum Hills
The various structural domains along a section through the Workum Hills
Profondeur du socle d'après la gravimétrie
1: Filon magmatique; 2: Intrusion subvolcanique; 3: Argile et siltstone; 4 : Grès; 5: Socle précambrien; 6: Schistosité

---

- 42-
4.1. LES RELATIONS SOCLE-COUVERTURE SUR LES
BORDURES DU
BASSIN
Les relations structurales existant entre la base de la série sédimentaire et le socle précambrien ne sont
pas connues au cœur de l'anticlinorium d'Abakaliki. Elles sont en revanche visibles sur les bordures du bassin.
dans le prolongement de l'anticlinorium. A la faveur d'une remontée du socle. le comportement de ce dernier par
rapport à sa couverture peut être étudié. A partir de ces observations. une interprétation peut être alors tentée au
niveau des parties les plus profondes du bassin.
s
N
Figure 10
Bloc-diagramme montrant les relations entre le Crétacé et le socle précambrien du bassin d'Ambighir. Le tenseur des
contraintes (crI) est relatif à la fracturation dans le sédimentaire
Block diagram showing the relationships between the Cretaceous and the Precambrian Basement of the Ambighir basin.
The stress tensor (al) is related to the fracturing within the sediments
Arufu
N
1
s
20km
Figure 11
Coupe interprétative montrant les relations socle-couverture dans la région de Yandev
Interpretative cross section showing the relationships between the Basement and the cover in the Yandev area
1 : Calcaire (Albien); 2: Grès d'Ambighir (Albien) ; 3 : Rhyolite (Aptien) ; 4 : Granite. gneiss (Précambrien)

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- 43 -
4.1.1. Région de Yandev
Dans la région de Yandev-Gboko, la terminaison de l'anticlinorium s'accompagne d'une remontée du
socle (Fig. 8). Le tracé du contact socle - couverture est en fait plus complexe que celui qui est indiqué sur la carte
géologique à 111 000000 (DESSAUVAGIE, 1974). A l'Ouest de Gboko par exemple, des grès grossiers
appartenant à la base du Crétacé sont redressés contre une faille méridienne qui marque la limite avec le socle.
Dans la carrière de Yandev, les calcaires albo-cénomaniens plongent faiblement en direction du Nord-
Ouest. Le contact avec le socle, qui n'est pas directement observable, est jalonné par un système filonien
rhyolitique de direction moyenne N30E .
Le bassin sédimentaire se prolonge vers le Nord- Est à l'intérieur du socle sous la forme de petits
bassins parallèles séparés par des rides de granite. Le bassin situé près de la rivière Ambighir (Fig. 8) est un
demi-fossé dans lequel est conservée une série détritique d'origine alluviale de 100 m d'épaisseur visible. La
bordure nord-ouest du fossé correspond à une faille mettant en contact le socle granitique et les couches
sédimentaires redressées et légèrement renversées (Pl. J, 1). Un réseau de fractures affecte les grès (Fig. 10) : il
résulte de deux épisodes tectoniques, mais ne traduit en fait que des régimes de contrainte à caractère local car la
fracturation disparaît à 80 m du contact faillé.
Les jeux observés sur les miroirs de faille montrent une prédominance des mouvements décrochants et
tangentiels. Le traitement des données de la fracturation par la méthode développée par ETCHECOPAR (1984)
permet de mettre en évidence deux tenseurs. Un tenseur compressif avec 0'1 = 145.20 bien défini et un rapport R
très proche de zéro, qui correspond à un état de contrainte compressif décrochant le long du contact faillé. Les
déformations observées (forme synclinale du demi-graben et faille inverse de direction N45E) sont en accord avec
un tel tenseur compressif. Un deuxième tenseur très mal défini, avec des cônes d'erreur importants, est difficile
àinterpréter. Il résulterait de mouvements précoces le long du contact socle-sédimentaire, mais ne correspondrait
en aucun cas à une déformation synsédimentaire, aucune fracture n'ayant montré un jeu antédiagénétique. Seule la
présence de dépôts grossiers au contact avec le socle pourrait indiquer la proximité d'un paléorelief de faille. La
composante verticale observable le long de la faille résulte en grande partie du dernier mouvement que nous
attribuons à l'épisode compressif santonien.
Cette structure en demi-graben n'est probablement pas unique dans la région située entre Yandev et
Katsina Ala, car les affleurements isolés de sédiments détritiques au sein du socle y sont nombreux (Fig. Il ).
4.1.2. La bordure sud-est entre Gboko et Ugep
La bordure du bassin sédimentaire entre Gboko et la région d'Ugep présente des relations socle -
couverture relativement simples. Les couches reposent en discordance sur le socle et forment un monoclinal
plongeant de quelques degrés vers le Nord- Ouest. Il n'existe aucune faille bordière de direction NE-SW et la
direction principale la plus fréquente pour les failles est NW-SE. Dans la région d'Ikom, aucune déformation
notable ne marque la transition entre le bassin de Basse Bénoué et celui de Mamfé. Les déformations observées se
résument à un réseau de fractures d'extension hectométrique au maximum.

---

- 44-
4.1.3. Le bassin de Calabar
Le bassin côtier de Calabar, plus couramment connu sous le nom de "Flanc de Calabar", est constitué
par une série sédimentaire d'âge crétacé monoclinale, de direction N120E, sécante sur la direction de la Bénoué. II
appartient à l'ensemble des bassins côtiers de la marge atlantique. Adossée au massif précambrien d'Oban, la série
sédimentaire est restée à l'abri des événements compressifs qui se produisent en Bénoué. Les rares déformations
observées sont des failles normales parallèles à la direction du bassin. La géophysique a mis en évidence une
tectonique de blocs basculés, avec notamment la fosse d'Ikang et la ride d'Ituk (Fig. 12).
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J
Figure 12
Cadre structural en Basse Bénoué de l'Albien au Santonien (d'après MURAT, 1970)
Structuralframework in the Lower Benuefrom Albian to Santonian (after MURAT. 1970)
4.1.4. Nature des contraintes associées à la déformation des bordures sud du
bassin
Les déformations cassantes qui affectent la bordure sud du bassin de Basse Bénoué sont un écho des
mouvements importants se produisant dans l'axe des" Abakaliki". L'analyse systématique de la fracturation permet
d'interpréter celle-ci comme étant le résultat de contraintes compressives.
Les stations de mesure, échelonnées sur environ 300 km, sont situées dans des terrains essentiellement
gréseux appartenant à l'Albien et au Turonien. Dans la majorité des cas 0'1 et 0'2 sont bien définis, l'erreur
moyenne sur la direction étant égale à ± 7° et à 8° pour le plongement. L'erreur sur la détermination de 0'2 est forte
du fait que le pendage est proche de la verticale. Le rapport R est assez variable, mais reste compris entre 0 et 0,6.
L'état de contrainte général relatif à ces déformations cassantes correspond à un tenseur compressif décrochant.

---

- 45 -
4.2.ANAL YSE
STRUCTURALE
DES
FORMATIONS
ALBIENNES
DES
WORKUM
HILLS (anticlinorium d'Abakaliki)
La région des Workum Hills est située à l'extrémité nord-orientale de la vaste structure anticlinoriale
d'Abakaliki (Fig. 13). Les terrains d'âge albien qui occupent le coeur de l'anticlinal sont très défonnés et légèrement
métamorphisés. La présence de reliefs notables (pl.I,2) résulte de l'effet combiné du métamorphisme et de
l'injection massive de roches volcaniques et hypovolcaniques dans les sédiments. Au cœur de ce relief de fonne
elliptique de 10 km sur 30, s'observent à toutes les échelles des défonnations résultant essentiellement d'une phase
tectonique de compression. Le style de la défonnation principale est caractérisé par la combinaison de la flexion et
de l'aplatissement. Des structures précoces, localisées le long des zones de cisaillement, ont été fonnées pendant le
dépôt des séries albiennes et/ou avant leur complète lithification.
vus
cd' 1
~ '#'2
03
Figure 13
Localisation des Workurn HIDs (W.H.) dans l'anticlinorium d'Abakaliki
Localion ofthe Workwn Hills (W.H.) in the AbaJcalüci Anticlinorium
1 : Synclinal; 2 : Anticlinal; 3 : Intrusion magmatique; 4 : Socle précambrien; Ar: Formation d'Asu River; Ea :
Formation d'Eze Aku i Aw : Formation d'Awgu ; En : Argiles d'Enugu ; Ma : Formation de Mamu ; Ns : Formation de
Nsukka ; Ti : Formation d'lmo i A: Alluvions
4.2.1. La stratification et les déformations synsédimentaires
La stratification est particulièrement bien soulignée par l'alternance de grès, siltstones et argiles. Les
siltstones, dominants, sont en outre finement lités à l'échelle microscopique. La régularité des alternances
silto-argileuses est parfois perturbée par des niveaux à déformations internes. Dans certains niveaux, des plis
décimétriques ont leur plan axial parallèle à la stratification. La forme et la disposition de ces plis de slump

---

- 46-
dépendent de la nature du matériau dans lequel il se sont formés. Dans les siltstones à forte proportion de
carbonates, des niveaux montrent des perturbations souvent désordonnées. Certains niveaux carbonatés sont
constitués par un conglomérat intraformationnel dont les galets, de même composition que la matrice, sont étirés
et parfois plissés (PU,3). A l'échelle microscopique, lorsque la schistosité est présente, on constate que les
nombreux microplis, bien qu'apparemment ordonnés, sont antérieurs à la schistosité SI (Fig.14) mais
contemporains d'une schistosité S' présente dans certains niveaux (Fig.15 et PUll, 1).
51
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---
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L - - - J
f cm
1cm
Figure 14
Figure 15
Micropli synsédimentaire dans un siltstone recoupé
Pli précoce dans un siltstone carbonaté et schistosité de plan axial S'
par la schistosité SI
(région d'Ogori, Nord des Workum Hills)
Microslump in a siltstone eut by the SJ cleavage
Early fold in a calcareous siltstone and axial plane cleavage S'
(Ogori area, North of the Workum Hills)
Les déformations synsédimentaires peuvent affecter tous les types de roches sédimentaires mais c'est
dans les passées finement litées à matrice carbonatée que les figures de déformation sont les plus remarquables.
Les déformations peuvent n'affecter qu'un seul niveau de la série. Dans les siltstones carbonatés on a des plis
d'écoulement dissymétriques avec étirement des flancs et bourrage au niveau des charnières. Dans les silststones
également, les plis de slump sont abondants mais de forme plus régulière. Plusieurs niveaux peuvent être
déformés ensemble. La structure, résultant de glissements en masse, est alors désordonnée et l'on a alors formation
de galets (parfois de blocs) intraformationnels plissés et déformés, surtout dans les carbonates. Les déformations se
traduisent également par l'existence de niveaux de conglomérats intraformationnels. Dans certains cas, la matrice
est silteuse et les galets légèrement carbonatés sont étirés.
Des déformations plus discrètes se rencontrent dans les siltstones et les carbonates. Il s'agit de
microfailles normales qui n'affectent souvent les niveaux que sur quelques décimètres (PI.II1,2 ). Les fractures,
décalant de plusieurs mm les laminae, sont remplies de calcite. Les veines de calcite ne remplissent pas seulement
les fractures mais forment un réseau qui recoupe parfois les remplissages de fracture. On peut considérer que ces

---

- 47-
veines se sont produites dans un sédiment sufflsanunent compacté et cimenté pour subir une déformation cassante
(GUIRAUD & SEGURET, 1985). Le long des plans de fracture aucun crochon n'a été observé, contrairement à
certaines failles jalonnées de plis dans les niveaux gréseux et dont l'origine ne peut résulter que de déformations
dans un matériau non lithifié. Les déformations "précoces", dites synsédimentaires, se sont en fait produites à tous
les stades d'évolution du sédiments depuis son dépôt jusqu'à sa lithification.
4.2.2. La
schistosité
Schistosité précoce
Le caractère désordonné des déformations synsédimentaires n'est pas systématique. Des plis relativement
réguliers, d'échelle métrique ou plus fréquemment décimétrique, affectent certains niveaux carbonatés. Ces plis
s'accompagnent souvent d'une schistosité de plan axial (S') pas toujours visible à l'œil nu mais bien marquée à
l'échelle microscopique (Fig. 16). Dans de rares cas, une deuxième schistosité (SI) se surimpose à la première
mais lui est oblique. Le plus souvent la deuxième schistosité n'est que très mal exprimée; elle a affecté un
matériau déjà lithifié et compétent du fait de sa nature carbonatée. La schistosité précoce s'exprime de façon
irrégulière dans les siltstones où elle se manifeste sous la forme de queues de cheval aux limites des lits gréseux
(Fig.17). La roche ne présente pas le débit schisteux caractéristique. Les plans de S' ne sont pas individualisés
comme plans de discontinuité. Il se produit en revanche un litage marqué par des granulométries différentes, avec
des injections aux interfaces des lits plus fins. Ceci est visible aux limites des lits de composition différente
(Fig.18). Cette schistosité de pression solution (dewatering cleavage) est particulièrement bien marquée dans la
partie nord des Workum Hills. Elle s'accompagne souvent, au sein d'un encaissant plus argileux, d'une
déformation des niveaux gréseux qui forment des renflements ou des étirements caractéristiques. Le terme de
schistosité précoce est utilisé ici dans le sens d'une schistosité formée avant la lithification complète de la roche.
Cette schistosité observée seulement au Nord des Workum Hills semble liée au jeu des accidents cisaillants qui
jalonnent cette partie des collines.
La schistosité liée à la compression santonienne
Une schistosité de plan axial de pli est présente à toutes les échelles ; elle résulte de la phase de
déformation régionale. Le débit schisteux des formations albiennes est un caractère structural constant à l'échelle
de l'anticlinorium d'Abakaliki. Ce débit, généralement fruste, exprime dans l'ensemble une schistosité naissante
(schistosité de fracture).Dans les Workum Hills, les plans de schistosité se différencient de façon plus importante
et une schistosité vraie devient alors le clivage principal de la roche.
Depuis la bordure SE du bassin, on assiste à l'apparition progressive du débit schisteux jusqu'au cœur de
la zone très déformée à schistosité ardoisière (pl. 1,5). La première manifestation du débit schisteux est l'apparition
de fractures verticales irrégulières donnant un débit en crayon d'autant plus régulier que la roche affectée est
argileuse. Les passées carbonatées et gréseuses ne sont pas affectées. Une linéation grossière, mais mesurable,
résulte de l'intersection SoIS1. Cette schistosité de fracture passe progressivement à un stade plus évolué, en
particulier dans la partie méridionale des collines où la lithologie est à dominante argileuse. Dans une zone
approximativement elliptique, de 60 km sur 20, la schistosité devient le trait structural majeur. Le débit ardoisier
est la règle lorsque les argiles dominent; mais ce caractère est toujours absent dans les interlits de grès et
rarement exprimé dans les niveaux carbonatés.

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- 48-
Figure 16
Charnière de micropli synsédimentaire avec schistosité S' de plan axial
Fold hinge ofa microslump with axial plane cleavage S'
1 : Pyrite avec cristallisation abritée parallèle à la direction de la
schistosité 51 non exprimée dans ce niveau carbonaté
Figure 17
Queue de cheval à la limite d'un lit gréseux et d'un niveau silto-argileux
Horse lail allhe boundary between a sandy and a silly bed
1mm
1
,
Figure 18
Schistosité dans la charnière d'un pli avec injection de
filons clastiques clans les plans de schistosité
Cleavage in a fold hinge wilh injection of clastic
dykes along lhe cleavage planes

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- 49-
La schistosité ne s'exprime bien que dans les niveaux dont la granulométrie est inférieure à 30J.L En
lame mince, elle apparaît comme un réseau de fractures irrégulières (Fig.19) soulignées par un film brun
d'éléments insolubles. Les variations de granulométrie et de lithologie sont à l'origine des figures de réfraction
aux interfaces à grand contraste de granulométrie (Pl. I, 8). Dans les niveaux à granulométrie inférieure à 2011,
les plans d'anisotropie sont plus réguliers et rapprochés. On observe à leur contact une rotation des minéraux
phylliteux donnant une schistosité de crénulation dans les roches relativement riches en quartz (Fig.20 &
PUV,l).
Enfin, dans les niveaux très fins, essentiellement phylliteux, la schistosité ardoisière s'accompagne
d'une recristallisation de fines paillettes de mica dans les plans de schistosité (Fig. 21).
La schistosité SI ne correspond pas à un seul type mais à une variation depuis la schistosité de fracture
jusqu'à la schistosité de flux naissante en passant par la schistosité de crénulation ; ces trois types pouvant
cohabiter au sein de la partie la plus déformée des collines grâce aux lithologies variées. La structure intime des
roches a subi des modifications notables par simple déformation mécanique ou par recristallisation. Les décalages
le long des plans de schistosité (Fig. 20) pourraient n'être qu'apparents et liés à la dissolution (GRAY,1979). Ceci
est valable dans la plupart des cas sauf dans la partie nord des collines. En effet, dans les siltstones, les lits
tronçonnés sont non seulement décalés mais subissent également une réorientation le long des plans de schistosité
qui se confondent avec les plans de cisaillement. La déformation mécanique (glissements, rotations) apparaît
comme l'effet le plus important si l'on en juge par les microplis et microcisaillements observés. Les processus de
recristallisation sont plus discrets et restreints aux seuls niveaux argilo-silteux. La paragenèse quartz-mica blanc
(illite)-chlorite - calcite - albite (?) indique que les conditions du métamorphisme accompagnant la phase de
déformation régionale correspondent à celles de la limite anchizone-épizone (cf § 4.4). L'étude de la schistosité au
microscope électronique à balayage permet de distinguer deux types de schistosité:l'une avec recristallisation de
phyllosilicates dans les plans de SI, proche de la schistosité de flux, l'autre avec seulement une réorientation des
micas le long des plans de fracture. Les recristallisations les plus importantes s'observent dans les niveaux
argileux de la partie sud des collines, où elles forment un feutrage fm de paillettes de mica dont la taille est de
quelques microns (PUV,2,4). Alignés dans les plans de schistosité, ces micas néoformés sont discordants sur les
autres minéraux avec lesquels ils présentent des contacts francs ( Pl. IV,3). La schistosité de crénulation se
manifeste de préférence dans les niveaux silteux. Les micas hérités sont plissés et se réalignent en partie le long
des plans de schistosité, qui sont dans ce cas plus espacés. Les deux types de schistosité sont les cas extrêmes et
un type intermédiaire entre les deux est souvent observé.
4.2.3. La linéation
Cet élément structural résulte de l'intersection des plans de stratification (So) et de la schistosité SI. Ce
type de linéation s'observe dans l'ensemble de la zone métamorphique et déformée. Il comprend également le
débit en crayon des zones les moins déformées.
Localement, une linéation de microplissement s'observe dans des niveaux millimétriques constitués
exclusivement de minéraux phylliteux. La linéation est alors très fine et légèrement onduleuse. Cette dernière ne
se rencontre que dans la partie centrale et au Nord des collines.

---

- 50-
Figure 19
Schistosité de crénulation formée par un réseau
anastomosé de discontinuités irrégulières
Crenulation cleavage formed by an anastomosing
irregular discontinuities
5mm -J
Figure 20
Schistosité de crénulation régulière avec décalage
apparent des lits induit par la dissolution
Regular crenulation cleavage with an apparent offset
of the beds due to dissolution
\\l '
~~....
0,3 mm
"
Figure 21
Micas hérités et phyllosilicates syntectoniques dans
un siltstone des Workum Hills
Detrital micas and syntectonic phy//osi/icates in a
siltstone of the Workum Hi/ls
...
Micas et chlorites
syntectonlques
0,5 mm
détritique

---

- 51 -
4.2.4. Les plis
Comme la schistosité à laquelle il est associé, le plissement est une des caractéristique principales de la
structure de la région. La géométrie et la répartition des plis sont contrôlés par la lithologie et par leur position
au sein du massif.
La partie sud des collines est caractérisée par l'existence de plis de grande amplitude relativement
ouverts. Le long du versant sud des collines, les flancs se redressent brusquement et le plissement devient plus
serré. La longueur d'onde du plissement se réduit à quelques dizaines de mètres et souvent moins (PU,6).
Dans les alternances silto-gréseuses, les plis sont de type concentrique et s'accompagnent de
microstructures caractéristiques (Fig.22). Des fentes d'extension s'observent à l'extrados des charnières et sur les
flancs où elles se disposent en échelon. La croissance oblique de cristaux de quartz, ainsi que la présence de stries
aux épontes et leur distribution dans le pli, confirment leur relation avec le plissement. Dans les séries
alternantes, des plis arrondis peuvent se rencontrer à coté de plis aigus ou coffrés. La coexistence de formes
différentes est liée d'une part à la variation lithologique et d'autre part à l'influence de discontinuités (zones de
cisaillement) qui accentuent localement le plissement.
Des plis de deuxième ordre, liés à l'entraînement, existent dans tous les faciès. Dans les séries à
dominante gréseuse, les interlits schisteux sont fréquemment le siège de microplis d'entraînement. Localement, il
se produit de la disharmonie par bourrage des interlits argileux au niveau de joints affectant les bancs de grès
adjacents (Fig.23). Des plis coniques d'échelle décimétrique à métrique ont été mis en évidence dans la partie nord
des collines ( PU,7).
4.2.5.
Fracturation et cisaillements
Cisaillements précoces
Le versant nord des collines de Workum est traversé par d'étroites bandes tectonisées dans lesquelles les
cisaillements sont dominants. La plupart de ceux-ci se sont produits au cours du Santonien, c'est-à-dire au cours de
la phase de déformation principale. Cependant, le modelé et la structure interne de certains d'entre eux indiquent
clairement que la déformation s'est opérée dans un sédiment encore totalement non lithifié et probablement avant
le Santonien.
Près d'Ukwokwu, l'une de ces bandes cisaillantes montre la structure suivante. La largeur visible de cette
zone est d'environ 5 m. La partie la plus déformée est constituée par 1,50 m d'une roche à structure planaire
orientée, subverticale, de direction N50E. Des plans de cisaillement serrés découpent un ensemble de fines
alternances silto-gréseuses (PUI,l). Des lits gréseux tronçonnés (PUII,3) ainsi que le réalignement de la
stratification dans les plans de cisaillement conduisent localement à une véritable transposition de 50 dans les
plans "c" (PI.III,4). A l'échelle microscopique, la transposition est encore plus nette et un litage formé par la
juxtaposition de corps amygdalaires souligne le cisaillement. La stratification n'est plus reconnaissable.
L'intensité du cisaillement décroît latéralement et les niveaux gréseux y sont seulement découpés et
décalés. On passe progressivement à une zone encore moins déformée où les plans de cisaillement ont totalement
disparu. On observe en revanche des plis d'entraînement, à axe fortement incliné (PU ,4). Ces plis d'échelle
décimétrique affectent des niveaux de grès dont le plissement n'a pu se réaliser que dans un matériau peu consolidé
(Fig.24).

---

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Figure 22
Coupe et microstructures dans le Crétacé métamorphique sur le versant nord des Workum Hills (rivière près d'Ebenta)
Cross section and microstructures in the metamorphic Cretaceous of the Northern Workum Hills (river near Ebenta)
A : Faille inverse dans des argiles et siltstones ; B : Fentes de tension associées à un pli dans des grès (ST: stries; Q :
Cristaux de quartz à croissance oblique) ; C : Disharmonie dans un ensemble schisto- gréseux (FT: fente de tension
d'extrados) ; D : Slumping dans un banc pélito-carbonaté.
Lé2ende: 1: Conglomérat monogénique dans siltstone carbonaté; 2 : Siltstone carbonaté; 3 : Grès; 4 : Siltstone et
argile; 5 : Faille; 6 : Numéro d'échantillon; 7 : SchislOsité

---

Figure 23
Coupe et rnicrOSb'Uctures dans le Crétacé métamorphique sur le veIunt nord des Workum Hills (Est d'Ojekwe)
Cross section and microstructures in the metamorphic Cretaceous of the Northern Workum Hills (East ofOjekwe)
A : Plissement synsédimentaire dans un siltstone carbonaté (GP ; galet intraformationnel plissé) ; B : Galet calcaire étiré
et boudiné dans siltstone carbonaté; C : Micropli associé à une schistosité de crénulation primaire (sur So) ; D : Relation
stratification-schistosité dans le flanc nord d'un anticlinal; E: Microplis d'entrainement dans un interlit argileux sur le
flanc sud d'un anticlinal; F : Plis d'entrainement (assymétrie normale) dans des grès en petits bancs ; G : Schistosité
aplatie dans un interlit argileux formant entonnoir (El) au droit d'une diaclase du banc gréseux susjacent ; H : Synclinal à
déformation de flanc (fractures en échelon dans le flanc nord du pli) ; 1 : Microplissement d'un niveau argileux ; J. K :
Fentes d'extension (FQ) en échelon dans grès massif résultant d'un cisaillement potentiel dextre associé au plissement
1: Conglomérat monogénique dans siltstone carbonaté; 2 : Siltstone carbonaté; 3 : Grès; 4 : Siltstone et argile; 5 :
Faille; 6 : Numéro d'échantillon; 7 : Schistosité
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---

- 54 -
La fracturation
La fracturation est plutôt mal exprimée dans l'ensemble relativement incompétent que constitue la
formation albienne alors que les zones de cisaillement sont bien marquées.
On peut distinguer une "petite fracturation" liée au plissement, s'exprimant le plus souvent dans les
bancs compétents. Dans les niveaux gréseux plissés, des fentes de tension sont fréquentes, se disposant en
"échelon" sur les flancs ou étant parallèles à l'axe du pli sur la charnière. Dans les alternances argilo-silteuses, le
microplissement induit. à une échelle méso à microscopique, des failles par rupture des flancs.
Un système de failles d'extension pluri-décamétrique à kilométrique s'observe dans toute la région. On y
distingue des failles inverses qui se localisent sur le flanc nord des collines et sont fréquentes dans les niveaux
argileux (Fig.22A). Leur extension est toujours difficile à apprécier car elles ont une direction suparallèle à la
stratification. Elles ont en revanche un pendage relativement fort de 45 à 50·.
Les décrochements sont relativement bien marqués car ils sont presque toujours obliques sur la direction
des couches. Il s'agit de zones généralement complexes, formées d'un réseau anastomosé de plans qui définissent
des amygdales; l'ensemble restant, à grande échelle relativement rectiligne. De plus, la nature alternante des séries
souligne bien les décalages de part et d'autre des accidents. Cependant, ces derniers restent toujours de l'ordre de
quelques dizaines de mètres. Très souvent, les plans de failles sont minéralisés en quartz et portent les marques de
la striation le long des épontes.
1
~
Ech.carte
lm
Ech. coupes
Figure 24
La zone de cisaillement d'Ukwokwu. Vue en plan et coupes
The shear zone near Ukwokwu. Plane view and cross sections

---

- 55 -
Mylonites
Sur le versant nord des collines, les massifs gabbroïques se sont mis en place dans la série sédimentaire
sous la forme de sills ou de plutons discordants. Ces derniers, constitués par des roches grenues vert foncé,
montrent un litage magmatique discret et localement des accumulations de ferromagnésiens. Une bande
mylonitique large d'environ 200 m affecte l'un de ces plutons au Sud- Est d'üjekwe. Les contacts entre le pluton
et l'encaissant sédimentaire sont marqués par une frange métrique de cornéenne. La structure du gabbro, isotrope
sur les bordures du pluton, devient progressivement planaire et subverticale pour passer au cœur de la zone
déformée à un débit schisteux (Fig.25).
Gs
Figure 25
Zone mylonitique (My) dans intrusion gabbroïque (Ob) située sur le versant nord des Workum HiUs (Os : grès et
siltstone)
Mylonilic zone (My) in a gabbroic intrusion (Gb) located along the Northem Workum Hi/ls. (Gs : sandstone and
siltstone)
La rotation de la foliation de part et d'autre de la bande centrale est faible et contradictoire. Ce critère
n'étant donc pas utilisable pour déterminer le sens, des sections perpendiculaires à la foliation ont été étudiées. La
structure intime de la roche est constituée par une matrice orientée moulant des porphyroclastes parfois tronçonnés
(PI.II,7). L'aplatissement est dominant car les surfaces "c" et "5" définies par BERTIIE et al. (1979) sont
subparallèles et difficiles à séparer. D'autre part la linéation d'étirement est très faiblement marquée.
Certains critères indiquent cependant que l'aplatissement s'est accompagné d'une rotation. Les surface
"c" délimitent des sigmoïdes dissymétriques qui statistiquement sont en accord avec un glissement général
sénestre. D'autre part, les porphyroclastes d'amphibole sont cisaillés et subissent une rotation (Fig.26). Enfin,
selon l'orientation des minéraux (amphiboles, apatite) dans le plan de cisaillement on peut observer un
tronçonnement (Fig. 27 & PUI,8) montrant des rotations dans le sens sénestre.

---

- 56-
Le développement de paquets flexueux de chlorite et de muscovite donne à la roche une couleur
dominante verte. L'intense déformation se produit dans le domaine plastique (classe 1 de BOULLIER &
GUEGEN,1975) mais dans des conditions thermiques relativement basse. Les recristallisations se limitent à la
chlorite, à la calcite, au quartz et à la cordiérite (muscovite).
,O,5mm,
Figure 26
Amphibole (Amp) recoupée et rebroussée le long des plans de cisaillement "c" dans un gabbro mylonitisé
(Ch: chlorite; S: surface "S" au sens de BERTHE et al.,1979) (Localisation: OK27i,Ojekwe)
Amphibole (Amp) eut and dragged along the shear planes "C" in a mylonitized gabbro
(Ch: chlorite; S; S-surface defined by BERTHE et al..1979) (Localisation: OK27i.Ojekwe)
Figure 27
Amphibole brune (Amp) tronçonnée dans un grabbro mylonitisé
Les fragments d'amphibole sont séparés par de la calcite (C) en cristaux allongés suivant l'axe d'extension X
Stretched brown amphibole (Amp) in a mylonitized gabbro.
The amphibole fragments are separated by calcite crystals parallelto the extension X
4.2.6. Les déformations intracristallines
Calcite
Les exemples de déformation intracristalline sont peu fréquents et cela en raison de la nature détritique
des faciès, qui sont peu favorables à ce genre de mécanisme. Dans la calcite remplissant des vacuoles de roches
volcaniques situées dans la partie sud des collines (région de Dogu), des macles polysynthétiques par glissement
ont été observées (Fig.28). Les plages de calcite sont toutes parcourues par un réseau de macles. Plusieurs
familles de macles se recoupent mutuellement, certaines d'entre elles formant un réseau conjugué. Dans certains
cas, le maclage est clairement lié au cisaillement, soit par disposition sigmoïde (Fig.28A) soit par rotation sur les
bordures du cristal (Fig.28B). Certaines plages non maclées portent cependant les traces de contraintes tectoniques
sous la forme de bandes à extinction onduleuse.
SI
Figure 28
Macles polysynthétiques sigmoïdes (A) dans la calcite d'une vacuole et rotation sur les bordures du minéral (B)
Sigmoidal polysynthetic twinning (A) in calcite ofa spherolile and dragging along the borders of the minerai (B)

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- 57 -
Quartz filonien
Les effets de la tectonique se rencontrent, à l'échelle cristalline, dans le quartz filonien. Une phase
d'hydrothermalisme accompagnant le volcanisme a vu la mise en place de filons de quartz . Ces derniers,
généralement en remplissage de failles, ont subi au cours de la phase régionale des contraintes suffisantes pour
créer un réseau de fractures et des zones d'extinction roulante.
4.2.7. Les déformations tardives
Les déformations tardives ne se manifestent que très localement, et comprennent essentiellement des
failles inverses et des kink bands. Les failles inverses sont surtout fréquentes sur le versant nord des collines où
elles recoupent la schistosité. Les kink bands sont en revanche présents dans tout le secteur des collines. Ils
peuvent affecter indifféremment grès fins et schistes, et existent à toutes les échelles (PI.I1I,6).
Un réseau de décrochements relativement dense est également à attribuer à cette phase tardive. Les
décrochements, et en particulier ceux de direction N14üE sénestres, décalent les structures plissées.
4.2.8. Quantification de la déformation
La détermination du taux et de la nature des déformations subies par les roches de la région des Workum
Hills passe par l'utilisation de méthodes plus ou moins précises et complexes selon les marqueurs utilisés. Les
propriétés mécaniques de ces derniers sont souvent différentes de celle de la matrice et ne donnent qu'une idée
approchée du taux de déformation. Dans le cas de certains objets, tels les ammonites dont le moule interne est
sensiblement identique à la matrice et dont la coquille est en grande partie dissoute, l'approximation sera bonne.
En revanche, les autres marqueurs tels les grains de magnétite et de pyrite ou les clastes de roches volcaniques,
sont des corps rigides relativement indéformables par rapport à la matrice. Ces derniers nous renseignent cependant
sur le caractère rotatiorlnel ou non de la déformation grâce aux ombres de pression et aux queues de cristallisation
sigmoïdes qu'ils développent.
La déformation au niveau des "Abakaliki" se traduit par des plissements, des cisaillements et des
discontinuités dont la densité varie depuis la schistosité de fracture jusqu'à la schistosité ardoisière. Cette dernière
résulte d'un aplatissement de la roche que l'on peut quantifier à partir de certains marqueurs. Parmi ceux-ci, les
galets des conglomérats intraformationnels et les fossiles pourraient être utilisables. En fait, seuls les fossiles
(ammonites) ont été pris en considération car la déformation finie des galets résulte de la superposition d'une
déformation synsédimentaire (galets intraformationnels), d'une déformation anté-diagénétique et enfin de la
déformation liée à la compression d'âge santonien. D'autre part, ces galets appartiennent à des niveaux
conglomératiques monogéniques localisés près des zones de cisaillement et leur répartition dans l'anticlinorium
n'est pas suffisamment homogène pour être représentative. En revanche, les ammonites se sont révélées être de
bons marqueurs car elles étaient bien réparties, leur forme initiale était mieux définie et le moule du fossile était
de composition identique à celle de la matrice.

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- 58 -
Les ammonites sont relativement mal conservées dans les siltstones et les spécimens entiers sont rares à
cause du débit ardoisier souvent perpendiculaire à la stratification. Ce sont des espèces de petite taille, de 1 à 5 cm
en moyenne -rarement plus de 10 cm-, disposées parallèlement à la stratification. Leur composition est identique à
celle de la matrice. La coquille est rarement conservée et dans la plupart des cas l'ammonite
a subi un
aplatissement dans le plan de So, lié à la déformation diagénétique. De ce fait une perte de volume importante a
été subie par les fossiles et seule la déformation dans deux dimensions pourra être estimée. La forme souvent
elliptique des fossiles collectés dans la région des Workum Hills permet dans un premier temps d'évaluer la
déformation de façon empirique.
Les fossiles ont été récoltés dans des couches à pendage faible et, le plan de schistosité étant vertical ou
fortement incliné, on peut considérer que l'ellipse inscrite dans le fossile, lorsque celui-ci est entier, représente en
première approximation l'ellipse de déformation finie. Cependant, les fossiles sont souvent incomplets et seules
ont été testées les méthodes de détermination du taux de déformation basées sur la géométrie de l'enroulement ne
considérant qu'une partie de la spire.
La méthode de TAN s'est révélée trop imprécise dans notre cas (erreur sur la détermination des angles
trop importante). La méthode développée par J. QUIBLIER (1980) a donné en revanche d'excellents résultats.
Cette méthode considère qu'à l'état initial la coquille de l'ammonite correspond à une spirale logarithmique. A
partir de trois mesures de longueur et deux mesures d'angle ( annexe A) on détermine, en suivant la procédure
mathématique indiquée, les axes de l'ellipe de déformation. A titre de vérification, trois couples de mesures ont été
effectuées sur les échantillons et la valeur moyenne a été calculée.
Les déformations principales El et E2 obtenues sont exprimées sous la forme À. =
l
(l+Elh et ~ =
(1+~)2, le taux de déformation R étant défmi par R = (À.l + ~)112.
Les résultats sont reportés sur le diagramme À.2, À.l qui représente la forme de toute ellipse de
déformation (RAMSAY, 1967, p. 95). Les mesures s'alignent sur l'hyperbole A = 1 (À.l = 1I~) qui est le lieu des
déformations à surface constante. La méthode utilisée néglige la variation de surface a subie par le fossile. Des
variations de surface de l'ordre de 10% nécessitent une déformation continue considérable, ce qui n'est pas le cas
dans cette région, et l'erreur commise en négligeant le paramètre a est de l'ordre de 5% au grand maximum.
Les stations de mesures s'échelonnent sur 100 km, mais sont principalement concentrées dans la région
des Workum Hills. Les diagrammes présentés sur la figure 29 sont relatifs à trois stations des Workum Hills
(BtS, Ns48, Ns 17), et à deux stations situées aux extrémités nord- est et sud- ouest de l'anticlinorium (Ks, Eg), le
sixième diagramme comprenant l'ensemble des stations. Les rapports axiaux de l'ellipse de déformation varient
depuis 1,15 pour les déformations les plus faibles à 3,2 pour les plus intenses (Fig. 29).
On constate que, pour une même station, ce rapport peut varier de façon notable. Cette variation est la
conséquence du rôle joué par deux facteurs qui ont une influence importante sur la déformation finie. Le premier
facteur est d'ordre lithologique. Les fossiles prélevés dans une station l'ont été sur une surface relativement
restreinte, de quelques mètres carrés, au sein de laquelle les roches encaissantes sont des argiles ou des siltstones
finement laminés. Lorsque la composition du fossile est identique à celle de la matrice, la déformation est
maximale. On constate une différence de comportement dans la déformation selon la granulométrie et le

---

- 59-
lli!..U!..!J : BI 5
Slalion:Ns48
16 échantillons
4 échantillons
1,5
1,5
:--------- /_---/?
:
. , /
3
..
Station: Ns 17
Slatlon:Ks
6 échantillons
1,5
14 echantillons
Àl'.1+E2
Stat ions
Station:Eg
•
Bt4
3 échantillons
o Ks
1,5
• Ns99
\\5
. . Ns9
... nk5
'V Ns 17
+ Ns48
J}Am
XEg
DOi
4
Figure 29
Valeurs du rapport axiaUUU de l'ellipse de défonnation déterminée sur plusieurs populations d'ammonites (diagramme
d'après Ramsay, 1967)
Values ofthe axial ratio Àt\\2 ofthe strain ellipse determined on several populations ofammonites (diagram after
D
..
Ill..c71

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- 60-
pourcentage de quartz de l'encaissant. D'autre part, le pourcentage d'argile influe de façon notable sur la
défonnation. Le second facteur est l'influence du cisaillement dans le processus de défonnation. La méthode
utilisée ne pennet pas de déterminer si la défonnation est coaxiale. Or l'on sait que d'une part la région des
Workum Hills a été soumise à de nombreux cisaillements et d'autre part la schistosité de "strain slip" entraîne
également un déplacement dans le plan de schistosité. De ce fait, selon la position des échantillons par rapport à
l'une de ces zones de cisaillement, la défonnation par cisaillement simple aura plus ou moins d'influence.
La déformation à l'intérieur des Workum Hills n'est donc pas homogène et l'aplatissement des
ammonites résulte vraisemblablement de la superposition de défonnations progressives coaxiale et non coaxiale.
A 20 km environ au Nord- Est des Workum Hills, les valeurs du rapport axial (1,32 en moyenne) est nettement
plus faible. Cette région est en effet moins affectée par l'aplatissement et la schistosité de fracture y est très fruste.
A l'extrême sud-ouest de l'anticlinorium, un seule station a livré des ammonites défonnées; celle-ci est
située 2,5 km au Nord d'Aba Omega, sur la route d'Abakaliki. Les valeurs du rapport axial sont relativement
élevées et comparables à celles qui ont été obtenues dans la zone très défonnée des Workum Hills. On peut noter
ici que la roche est très argileuse et de plus le fossile ayant la même composition que la matrice sa déformation
reflète celle de la roche. Plus à l'Ouest. sur l'autoroute Enugu-Umuahia au niveau de Laukpauku, les ammonites
calcaires au sein d'argiles plastiques ont subi une défonnation diagénétique importante (aplatissement dans le plan
de la spire) mais aucune défonnation d'origine tectonique.
4.2.9. Structure d'ensemble et géométrie des déformations
En plein cœur de l'anticlinorium, la région des Workum Hills apparaît actuellement COmme une grosse
cicatrice. C'est en effet à ce niveau que les phénomènes tectono-sédimentaires sont particulièrement bien marqués.
Une géométrie claire, qui pourrait expliquer le mécanisme d'ouverture, ne peut cependant qu'être interprétative. Il
est pratiquement impossible d'avoir une cartographie précise pennettant de définir des relations géométriques entre
les bassins et les structures qui en sont à l'origine. La fonne même des bassins ne peut être déterminée à partir des
données de terrain. Notre interprétation s'appuiera donc sur les observations microtectoniques et mésoscopiques
ainsi que sur la géophysique.
Les caractères structuraux dominants de l'anticlinorium d'Abakaliki sont un plissement relativement
serré et une schistosité naissante, ne devenant intense que localement. Un troisième élément important est
constitué par les zones de cisaillement. cependant peu visibles car parallèles aux directions structurales majeures.
Plis et schistosité sont des déformations que nous qualifions de tardives alors que les zones de
cisaillement sont des éléments structuraux ayant un rôle majeur aussi bien dans le contrôle précoce de la géométrie
d'ensemble, que lors du serrage final au Santonien. Leur rôle pendant la fonnation du bassin semble avoir été
primordial. La preuve en est donnée par les perturbations de l'environnement sédimentaire à leur voisinage. On
peut noter à cet effet que l'activité de ces zones à été relativement continue entre l'Albien et le Santonien.
Sur les déformations précoces aucune géométrie précise d'ensemble ne peut être dégagée, les
perturbations d'origine sédimentaire étant trop désordonnées. Tout au plus peut-on constater que statistiquement
sur le versant nord des collines, les plis de slump sont systématiquement déversés vers le Nord.

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- 61 -
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Figure 30
Cane des lin6ations et s ~ des 61éments structuraux de la région des Workum Hills
Map ofliMatiollS œui sl~r~ograms oflhe structural ele~lIls oflhe Workwn Hills regioll
1 : Lin6ltion et son plongement ; 2 : Lin6ation horizontale ; 3 : POl~ de itratification ; 4 : POle de schistosit6 ; S : Trace
de 11 liœation ; 6 : Axe de micropli mesuré ; 7 : Axe de micropli construit ; 8 : Axe de pli construit ; 9 : Trace de plan de
fai1lt et sa sllie (sens de mouvement du compartiment infUieur). (Projection de Wulff ; b~p~ infâieur)

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- 62-
En revanche, la répartition de ces déformations synsédimentaires et des plis précoces associés aux
décrochements montre une concentration de ces phénomènes sur une bande large d'environ 2 km parcourant le
versant nord des collines depuis la rivière Anyimjusqu'au delà d'Ameka (carte h.t. ). Dans la rivière Konshisha,
les slumps sont abondants et très souvent de grande amplitude.
La géométrie des déformations liées à la compression fini-santonienne est mieux définie car les
structures sont généralisées. Dans l'ensemble du massif, les plis constituent avec la schistosité les structures
dominantes. On observe un léger déversement des structures vers le NW marqué par un pendage moyen de 80· vers
le Sud des plans de schistosité et des plans axiaux des plis (Fig.30). Ce déversement disparaît en direction du NE
au niveau de la rivière Konshisha où les structures sont symétriques et la schistosité, verticale. La distribution
spatiale des éléments tectoniques (axes de plis, linéations, trace de la schistosité) montre également des variations
à l'échelle du massif. La carte des linéations d'intersection montre des variations en direction et plongement
(Fig.30). A l'Ouest d'un méridien passant par Ebenta, les linéations sont en moyenne de direction N50E et
plongent assez fortement vers le Sud-Ouest. Il en est de même pour les axes de plis. Au niveau du méridien
passant par Ebenta, les linéations deviennent horizontales puis tournent vers une direction E-W jusqu'aux environs
d'Ameka. Les plongements des linéations et des axes de plis, assez faibles, se font ici vers l'Est En direction de la
rivière Konshisha, les directions s'incurvent à nouveau pour se rapprocher de la direction moyenne des structures
du massif, c'est-à-dire vers N50-60E.
A l'échelle du massif, les traces de la schistosité montrent une inflexion interprétée comme une
amygdale délimitée par des zones de cisaillement (Fig.31). A l'intérieur de l'amygdale, la schistosité est
légèrement sigmoïde mais elle tend à se paralléliser aux plans de cisaillement aux extrémités. La réalité de ce
dispositif ne peut être que partiellement contrôlée en l'absence d'une cartographie continue des zones de
cisaillement Celles-ci existent bien cependant sur la bordure nord des Workum Hills où elles ont des directions
variant de N50E dans la région d'Ojekwe (Fig.32) à N30E à l'extrémité sud-ouest du massif. L'une d'elles, de
direction N50E affleure dans la région d'Ojekwe où elle traverse un massif gabbroïque formant une bande
mylonitisée d'une trentaine de mètres (Fig.33). Dans les sédiments, ces zones de cisaillement sont exprimées
comme à Ukwokwu (Fig.24) ou peuvent se traduire seulement par des plis d'entrainement coniques (Fig.34).
La détermination de la position des axes principaux de la déformation est essentiellement basée sur la
position de la schistosité SI qui contient à priori les directions X et Y, et sur la forme des ombres de pression et
des cristallisations abritées. La schistosité, qui est considérée comme le plan d'aplatissement, est subverticale et
dans de rares cas à pendage faible. Les minéraux anté-tectoniques utilisés pour la détermination de la position des
axes de la déformation sont les andalousites créées au contact d'intrusions anté-santoniennes. Les minéraux sont
assez déformables pour avoir été légèrement étirés, mais suffisamment rigides par rapport à la matrice très
argileuse pour développer des ombres de pression (Fig. 35).
Dans le plan X Z, l'allongement des minéraux et des ombres de pression est maximal. Dans le plan So,
qui n'est pas perpendiculaire à SI, les ombres de pression sont allongées dans la trace de SI mais sont moins bien
developpées. Enfin dans le plan d'aplatissement, c'est-à-dire SI, l'ombre de pression est diffuse et entoure
complètement le minéral qui est légèrement étiré dans le sens vertical. On peut donc estimer à partir de ces
observation la forme de l'ellipsoïde des contraintes (Fig. 36) dont les axes sont: X ~ Y > 1 > Z . Ce type
d'ellipsoïde représenté sur le diagramme de FLINN (1962) se situe dans le domaine de l'aplatissement pur.

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MAP
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ANTICLINAL
AXIS
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SYNCLINAL
AXIS
TRACE OF CLEAVAGE
5
10 KM
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,
1
BOUNDARY BETWEEN
THE
ASU RIVE R GROUP 1Ar 1 AND
THE
EZE AKU FORMATION 1Eill
Figure 31
Virgation de la schistosité et éléments structuraux de la région des Workum Hills (d'après BENKHELIL et al., 1986)
Virgation of/he cleavage and structural elements of the Workum lIills area (after BENKHEUL et al.. 1986)

---

- 64 -
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Figure 32
Carte schématique et coupe d'une partie du versant nord des Workum Hills.
Le tracé de la coupe correspond au lit de la rivière
Sketch map and cross section ofpart of the Nor/hem Workum Hills.
The Une of section corresponds to the river bed
1 : Gabbro; 2 : Grès massif; 3 : Faille; 4 : Mylonite ; 5 : Direction et pendage des couches; 6 : Direction et pendage de
la schistosité ; 7 : Linéation d'intersection ; 8 : Pôle de stratification ; 9 : Pôle de schistosité ; 10 : Linéation
d'intersection; Il ; Axe de micropli mesuré; 12 : Axe de micropli construit 13 : Axe de pli construit; 14 : Trace de plan
de faille et sa strie

---

- 65 -
lM
INTRUSION GABBROIQUE
ZONE MYLONITISÉE
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o
10m
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1
Figure 33
Coupe d'une zone mylonitisée sur le versant nord des Workum Hills.
La partie mylonitisée est encadrée par des failles (F)
Section of a mylonitic zone on the Northern Workum /lill.
The mylonitized part is enclosed by faults
1 : Grès et siltstones ; 2 : Mylonite ; 3 : Gabbro
N
N
/
./
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to
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1
+
1
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1...
.,•'".,\\
Figure 34
Stéréogrammes de plis coniques situés dans la région d'Ebenta (Projection de Schmidt, hémisphère inférieur, station Oj30)
Stereograms of conicalfolds situated in Ebenta area (Schmidt stereonet, Lower hemisphere, station Oj30)
1 : Pôle de stratification; 2 : Axe de pli; 3 : Fentes d'extension
1mm
OMBRES OE PRESSION
Figure 35
Schistosité. ombres de pression et minéraux anté-cinématiques dans les schistes de la région d'Ameka
Cleavage, pressure shadows and pretectonic minerais in the schists of Ameka area

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- 66-
Figure 36
Forme d'une zone abritée autour d'une chiastolite (région d'Ameka)
Shape ofa pressure shadow around a chias/olile (Ameka area)
Les ombres de pressions autour des chias tolites sont symétriques et droites. En revanche, dans la partie
nord des Workum Hills, les cristallisations abritées autour des grains de pyrite sont souvent sigmoïdes (Pl. IIA,5)
et traduisent donc une rotation en cours de déformation.
La déformation de cette partie de l'anticlinorium est donc caractérisée par un aplatissement avec un
allongement vertical le long de plans subverticaux. A priori, la déformation pourrait correspondre à un
aplatissement sans intervention du cisaillement. Ce dernier pourrait s'exercer avec des mouvements parallèles au
plan d'aplatissement induisant des rotations importantes. Celles-ci se font alors autour d'un axe vertical contenu
dans le plan d'aplatissement (CHOUKROUNE, 1976). On peut donc considérer que le mécanisme de déformation
qui s'est exercé sur les roches crétacées au cours de la phase tectonique santonienne est une combinaison d'un
aplatissement pur et d'un cisaillement simple ou aplatissement rotationnel (CHOUKROUNE, 1976).
L'hypothèse d'un jeu sénestre le long de décrochements N5üE au niveau des Workum Hills pendant la
phase tectonique santonienne, peut-elle être étendue à l'ensemble de l'anticlinorium ? La déformation, dans les
autres parties de cette grande structure, est beaucoup moins importante et si une schistosité fruste existe partout,
l'aplatissement a été mineur. La disposition des rares structures cartographiées est cependant souvent suggestive de
mouvements décrochants. Si l'on observe par exemple l'extrémité sud-ouest de l'anticlinorium (Fig. 8) on constate
un arrangement "en échelon" des plis selon une direction N3üE. Une telle disposition correspond à un
entraînement de la couverture le long d'un décrochement profond sénestre. On retrouve ici aussi, les deux

---

- 67 -
directions N30E et N50E des cisaillements de la région des Workum Hills, et l'on peut de façon relativement
satisfaisante considérer que l'ensemble de l'anticlinorium a subi au cours de la phase tectonique santonienne les
effets d'un serrage de direction moyenne N150-160E couplé à un jeu sénestre le long d'accidents de direction N30E
àN50E.

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- 68-
Planche 1
1. - Série détritique crétacée redressée contre une faille de direction NE-SW. Le contact faillé
avec le socle, non visible sur la photo, se situe à quelques mètres sur la droite (Localisation:
Fossé d'Ambighir)
Steeply dipping Cretaceous clastic series against a NE-SW trendingfault. Thefaulted
contact with the Basement, not visible on the picture, is situated at some metres on the right
side (Location: Ambighir trough)
2. - Le versant sud des Workum Hills
The Southern Workum Hills
3. - Déformation synsédimentaire : galet carbonaté "slumpé" dans un conglomérat inorganisé à
matrice pélito-calcaire ( Localisation: Ogori)
Synsedimentary deformation: slumped calcareous pebble in a disorganized conglomerate
with silty and calcareous matrix (Location: Ogori)
4. - Pli d'entraînement à axe plongeant associé à une zone de cisaillement (Localisation:
Ukwokwu)
Pitching drag fold associated with a shear zone (Location: Ukwokwu)
5. - Schistosité subverticale et stratification (plongeant vers la droite) dans des siltstones
(Localisation: Ogori).
Subvertical cleavage and bedding (dipping toward the right) in siltstones (Location: OgoriJ
6. - Petit pli synclinal dans des grès en petits bancs (Localisation: Ogori)
Small synclinalfold in thin-bedded sandstones (Location: OgoriJ
7. - Micropli conique appartenant à un système à disposition "en échelon" (Localisation:
Eben ta)
Conical microfold belonging to a set with "en échelon" arrangement (Location: EbentaJ
8. - Réfraction de la schistosité sur un lit gréseux dans une alternance silto-gréseuse
Cleavage refraction on a sandstone layer in alternating siltstone-sandstone

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Planche 1

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Planche II
1

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- 71 -
Planche II
1. - Microcisaillement dans des siltstones finement lités (Localisation: UK35, Ukwokwu)
Microshear in thin-bedded siltstones (Location: UK35, Ukwokwu)
2. - Schiste à andalousite (chiastolite) reprise par la schistosité SI (Localisation: Am25,Ameka)
Andalusite (chiastolite) schist with larer S1 cleavage (Location: Am25, Ameka)
3. - Détail d'une chiastolite avec sa croix noire caractéristique et des ombres de pression
discrètes (même localisation que 2)
Detail of a chiastolite with its characteristic black cross and discrete pressure shadows
(.'lame location as 2)
4. - Queues de cristallisation (chlorite) aux extrémités d'un grain de pyrite allongées dans la
schistosité SI. Les minéraux en porphyroblastes sont des chlorites anté-Sl dont les plans
001 sont perpendiculaires à la schistosité (Localisation: OK28b, Ojekwe)
Pressure fringes (chlorire) at the ends of a pyrite, lying paraUel to the S1 cleavage. The
mineralsforming the porphyroblasts are pre-S1 chlorires with 001 planes perpendicular to
the cleavage (Location: Ok28b, Ojekwe)
5. - Queues de cristallisation sigmoïdes dans un siltstone schistosé (même localisation que 4)
Sigmoidal pressure fringes in a cleaved siltstone (.'lame location as 4)
6. - Queues de cristallisation droites dans un siltstone carbonaté sans schistosité (Eb3, même
localisation que 4)
Rectilinear pressurefringes in a calcareous siltstone without cleavage (Eb3 . .'lame location
as 4)
7. - Gabbro mylonitisé (lumière polarisée; localisation: Ok42, Ojekwe)
Mylonitized gabbro (crossed polars,. location: Ok42 ,Ojekwe)
8. - Amphiboles tronçonnées dans un gabbro mylonitisé. De la calcite remplit les espaces entre
les fragments (Localisation: KL 86, Ojekwe)
Stretched crystals of amphibole in a mylonitized gabbro. Calcite Jills the spaces between
thefragments (Location: KL86, Ojekwe)

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-72 -
4.3. LE MAGMATISME
En Basse Bénoué, les travaux sur le magmatisme sont peu nombreux et souvent superficiels. Bien que
très abondant dans les "Abakaliki", le magmatisme crétacé est peu connu. Les premiers travaux sur la géologie de
la région (SIMPSON, 1954 ; TATIAM, 1930; WILSON & BAIN 1928, GUNTHER,1960) ne donnent que des
descriptions sommaires. FARRINGTON (1952) décrit dans la région de Gboko une série d'intrusions de
composition syénitique et gabbroïque et des sills de trachyte et de dolérite qu'il attribue au Crétacé alors que des
laves basaltiques de la même région seraient d'âge tertiaire. Les âges absolus sur les roches magmatiques
présumées crétacées se résument à une datation sur la syénite de Lefin (Wanakande) (SNELLING, 1965). Les
études les plus récentes restent également très sommaires et d'intérêt local (UZUAKPUNWA,1974 ;
OLADE,1978 ; HOSSAIN, 1981). L'importance de ce magmatisme, ses relations éventuelles avec le
métamorphisme et la tectonique nous ont conduit à en préciser les caractéristiques. En effet, l'origine et la
signification pétrologique de ce magmatisme ont été diversement interprétées comme étant d'affinités alcaline
(OLADE, 1978), calco-alcaline (WRIGHT, 1968) et tholéiitique (HOSSAIN, 1981).
Les venues magmatiques ne sont pas réparties de façon homogène en Basse Bénoué (Fig.3). Il existe des
concentrations importantes (Workum Hills, région d'OgojalGboko) mais aussi de nombreuses venues isolées.
D'une manière générale, l'ensemble des intrusions est localisé à l'axe de l'anticlinorium, c'est-à-dire aux sédiments
albiens. Sur le flanc sud, on observe dans la région d'Ugep une forte concentration de sills de direction NE-SW
intercalés dans la formation dEze Aku (Turonien). Sur le flanc nord et la bordure du synclinal d'Anambra, quelques
intrusions isolées recoupent la série crétacée jusqu'à la formation d'Enugu (Enugu Shale).
Dans la partie métamorphique des "Abakaliki" la concentration de ces venues magmatiques est
particulièrement importante. Les produits de cette activité magmatique sont très variés. Ils indiquent plusieurs
modes de mise en place: roches hypovolcaniques sous la forme de sills, dykes et intrusions discordantes ainsi que
des roches résultant d'un volcanisme aérien à subaérien donnant localement des coulées, des brèches et des tufs.
4.3.1. Les roches intrusives de la région des Workum Oills
Au cours de cette étude, près d'une centaine de massifs magmatiques ont été recensés sur une surface
d'environ 500 krn2.Les roches microgrenues à grenues d'origine hypovolcanique sont de loin les plus abondantes.
Le massif syénitique de Wanakande
Situé au Sud des Workum Hills, ce massif circulaire est le gisement le plus important de toutes les
roches magmatiques. D'un diamètre de 2 km, il forme un relief dominant la plaine environnante d'environ 150m.
Les sédiments albiens sont légèrement rebroussés autour de l'intrusion, leurs pendages atteignant 30·. Une auréole
de métamorphisme de contact est constituée selon la lithologie, soit par des cornéennes, soit par des schistes
tachetés (apparition d'andalousite) sur une tranche de terrain pouvant atteindre localement plus de 50 m. Un réseau
de filons à disposition radiale est associé au massif. Deux générations sont été mises en évidence: la plus
ancienne comprend un matériel feldspathique et des lamprophyres alors que la plus récente est constituée par des
basaltes.

---

- 73-
La structure interne du massif est relativement homogène et seule une faible structuration concentrique
est visible en photo aérienne. La partie centrale de l'intrusion est constituée par une brèche comprenant des
éléments tuffacés et des blocs de lave. Une couronne externe d'environ 200 m montre, à l'échelle de l'affleurement,
une alternance de roches claires dominantes, et de niveaux sombres résultant de l'accumulation de ferromagnésiens.
Ce litage, subvertical et parfois irrégulier, est sensiblement parallèle à la bordure de l'intrusion. Quelques rares
faciès très orientés ont été observés, mais jamais en place.
Pétrographiquement, l'intrusion est constituée principalement par une roche grenue leucocrate de
composition syénitique. Des variations locales liées à des phénomènes cumulatifs, conduisent à des compositions
monzonitiques et gabbroïques.
Syénite néphélinique : ce sont des roches grenues leucocrates, riches en feldspath alcalin souvent
perthitique en cristaux automorphes et/ou engrenés en mosaïque. Quelques rares plagioclases zonés se présentent
en lattes maclées albite quelquefois péricline ( en échiquier) albitisées en bordure. Le sphène et l'apatite sont
abondants, la biotite, l'amphibole titanitère (kaersutite) et l'hastingsite sont présentes. La néphéline en cristaux
xénomorphes est fréquente ainsi que les opaques. Un peu de quartz d'origine secondaire se présente en amas .
Leucogabbro essexilique: ce sont des roches grenues qui, macroscopiquement, ne se distinguent pas des
syénites. A côté du feldspath alcalin le plagioclase est de l'andésine. Le ferromagnésien est une amphibole brune,
pléochroïque, à bordure verte. Un peu de sodalite occupe les interstices. Le sphène et l'apatite sont abondants.
Si l'on excepte les roches filoniennes et la brèche centrale, tous les faciès observés dans le massif
comportent des figures de cumulats. Les cristaux de plagioclase semblent correspondre à des cumulats précoces
alors que les ferromagnésiens seraient des cristaux intercumulus. Les compositions pétrographiques montrent des
différenciations allant du gabbro à la syénite en passant par les faciès monzonitiques. L'étude pétrographique de ce
massif indique une nette tendance alcaline sous-saturée confIrmée par les analyses chimiques.
Les gabbros, dolérites et diorites
La quasi-totalité des roches magmatiques des Workum Hills est constituée par des roches basiques à
intermédiaires se présentant en sills ou en stocks discordants. Sur le versant nord, les intrusions, de plusieurs
centaines de mètres de diamètre, sont constituées d'une roche à texture microgrenue, parfois grenue de couleur vert
foncé due à l'altération spilitique. Un litage magmatique subvertical a été observé dans de rares cas. La distinction
en deux types pétrographiques, gabbro et diorite, est basée ici sur la teneur en minéraux anhydres. Les
compositions pétrographiques sont très souvent intermédiaires entre ces deux types et les roches méritent
l'appellation de monzonite, de monzosyénite ou de monzodiorite et leurs équivalents microgrenus.
Les minéraux essentiels des diorites sont des plagioclases faiblement zonés de type oligoclase
(An22-An34), et des amphiboles brunes et/ou vertes. Les minéraux accessoires comprennent de la biotite, des
opaques et de la titanomagnétite squelettique indiquant des figures de trempe. L'altération, toujours importante,
affecte les plagioclases (séricite) et les ferromagnésiens (chlorite, calcite). La texture est généralement microgrenue
à tendance porphyrique, avec des phénocristaux de hornblende.

---

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Figure 37
Filon-couches de rnicrogabbro et de rnicrodiorite dans la régon d'Ameka.
Microgabbro and microdiorite sills in the Ameka area
1 : Trace de la stratification; 2 : Direction et pendage de la schistosité ; 4 : Faille ; 5 : Micrograbbro ou microdiorite ;
6 : Auréole de métamorphisme ( schiste à andalousite) ; 7 : Pôle de stratification; 8: Pôle de schistosité ; 9 : Pôle de
kink band; 10 : Faille et sa strie: Il : Faille synsédimentaire

---

- 75 -
Les gabbros et dolérites, généralement spilitisés, sont constitués par un plagioclase relativement sodique
(oligoclase), du pyroxène de type augite (augite titanifère) et parfois des amphiboles brunes. La titanomagnétite
est fréquente et l'ilménite est généralement abondante. La texture doléritique est la plus courante. On note
également des textures intergranulaires à subophitiques.
Au Sud d'Ebenta, l'un des corps intrusifs est constitué par un gabbro essexitique. La roche, à texture
grenue subophitique, comprend de grands pyroxènes zonés, des plagioclases, de l'amphibole brune et de la sodalite.
Les minéraux accessoires sont constitués par de la biotite, des apatites très aciculaires et du sphène. Les quelques
plages de calcite que l'on observe sont d'origine secondaire.
Dans la région d'Ameka, la série sédimentaire est lardée par des filon-couches de forme elliptique, épais
d'environ 100 à 200 m et de longueur kilométrique (Fig. 37). La roche, de couleur verdâtre, est massive et ne
présente ni litage magmatique ni structuration interne. La texture est microgrenue, avec une augmentation notable
du grain vers le cœur de l'intrusion. Selon les critères pétrographiques utilisés, il s'agira le plus souvent d'un
microgabbro ou d'une microdiorite, parfois d'une tonalite ( présence de quartz).
Les filons doléritiques, de puissance métrique, sont particulièrement abondants au pied du versant sud
des collines. Ils sont généralement profondément altérés avec des lattes d'albite souvent calcitisées et des
pyroxènes plus ou moins transformés en calcite et pistachite. La calcite, souvent très abondante, se présente en
remplissage de vacuoles ou au sein de la matrice. La chlorite est présente partout, soit en amas intersticiels, soit
en remplacement d'anciens minéraux. L'albite, en lattes non orientées, détermine une texture intersertale.La
mésostase comprend de la hornblende brune en voie d'altération, des oxydes de fer, du leucoxène. Les
phénocristaux de feldspath sont séricitisés.
4.3.2. Les roches volcaniques
L'activité magmatique est également caractérisée par un volcanisme qui se manifeste sous la forme de
coulées et de produits pyroclastiques avec des tufs, des brèches et des lapillis. Ces derniers se retrouvent dans les
sédiments de toute la région, en c1astes feldspathiques isolés ou formant parfois de véritables niveaux de tuffites.
Le complexe volcanique de Dogu, allongé selon une direction nord-sud est situé entre Wanakande et le
pied des collines (Workum Hills). Il est constitué par un ensemble hétérogène comprenant des brèches, des tufs et
des coulées intercalées. Les produits volcano-cIastiques possèdent une matrice toujours altérée, avec une
paragenèse comprenant de la chlorite, de la calcite, de l'épidote et parfois du talc.
Dans l'encaissant sédimentaire, autour du complexe volcanique, des filon-couches métriques et des
coulées interstratifiées constituent un réseau dense. Les laves basaltiques et trachytiques sont formées par des
roches à texture microlitique vacuolaire. Les roches sont fréquemment envahies par des sphérolites à remplissage
de calcite, de chlorite et de quartz (Fig.38). Ces caractéristiques texturales et la composition des paragenèses
hydrothermales attestent d'une mise en place sous-marine (BARD,1980). Les roches volcaniques saines sont très
rares et seul un basalte à olivine très frais a été localisé au Nord de Dogu (Du1).

---

- 76 -
Figure 38
Lave de la région de Dogu (DG 301) montrant des vacuoles (lithophyses) remplies par de la calcite (Ca), du quartz (Q) et
de la chlorite (Ch) pouvant résulter d'un dégazage lors de la mise en place en milieu sous-marin peu profond
LavafromDogu area (DG 301) showing vesic/es (lithophysa)filled with calcite (Ca), quartz (Q) and chlorite (Ch) which
may result from degassing du ring the flowing within a shallow submarine environnement
Dans la région des Workum Hills, la plus grande partie des manifestations magmatiques est
contemporaine du dépôt des séries albiennes (formation d'Asu River). La figure 39 montre les relations entre les
divers modes de mise en place du magmatisme et les sédiments crétacés. On remarquera l'absence d'intrusions au
Nord des Workum Hills c'est-à-dire de la zone de cisaillement.
4.3.3. Autres manifestations magmatiques de Basse Bénoué
Trois concentrations majeures de roches volcaniques et hypovolcaniques se situent dans les régions
d'Ogoja-Gboko, d'Ugep et à l'extrémité sud- ouest de l'anticlinorium d'Abakaliki (Iziagu).
La concentration la plus importante se situe à l'extrémité nord- est de l'anticlinorium entre
Gboko-Ogoja. Cet ensemble magmatique comprend des produits différenciés, notamment des syénites, des
monzonites, des diorites et des gabbros et leurs équivalents effusifs. Les trachytes sont particulièrement abondants
formant une série de petits necks tels que ceux de Kartyo, Baya, Abata Hill, Anwogbo Hill et Beba. Les dolérites
et les basaltes sont également abondants, sous la forme, de dykes ou de coulées. Ces dernières sont parfois
intercalées dans la série sédimentaire au sein d'un ensemble volcano-sédimentaire. Près de Baya, la série
sédimentaire comprend des niveaux microconglomératiques à galets de basalte, des microbrèches à éléments
volcaniques, des tufs finement lités comportant des pyroxènes, des zéolites et de la calcite souvent en filonnet.
Des laves de composition basaltique, avec des reliques d'olivine et de pyroxènes encore visibles, sont intercalées
dans la série. Ce volcanisme synsédimentaire semble particulièrement abondant dans cette région. A Beba, les
coulées de basaltes sont plus abondantes et intercalées dans un ensemble bréchique constitué par une matrice
tuffacée soudant des blocs de lave et parfois de grès quartzite.

---

COMPLEXE
WORKUM
HILLS
DE
DOGU
WANAKANDE
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Figure 39
Coupe interprétative de la région des Workum Hills au cours de l'Albien
Interpretative cross section of the Workum flills area during the Albian
1 : Brèches et tufs volcaniques; 2 : Coulée volcanique; 3 : Intrusion subvolcanique ; 4 : Argiles, siltstones et grès de la
formation d'Asu River; 5: Déformation synsédimentaire ; 6 : Socle granitique; 7 : Zone de cisaillement; 8 : Faille

---

- 78·
Dans la région d'Ugep - Afikpo, une vingtaine de corps intrusifs dans les séries albo- turoniennes se
présentent en sills NE-SW et comprennent trois types pétrographiques principaux (HOSSAIN, 1981):
1) des nùcrodiorites à texture grenue sub-ophitique à plagioclases zonés (An 46 - An 35 sur les bords),
à augite et, accessoirement, l'apatite et ilménite.
2) des dolérites, roches sombres à grain fin, à texture sub-ophitique, à plagioclases zonés
(andésine-Iabrador), augite et, occasionellement, hypersthène et pigeonite. Les nùnéraux accessoires comprennent
des oxydes de titane, de la chlorite, de l'apatite et parfois de la pyrite. Les roches sont, contrairement à celles des
Workum Hills, relativement peu altérées
3) les microgabbros sont très proches des dolérites et ne sont distingués que par leur texture.
A l'extrénùté sud-ouest des" Abakaliki", les microdiorites de la carrière d'Iziagu se sont mis en place
dans les argiles de la formation d'Asu River. Les couches silto-argileuses, fortement redressées au contact avec
l'intrusion sont légèrement cuites et microplissées. La roche est leucocrate, à grain fin à moyen, légèrement
porphyrique. Le plagioclase peut être de l'oligoclase ou de l'andésine. Les ferromagnésiens sont constitués
essentiellement par de l'augite et accessoirement par de la hornblende et de la biotite. Les accessoires sont l'apatite,
les oxydes de fer et du quartz remplissant les interstices ou se présentant en amas. La chlorite, la calcite, le
leucoxène et la séricite sont des produits d'altération relativement fréquents.
Enfin, il faut signaler l'existence de roches pyroclastiques près de la ville d'Abakaliki. où elles forment
des petits reliefs constitués par un ensemble hétérogène. Décrites par divers auteurs (UZUAKPUNWA,1974;
OLADE, 1979; HOQUE, 1981), ces roches de couleur gris bleu comprennent des éléments pyroclastiques dont la
taille varie depuis les cendres les plus fines jusqu'à des blocs de taille métrique. L'altération de ces produits est très
poussée, avec notamment un cortège de sphérolites remplis de quartz, de chlorite, de séricite et de calcite, cette
dernière formant un important réseau de filonnets.
4.3.4. Géochimie du magmatisme de Basse Bénoué
Les données géochimiques sur les roches magmatiques des" Abakaliki" sont très rares. HOSSAIN
(1981) donne, à partir d'une vingtaine d'analyses réalisées sur le cortège microgabbro - dolérite - microdiorite de la
région d'Ugep, une interprétation sur l'origine du magmatisme de Basse Bénoué. Selon cet auteur, il existe deux
phases d'activité magmatique (Turonien terminal-Coniacien et Santonien) dont les produits seraient issus d'un
magma primaire à affinités tholéiitiques. Les résultats d'études géochimiques sur les pyroclastites d'Abakaliki
réalisées par OLADE(l978) & HOQUE (1981) indiquent dans les deux cas une origine alcaline plutôt que
tholéiitique. Enfin les affinités calco-alcalines attribuées à un volcanisme d'âge coniacien par BURKE el al. (1971)
se basent sur la présence de 1300 m d'andésites signalées en forage sur le flanc de Calabar (MURAT,1970).
Dans la présente étude, une quarantaine d'analyses géochinùques (annexe A ) ont été réalisées sur des
roches magmatiques réparties sur toute la longueur de l'anticlinorium, c'est-à-dire sur 200 km. La majorité des
prélèvements proviennent de la région des Workum Hills, où les produits magmatiques sont variés et abondants.

---

- 79-
Caractères généraux
Une bonne concordance est observée entre les données pétrographiques et la géochimie. La silice, qui
varie de 40 à 64 %, indique que l'on a affaire successivement à des basaltes, à des monzonites et à des syénites. La
silice peut, dans ce cas, être prise comme indice de différenciation dans l'interprétation des diagrammes
géochimiques car les oxydes évoluent à silice croissante (BONIN, 1982; LEGER, 1985) . Dans l'ensemble,
Al203 ne montre pas d'évolution particulière alors que Fe203 total décroît assez régulièrement depuis les termes
les plus basiques jusqu'aux syénites. Le titane varie de 1,6 à 4 dans les termes basiques et devient plus faible dans
les termes intermédiaires. P205 est relativement constant aux environs de 0,5%, à l'exception des termes les plus
différenciés. Les éléments MgO et CaO ont, dans l'ensemble, une variation comparable à celles des autres massifs
alcalins à l'exception de rares mon-couches relativement plus riches en MgO. Enfin, en notera l'abondance de K20
et Na20, éléments très significatifs dans cet ensemble magmatique comme nous le verrons ci-après. Il apparaît
donc à la seule observation des éléments majeurs que le magmatisme de l'anticlinorium présente de fortes affinités
alcalines: teneur en alcalins notable, constance de Ti02 et de P205 et abondance moyenne de MgO et de CaO.
La moitié des roches analysées dans les Workum Hills sont à néphéline normative, ce qui confmne le
caractère alcalin et moyennement sous-saturé (la néphéline varie de 0,2 à 7,5%) du magmatisme. Toutes les roches
basiques sont à olivine normative, à l'exception d'un échantillon (Du 3a) qui est à quartz et hypersthène normatif.
Certaines syénites (NS20, NS661) sont aussi à olivine normative tandis que d'autres peuvent contenir de faibles
proportions de corindon normatif. Le pourcentage en anorthite normative se situe aux environs de 50 pour
l'ensemble des basaltes et reste relativement élevé pour les syénites (An30).
Nature de la souche magmatique
Diagrammes de normes (FigAO)
Sur le diagramme Q-Ab-Or, l'ensemble des roches se regroupe près du pôle albitique. On peut noter la
faible importance du quartz si l'on excepte les rhyolites. Sur le diagramme Ab-An-Or, on observe une évolution
des basaltes moyennement riches en anorthite vers les termes les plus différenciés toujours localisés dans le
domaine sodique. Enfin le diagramme Ab-An-Ne montre une lIès grande dispersion des points le long de la conode
Ab-An. Bien que la moitié des roches soit à néphéline normative, l'importance de celle-ci reste relativement faible
par rapport aux plagioclases.
Diagramme K20+Na201Si02 (Fig. 41)
Cette série alcaline'" est tout à fait comparable à celle de l'Adrar Iskou (Aïr) (LEGER, 1980). La série
montre une évolution comparable à celle des séries volcaniques alcalines et se distingue des tholéiites, à
l'exception de celles du domaine méridional (région d'Ugep-Eziator). Celles-ci pourraient correspondre à des
basaltes d'origine alcaline ou transitionnelle à hyperthène normatif, passant très rapidement à des basaltes alcalins
à néphéline normative. Ces observations ont déjà été faites sur le complexe de Nungi-Burra (TURNER &
BOWDEN,1979).
'" Le terme alcalin utilisé ici est au sens de MIYASHIRO (1978).

---

- 80-
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KPB
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An
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Diagra~esnonnatifs Q-Ab-Or, Ab-An-Or et Ab- An- Ne. Les différents domaines définis dans le diagramme Ab-An-Or
le son~ daprès IRVINE & ~ARAGAR (!971) ; KR: rhyolite potassique; RD : rhyodacite ; KRA : andésite riche en
potassIUm ; KR~ : basalte nche en potassIUm; NaR : rhyolite sodique; NaD: dacite riche en potassium; KPA: andésite
pauvre en potassIUm; KPB: basalte pauvre en potassium
Q-Ab-Or. Ab-An-Or and Ab-An-Ne normat~ve diag~ams.The various domains defined in the Ab-An-Or diagram are from
I~VINE & BARAG~ (1971!; KR: potasslc rhyolite; RD: rhyodacite; KRA: potassium rich andesite;KRB: potassium
"ch basaIt; NaR: SOdlC rhyolite .. NaD: potassium rich dacite .. KPA: potassium poor andesite; KPB: potassium poor basaIt
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60
70
Figure 41
Position des roches magmatiques de Basse Bénoué dans le diagramme alcalins-silice
Position of the magmatic rocks of the Lower Benue in the alkaline-silica diagram
1: Limite entre les domaines alcalin et subalcalin d'après MIYASHIRO (1978) ; 2: d'après MAC DONALD &
KATSURA (1964) ; 3 : limite entre les deux types principaux de séries alcalines définis par MIYASHIRO (1978).
L'enveloppe en trait discontinue délimite le champ du magmatisme crétacé de l'extrémité sud ouest des Abakaliki et celui
de Moyenne Bénoué d'âge tertiaire.
LEGENDE: Wanakande: correspond aux échantillons du massif de Wanakande (NS20, NS661, Wh53, Wh522a,
Wh522b, Wh523, Wh523b, Wh523c, Wh611, Wh612, Wn3c. WnlOa, WnlOb);basaltes: comprend les échantillons de
basalte des Workum Hi1ls (DG2, DG9, Du3, Du3a, Du5, Eb11, EF19. EF24, EF147. EF149, OR14, Wn7a, Wn7b.
Wn12) ; HOSSAIN : ces analyses de la région d'Afikpo-Ugep sont tirées de HOSSAIN (1981); HAUTE RENOUE:
correspond à la composition chimique moyenne des analyses (10) des basaltes mésozoïques de Haute Bénoué d'après
POPOFF etaI. (1982)

---

- 81 -
On note une évolution de la teneur en alcalins depuis les termes basiques jusqu'aux syénites dont les
pourcentages maximaux atteignent 14. Plus de la moitié des roches s'alignent sur la droite séparant les deux types
de séries alcalines (MIYASHIRO, 1978).
Diagramme Na20lK20 (Fig.42)
Il permet de préciser la nature de l'alcalinité évoquée dans le diagramme précédent. On y observe une
concentration des roches dans le domaine sodique et plus particulièrement en dessous de la droite Na2/K20=2. On
notera en revanche que les syénites montrent deux tendances: l'une très sodique, l'autre moyennement sodique.
Quelques rares échantillons ont donné des teneurs élevées en K20. Cela correspond vraisemblablement à des
roches ayant subi des phases pegmatitique et hydrothermale. Si l'on compare les données avec les champs des
roches volcaniques alcalines (Hawaï), on constate que l'essentiel des roches basaltiques est plus pauvre en K20 et
se situe en dehors de ce domaine. En revanche les syénites appartiennent toute à l'enveloppe définissant le
domaine des roches volcaniques alcalines (BONIN & GIRET, 1985).
Dans leur ensemble, les roches magmatiques de Basse Bénoué possèdent des caractères communs avec
ceux des roches de la province magmatique jurassique du Plateau de Jos; en particulier en ce qui concerne
l'alcalinité, avec toutefois ici une tendance sodique très prononcée et peu de termes potassiques.
K20
10
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.' .- .- .- .- . - .
1.\\.\\.\\
Î*
5
·1·1·1
••••• 1
- . - 2
1 I ' . -......- . . . . , . - . . . . , - - , .. . .. . , . . - . . . . , . - -. . . . . . . Né!20
5
Figure 42
Diagramme Na20/K20 pour l'ensemble des roches magmatiques mésozoïques de la Bénoué avec le champ (1) des laves
(BM: benmoréite ; M : mugéarite ; H : hawaïte) et celui (2) des roches alcalines
(in BONIN & GIRET, 1985)
Diagram K20lNa20 for the whole mesosoic magmalic rocks of the Benue Trough with the field (1) of the lavas (BM:
bennwreite .. M : mugearite .. J-l : hawaite) and the one (2) of alkaline rocks (in BONIN & CIRET, 1985)

---

- 82-
Une corrélation positive s'observe entre les alcalins et Al203 dans un domaine moyennement
alumineux. Dans le domaine hyperalcalin limité par la droite Al203 = 17% (KUNO, 1960) les syénites montrent
en revanche une dispersion notable. La majorité des roches se situe entre les droites dont le rapport A1C! Al203
est égal à 112 et 114. Cette relative richesse en Al203 soulève un problème de terminologie car l'ensemble de la
population définie précédemment comme alcaline reste en deçà du rapport idéal définissant les véritables roches
alcalines. Cette remarque est en accord avec les observations pétrographiques, qui n'ont révélé que peu de minéraux
typiquement alcalins.
Na 0+K
2
2 0
15
Alc1AI:1
10
AlclAI: 1/4
5
. .
..._ ....._ _....
...._ ...._ _. ._ _. . AI 0
2
3
5
10
15
17
20
Figure 43
Diagramme Na20+K20/AI203' La limite en tireté à 17% d' AI203 définie par KUNO (1960) délimite les roches
hyperaJumineuses. Seules les syénites de Wanakande se situent au delà de cette limite
Na20+K201A120j diagram. The dashed lime is the limit at17% of Al203 dcfined by KUNO (1960) scparating
hypcraluminous rocks. Only the Wanakande syenitcs arc situated abovc this limit
Processus de différenciation
Diagramme AFM (Fig.44)
Ce diagramme, reconnu comme peu adapté aux suites alcalines, est cependant constamment utilisé. Il
présente l'avantage de donner des indications sur l'évolution des lignées. Ainsi, l'ensemble des roches magmatiques
décrit une courbe partant de la conode FM et parallèle à la limite des domaines tholéiitique et calco-alcalin définie
par IRVINE & BARAGAR (1971). Cette courbe montre une grande évolution, le long de la conode AF, des
termes monzo-syénitiques. Cet enrichissement en fer des termes alcalins, avec MgO relativement constant, est
généralement interprété comme lié à une lignée tholéiitique ce que conteste BOWDEN (1985). La lignée peut être
ici très caractéristique du domaine alcalin.

---

- 84 -
1
1
~1
1
1
, .
~
... CT
(J
\\
• •
, .
IJ W
•
~~~'f'tI
o '-I!J.
T •
$
qsb
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<:t'CCA
*
+
FeO
+ Fe203.&..
... MgO
Figure 45
Diagramme AI203/MgO/FeO+Fe203 (BESSON & FONTEILLES, 1974).
La courbe TT correspond à la lignée tholéiitique et cr aux cumulats de cette lignée. La courbe CC correspond à la lignée
calco- alcaline et CCA, aux cumulats de cette lignée
AI20J/MgO/FeO+Fe20J diagram (BESSON & FONTEIUES, 1974).
The curve TT corresponds 10 lhe IholeUric Irend and CT 10 Ihe cumulales of Ims Irend. The curve CC corresponds 10 the
calco-alkaline trend and CCA, 10 the cumulates of this trend
Diagramme Fe203 +FeO+MgO+CaO/Na20+K20/ Al203 (Fig.46)
Ce diagramme utilisé par JACOBSON et al. (1958) est en fait le diagramme de Niggli adapté par ces
auteurs pour discuter l'évolution de la province magmatique du plateau de Jos, située sur la bordure nord du bassin
de la Bénoué. Le magmatisme de Basse Bénoué montre sur ce diagramme une remarquable évolution quasi
continue depuis le pôle ferrifère vers la ligne alcalins/alumine. A titre de comparaison, l'enveloppe des roches de la
province des "Younger Granites" a été reportée sur le même diagramme. La différence avec les "Younger Granites"
est marquée au niveau de la distribution des termes syénitiques. Ceux-ci occupent une position médiane pour les
"Younger Granites" alors que les roches de Basse Bénoué ont une nette tendance alumineuse. Cette distribution
peut s'expliquer en partie par le fait que les termes les plus différenciés s'apparentent à des felsites.

---

- 83 -
Les termes basiques présentent des phénomènes cumulatifs visibles jusque dans la partie médiane de la
courbe. Malgré l'absence de certains termes pétrographiques, peu de lacunes interrompent la lignée.
Na20~
~MgO
+K 0
2
Figure 44
Diagramme AFM pour l'ensemble des roches magmatiques de Basse Bénoué incluant les analyses relatives aux roches
tertiaires de Moyenne Bénoué ainsi que la moyenne des analyses des basaltes mésozoïques de Haute Bénoué. La ligne en
tireté indique le parcours de cristallisation fractionnée à partir d'un magma basaltique (d'après MAC DONALD et
KATSURA, 1964 modifié par VERHOGEEN el al., 1969)
AFM diagramfor Ihe w/LOle magmalie rocks of Ihe Lower Senue including analyses of Ihe Terliary roeks from Ihe Middle
Senue and Ihe mean of Ihe analyses of mesozoic basalls from Upper Senue. The dashed line indieales Ihe paLh of Ihe
fraetional eryswllizationfrom a basaltie magma (afler MAC DONALD & KA1SURA, 1964 modified by lIERlIOGEEN
el al.. 1969)
Diagramme FeO +Fe203/AI203/MgO (Fig.45)
Ce diagramme utilisé par BESSON & FONTEILLES (1974) montre les courbes d'évolution des séries
tholéiitique et calco-alcaline et des cumulats correspondants. On constate que la lignée évolutive du magmatisme
de basse Bénoué suit une courbe sensiblement parallèle à la lignée calco-alcaline, mais légèrement décalée (plus
faible teneur en MgO). D'autre part, la tendance tholéiitique des roches de la partie sud-ouest de l'anticlinorium
d'Abakaliki est ici confirmée par la position des basaltes de la région dUgep et des microdiorites d'Eziator et
d'Eziagu.

---

- 85 -
MgO+ FeO+ Fe203+ CaO
Figure 46
Diagramme MgO+FeO+Fe203+CaO/Na20+K20/AI203 (JACOBSON et al., 1958) pour les roches magmatiques de
Basse et Moyenne Bénoué. La lignée magmatique de la province alcaline de Jos est représentée en grisé
MgO+FeO+Fe203+CaO/Na20+K20/AI203 diagram (JACOBSON et al.. 1958}for the magmatic rocks of the Lower
and Middle Benue. The magmatic suite of the alkaline province ofJas is represented by the stippled area
Géochimie des éléments en trace
Rb enfonction de K (Fig.47)
Ce rapport offre l'avantage de donner des indications quant à l'origine et à l'évolution des suites
magmatiques (SHAW, 1968). La corrélation entre Rb et K est pratiquement sans lacune. Pour les termes basiques
cette corrélation est claire alors que pour les termes syénitiques les plus différenciés, elle disparaît. Cette
disposition situe la plupart des roches le long de la direction principale (Ml) avec une légère tendance vers le
domaine des pegmatites et fluides hydrothermaux défini par VIDAL et al. (1979) pour la province des "Younger
granites" .
Ba en fonction de K (Fig.48)
Une certaine continuité entre les différents termes confirme l'évolution des formations en une seule
lignée, par cristallisation fractionnée, avec une corrélation forte entre les deux éléments.
Rb enfonction de Rb/Sr (Fig.49)
L'évolution se fait de façon constante avec une très forte pente de la droite moyenne. Les termes les
moins différenciés se localisent dans le domaine des tholéiites continentales puis dans celui des moyennes de la
croûte continentale. Le reste des points se localise en dehors des domaines de référence des granites riches ou
pauvres en Ca.

---

- 86-
10
K%
0,1
0,01
0,001
0,1
10
100
Rb ppm
Figure 47
Diagramme KJRb d'après SHAW (1968)
K/Rb diagram after SHAW (1968)
Les roches ignées sont réparties autour de 3 groupes essentiels correspondant: 1) à la direction principale (MT); 2) au
domaine des tholéiites océaniques (ûT); 3) au domaine des pegmatites et fluides hydrothermaux (PH)
10
•
•
•
,
••
•
•
•
•
• ••
•
• • • •
, • •
•
•••
•
..
K%
•
•
•
0,1
•
0,01
L-
~~_ _- ....---_,-----+ Ba
o
100
1000
Figure 48
Diagramme KJBa
K/Ba diagram

---

- 87 -
Rb/Sr ppm
•
•
10,00
•
•
•
•
-- .......
, / /
\\
/
\\
/
1
•
/
/
1
7
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1,00
1
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(
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1· 1
~/
2'
_1
1
0/01-Jo~---.....- - -...- - - -...- - - -.....- - -...- - - - Rb ppm
100
200
300
400
500
Figure 49
Diagramme Rb/Sr en fonction de Rb. Les différents domaines en tiretés sont d'après CONDIE et al. (1970)
Rb/Sr versus Rb. The various domains in dashed Unes arefrom CONDIE et al. (1970)
1 : Roches ultrabasiques ; 2 : Tholéiites sous-marines; 3 : Tholéiites continentales; 4 : Andésites; 5 : Moyenne de la
croûte; 6 : Granites à forte teneur de Ca ; 7 : Granites à faible teneur de Ca

---

- 88-
Toutes les données sur les traces montrent des courbes avec une corrélation positive entre les éléments
traduisant une évolution continue vraisemblablement sous l'effet dominant de la cristallisation fractionnée avec
relativement peu de phénomènes cumulatifs. Les termes les plus différenciés sont des felsites alcalines qui se
marquent par un enrichissement en K, Rb et Ba. ceci caractérisant les roches alcalines.
Conclusion à l'étude géochimique
L'ensemble magmatique de Basse Bénoué présente un caractère alcalin marqué souligné tant par les
éléments majeurs que les traces. Tous les diagrammes présentés concordent pour suggérer que ces roches
appartiennent à une même lignée et que leur évolution se fait par cristallisation fractionnée, avec peu de tendance
cumulative. Contrairement aux "Younger Granites" de Jos, les syénites de Basse Bénoué montrent une évolution
faiblement bimodale, avec des tendances alcalines et alumineuses. Il est probable que la nature de la souche
correspond à un magma transitionnel pour les premiers termes mais beaucoup plus vraisemblablement à des
basaltes alcalins comme le soulignent l'ensemble des diagrammes.
Les teneurs en traces et en particulier en Rb et en Sr suggèrent que les termes les moins évolués
appartiennent au domaine des tholéiites continentales et/ou à celui de la croûte continentale (CONDIE et al.,
1970). Ce type de province magmatique rappelle certains complexes de l'Ouest du Cameroun, composés
essentiellement de termes basaltiques, monzonitiques et syénitiques montrant une évolution continue, sans "daly
gap", qui se distinguent nettement d'autres complexes alcalins comme la plupart de ceux qui ont été rencontrés
dans les "Younger granites" du Nigéria. Ces derniers montrent une différenciation plus étalée, allant depuis les
gabbros jusqu'aux granites mais présentant le "Daly gap".
Enfin, le magmatisme de l'extrémité sud-ouest des "Abakaliki" se situe dans un contexte géodynamique
différent reconnu par les investigations géophysiques. Ceci est confirmé d'un point de vue pétrologique par son
caractère transitionnel proche du tholéiitique déjà constaté par HOSSAIN (1981). Ces caractéristiques diffèrent
notablement celles de la lignée alcaline des Workum Hills.
L'association de roches alcalines et de sills basiques différenciés est connue dans d'autres régions du
globe et en particulier dans les Pyrénées occidentales (AZAMBRE & ROSSY, 1976) où des similitudes
frappantes ont été remarquées.
Les caractères faiblement sous-saturé et alcalin du magmatisme jurassique du Haut Atlas marocain
(HARMAND & LAVILLE,1983) sont comparables dans un contexte géodynamique similaire.
4.3.5. Altération et spilitisation des roches magmatiques
L'une des caractéristiques des roches de composition basaltique en coulées ou en filons est la présence
d'une association albite + chlorite + calcite + oxyde de fer + leucoxène avec de l' épidote (clinozoizite, pistacite).
Cette association, typique des spilites (ROCCI, 1978) est quasi-générale la région des Workum Hills et même en
dehors. Les roches à texture grenue sont moins intensément altérées par une paragenèse à carbonate et chlorite en
plages ou en remplissage de sphérolites. Les plagioclases basiques donnent une association à albite + épidote +
chlorite et les amphiboles brunes sont parfois pseudomorphosées par une amphibole secondaire de la série
actinote-trémolite.

---

- 89-
L'ensemble de ces transformations affecte des types pétrographiques assez différents et l'appellation de
spilite ne peut être attribuée à ces roches. De plus, certaines caractéristiques des spilites classiques décrites dans
la littérature sont absentes. L'albite, minéral index des spilites, n'est pas toujours présente, pas plus que le
clinopyroxène. Sans discuter de l'origine des spilites et de leur signification géodynamique, on peut considérer
dans le cas présent, que ces transformations résultent de phénomènes deutériques .
Les roches magmatiques de la région des Workum Hills présentent une association minérale de basse
température comprenant albite + chlorite + calcite + épidote (clinozoïzite, pistachite + oxyde de fer + leucoxène).
Cette association, caractéristique des spillites (ROCCI, 1978) est présente dans les laves basaltiques et les sills de
microgabbro et microdiorite, situés en particulier au Sud des collines. Les roches à texture grenue sont moins
intensément altérées par une paragenèse à carbonate et chlorite en plages on en remplissage de sphérolites. Les
plutons situés dans la partie centrale et au Nord des collines montrent des transformations minérales plus
importantes, en particulier des ferromagnésiens.
Les minéraux de métamorphisme de contact (andalousite), développés en bordure des corps basiques dans
la région d'Arneka, sont rétromorphosés dans leurs limites cristallographiques en agrégats microcristallins
comprenant du quartz et des phyllites. Il semble que les paragenèses de basse température observées dans les
roches magmatiques résulteraient de la transformation tardive de roches volcaniques normales au cours d'une phase
de métamorphisme de faible intensité. Cependant, une l'altération deutérique précoce semble également avoir joué
un rôle notable, en particulier dans le complexe volcanique de Dogu.
4.3.6. Les minéralisations Pb/Zn
Les minéralisations en plomb/zinc sont connues dans tout le bassin de la Bénoué. Elles forment une
ceinture d'environ 800 km depuis l'extrémité sud-ouest de l'anticlinorium d'Abakaliki jusqu'à la région de Filiya en
Haute Bénoué.
Les occurrences minéralisées sont discontinues et forment des petites concentrations locales. A 30 km
au Sud d'Abakaliki, dans la région d'Ameka-Enyigba, plusieurs concentrations de galène et de blende se
répartissent dans une surface de 100 km (Fig.50).
Les concentrations de sidérite, plomb, zinc, associées à de la calcite, de la chalcopyrite et à du quartz,
forment des veines relativement discontinues en remplissage de fractures. Ces zones minéralisées sont de taille
variable mais rarement de grande extension. La structure interne de ces zones de failles montre des parties cisaillées
dans lesquelles on retrouve des blocs d'argile fortement schistosée provenant de l'encaissant. La sidérite est
généralement constituée de cristaux non orientés, incluant des morceaux d'argile prise dans la masse alors que la
galène se présente le plus souvent en amas.
Les épontes des filons sont parfois striées, avec des pitchs assez faibles. Les sens de déplacement
observés à Ameri sont sénestres, la zone faillée ayant une direction nord-sud. Les miroirs striés sont cependant
plus nombreux au sein même des masses minéralisées, ce qui implique un jeu de faille pénécontemporain de la
minéralisation. Au microscope, les bordures des plans faillés sont frangées de cristaux courbes indiquant une
croissance syncinématique.

---

- 90-
N
L EGEN DE
•
2
+
3
- 0 -
4
5
Figure 50
Filons minéralisés et éléments structuraux de la région d'Ameka-Enyigba
Mineralized veins and structural elements of the Ameka-Enyigba area
1 : Filon minéralisé; 2 : Pôle de stratification; 3 : Pôle de schistosité ; 4 ; Fracture ou faille minéralisée avec trace des
stries; 5 : Linéation d'intersection
Les filons dont la direction varie de N140E à N-S ont un arrangement en échelon selon une zone de
direction N50E. L'encaissant constituée par les argiles d'Abakaliki est faiblement structuré en plis ouverts de
direction N50E. Les pendages peuvent cependant atteindre localement 80' au contact avec les zones de failles
minéralisées.
La schistosité de fracture, toujours présente dans cette région, détennine une linéation de direction N60E
marquée par un débit en crayon des argiles. Des microfailles sont sans doute abondantes mais difficiles à mettre en
évidence car parallèles aux structures. Généralement courbes, les plans de ces microfailles sont des surfaces de
glissement auxquelles sont associés de plis de slump.

---

- 91 -
4.4. LE METAMORPHISME
L'induration des argiles de la formation d'Asu River dans la région des Workum Hills a été reconnue
depuis assez longtemps et interprétée tout d'abord comme étant le résultat d'un métamorphisme de contact lié aux
intrusions magmatiques (SHELL-BP, 1957). Ce métamorphisme, considéré comme faible et à caractère local
(FARRINGTON, 1952), est en réalité complexe et affecte un domaine assez vaste.
Sur le terrain, seules les auréoles de contact, facilement identifiables, montrent des couches clairement
transformées. Il s'agit de cornéennes lorsque l'encaissant est argilo-silteux, ou de quartzites lorqu'il est gréseux.
Dans ces deux cas, l'auréole n'excède jamais 1 à 2 m. En revanche lorsque l'encaissant est constitué d'argiles, il se
forme des schistes tachetés où les minéraux sont visibles à l'œil nu et l'auréole peut alors dépasser la dizaine de
mètres. En dehors de ces auréoles, les argiles et siltstones, également très indurés et présentant un aspect ardoisier,
ne montrent cependant aucun minéral néoformé identifiable à l'oeil nu. Seul l'examen microscopique de ces
ardoises a permis de mettre en évidence des minéraux dont la formation est liée à un métamorphisme de faible
degré et d'extension régionale.
Ces transformations métamorphiques peuvent être classées en fonction de leur apparition par rapport à la
phase tectonique majeure. Les minéraux des auréoles de contact sont nettement anté-tectoniques et liés à la phase
magmatique d'âge albien. Une paragenèse métamorphique à caractère régional est en revanche syntectonique, ou
peut être en partie également anté-tectonique pour certains minéraux. Les transformations minérales liées au
métamorphisme ne se limitent pas aux fractions fines des roches. Des minéraux de taille suffisante pour être
observés au microscope optique constituent une paragenèse caractéristique. Le quartz, la chlorite et la muscovite
sont les minéraux les plus courants, la biotite est limitée à certaines zones et l'épidote apparaît surtout dans les
roches basiques. Ces minéraux sont clairement syntectoniques et caractérisent donc un métamorphique
contemporain de la phase tectonique santonienne. En revanche, d'autres minéraux tels les porphyroblastes de
chlorite ont pour la plupart une origine anté-tectonique mais également, et plus rarement, syntectonique.
4.4.1. Le métamorphisme d'âge albien
Origine des porphyroblastes de chlorite
La paragenèse métamorphique des formations albiennes comprend en particulier des chlorites qui sont
présentes dans toute la région des Workum Hills. Au Nord des collines, ces minéraux se développent en
porphyroblastes pouvant atteindre des tailles millimétriques. Ils sont de forme arrondie ou ovoïde, parfois
allongée. La structure interne est relativement variée et complexe. Elle résulte le plus souvent de l'enchevêtrement
de fibres de chlorite et de mica blanc. Dans les cas les plus simples, une latte bien définie de mica est "prise en
sandwich" dans la chlorite. L'orientation des porphyroblastes et celle des clivages [001.] est souvent parallèle au
litage sédimentaire. Mais de nombreuses exceptions ont été notées, avec dans certains cas des porphyroblastes
allongés dans les plans de schistosité.
L'origine de ces chlorites est très discutée et cela probablement en raison de leur domaine de stabilité
relativement étendu dans les basses températures. L'origine détritique a été proposée (BEUTNER, 1978) mais elle
semble limitée à des cas très rares. VOLL (1960) suggère une origine syntectonique à partir de mica détritique qui,

---

- 92-
sous contrainte tectonique, se serait délité favorisant ainsi la croissance de la chlorite. Une hypothèse similaire
(WEBER, 1976, 1981) suggère une croissance sous contrainte au cours du métamorphisme, les plans 100 lJ des
chlorites étant perpendiculaire à SI. Une quatrième hypothèse (CRAIG et al., 1982) se base sur un contrôle
lithologique de la distribution et sur la complexité des intercroissances chlorite-mica. Cette croissance résulterait
d'un remplacement des minéraux argileux au cours de l'enfouissement et serait par conséquent diagénétique et
anté-teetonique.
Dans le cas étudié, l'origine anté-tectonique est probable pour la majorité des porphyroblastes, certains
étant recoupés par la schistosité (Fig. 51). L'antériorité des chlorites par rapport à l'événement tectono-
métamorphique est démontrée par les relations entre les porphyroblastes et les phyllites syntectoniques (PI.IV,3 ).
Leur croissance n'est cependant pas seulement liée au simple enfouissement mais surtout à l'existence d'un
gradient thermique important, qui aurait pris naissance dès l'Albien et aboutirait à
l'épisode tectono-
métamorphique santonien. Les analyses à la microsonde réalisées sur des chlorites de la région d'Ojekwe (annexe
C) placent ces chlorites dans le domaine de la ripidolite, selon la classification de HEY (1954).
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So
Figure 51
Porphyroblastes de chlorite (C) recoupés par la schistosité SI
Chlorite porphyroblasts (C) cut by the c/eavage SI
Le métamorphisme de contact
Sur le versant sud des collines, les sills de microgabbro/microdiorite développent des auréoles de
métamorphisme dans les séries très argileuses (Fig 52). Près d'Ameka, une auréole d'une dizaine de mètres est
contituées par des schistes tachetés. Les minéraux néoformés sont visibles à l'œil nu et envahissent localement
. l'ensemble de la roche. Ces minéraux ont été complètement rétromorphosés en quartz et phylIites microcristallines
N
s
Schistosité
Microgabbro
1\\
1\\
.\\
1\\
1\\
1\\
1\\
1\\
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" 1\\
1\\
"
"
/\\
l'
1\\
"
/\\
/\\
o
100m
&.'
----1'
métamorphisme de contact
Figure 52
Filon-couche de microgabbro développant une auréole de métamorphisme dans les schistes de la région d'Ameka
(Filon-couche d'Epwe Ibilla ; localisation Fig.37)
Microgabbro sill developping a metamorphic aureole in the schists ofAmeka area (Epwe Ibilla sill .. location Fig.37)

---

- 93 -
et leurs caractères optiques ont totalement disparu. Seule leur forme cristalline permet de reconnaître la variété
chiastolite de l'andalousite (PI.II,2), avec ses inclusions charbonneuses caractéristiques disposées en croix (Pl.
II,3). La matrice est finement recristallisée en paillettes micacées (muscovite, pyrophyllite?) et en quartz. Les
chiastolites sont les seuls minéraux reconnus liés au métamorphisme de contact des intrusions basiques. Ce
minéral n'est cependant que rarement formé. Le plus souvent l'auréole est constituée par des schistes tachetés. Les
taches sont constituées par un agrégat comprenant de la matière organique, des oxydes de fer, le tout cristallisant
autour de centres formant des embryons de croix noires (Fig. 53). Les intrusions sont pour la plupart d'âge albien
et datent par conséquent ce métamorphisme thermal.
Ch
Figure 53
Schiste tacheté.
Les taches sont constituées par des chiastolites (Ch) en cours de formation. Les croix noires incomplètement fonnées
sont constituées par des granules d'oxydes de fer et de matière organique. L'ensemble de la roche est rétromorphosé par
une paragenèse quartz + mica + chlorite (localisation,Epwe Ibilla)
Spolled slale.
SpOIS are formed by growing chiaslolites. Black crosses nol complelely formed are mainly due 10 iron oxydes and organic
maller. The whole rock is relromorphosed by a paragenesis including quarlz + mica + chlorile (Localion,Epwe Ibil/a)
Dans les sédiments plus riches en quartz, l'auréole développée par les stocks intrusifs est limitée à 1 ou
2 mètres et le plus souvent moins même lorsque ces derniers sont importants. Des cornéennes et des quartzites
sont les produits les plus courants résultant du métamorphisme de contact.
L'importance de l'auréole de contact est proportionnelle à la taille du corps intrusif, à sa nature et la
profondeur de mise en place. Les auréoles visibles autour des corps de composition gabbroïque, les plus chauds,
ne dépassent pas 30 m pour des stocks de 250 à 300 m et la m pour des tailles d'environ 50 m. La profondeur de
mise en place se situe donc entre 1 et 2 km. Le corps syénitique de Wanakande, dont le diamètre est 2 km, ne
développe qu'une auréole d'environ 100 m. La température au contact de l'intrusion étant beaucoup plus faible que
celle qui est développée par les gabbros, on peut considérer que la mise en place de ce complexe s'est faite près de
la surface.
Aucune zonation de température n'a pu être effectuée sur ces auréoles. En effet, l'andalousite est le
minéral dominant et ses polymorphes (kyanite, sillimanite) qui définissent des gradients de pression/température
plus élevés, n'ont pas été reconnus. Le domaine de stabilité de l'andalousite est relativement étendu à faible

---

- 94-
pression. D'autre part, les rétromorphoses liées au métamorphisme régional ont déstabilisé les paragenèses liées
au métamorphisme de contact.
On peut cependant proposer, pour ce métamorphisme, la paragenèse comprenant les assemblages
suivants :
1 - mica blanc (phengite) + chlorite + quartz;
2 - mica blanc + biotite + chlorite + quartz + andalousite.
4.4.2. Le métamorphisme d'âge santonien
Des transformations minérales contemporaines de la phase tectonique santonienne caractérisent une
phase de métamorphisme de faible degré. De bonnes cristallinités des illites s'observent aussi dans une zone de 25
km sur 60 centrée sur les Workum Hills. Cet épisode métamorphique se situe dans le faciès schiste vert et se
superpose au métamorphisme albien, masquant ainsi en grande partie ses effets.
Une étude par diffractométrie X des roches argileuses a permis d'une part de déterminer la nature des
minéraux phylliteux et d'autre part d'évaluer le degré de cristallisation des micas. La présence dans les sédiments de
quartz, de chlorite et de mica blanc, manifestement syntectoniques, et celle de calcite, d' épidote, de chlorite et de
quartz dans les roches volcaniques définissent une paragenèse métamorphique de basse température-basse pression
mais d'extension régionale.
L'étude des diagrammes a révélé la présence quasi-constante de mica blanc et de chlorite et plus rarement
de smectite. Des interstratifiés réguliers tell'illite-smectite (KS7, BAN22, etc...) sont relativement fréquents dans
les sédiments localisés à l'extérieur de la zone métamorphique; ils ont également été trouvés dans des roches
notablement métamorphisées (AmI2,0K27e, etc...).
Dans ce dernier cas, cette présence peut traduire des conditions thermodynamiques particulières (forte
pression d'eau?). Les pics du quartz et des feldspaths apparaissent souvent alors que ceux de la calcite sont moins
fréquents. Les pics correspondant aux minéraux index caractérisant le métamorphisme naissant, à savoir les
zéolites et le cortège laumontite, phrénite, wairakite et lawsonite sont quasiment absents. Parmi les roches
analysées, on retiendra l'existence probable d'albite (AB4) et de zéolites (Eb5) et peut-être de pyrophyllite
(AmlOc).
Cristallinité des illites
La cristallinité des micas (KUBLER, 1968 ; ESQUEVIN, 1969) déterminée à mi-hauteur du pic 001
de l'Illite place la plupart des échantillons prélevés dans la région des Workum Hills dans l'anchizone et à la limite
anchizone-épizone (Fig. 54). Les valeurs situées dans le domaine diagénétique correspondent à des roches
prélevées, pour certaines d'entre elles, assez loin de la zone métamorphique. Les autres, situées à la limite du
domaine métamorphique, permettent de définir une enveloppe de ce métamorphisme régional (Fig.8). Bien définie
au Nord et au Sud, l'extension de ce métamorphime l'est beaucoup moins au Nord-Est et au Sud-Ouest. Les effets
se font sentir encore au niveau de la rivière Konshisha où des cristallinités de 4 définissent le passage diagenèse-
anchimétamorphisme. Vers le Sud-Ouest, le passage est plus brutal au delà de la rivière Anyim et l'indice remonte
brutalement vers des valeurs supérieures à 4. L'établissement d'une carte d'isocristallinité n'a pu être réalisé à cause

---

- 95 -
Cria'.lIini.6 le" mm)
Cri.cellini.6 le" mm)
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6
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musco·,.t.
1 phenO,'e 1
Ipheno .. el
mu.:ovite
muscovile
Figure 54
Cristallinité des illites et micas en fonction du rapport 002/001 de l'Hlite.
Illites and micas crystallinity versus 0021001 ratio ofillite.
Les données sont réparties sur quatre diagrammes car traitées dans des conditions expérimentales différentes
A: Echantillons des Workum Hills - Labo Nancy; B : Kul (région d'Ogoja), autres échantillons (Workum Hills) - Lab.
St JérÔme, Marseille; C : EG27 (région d'Eziator), autres échantillons (région des Workum Hills) - Lab. Strasbourg; D :;
Oh27e, Oj16, Vg811 (Workum Hills), Oj23 (sud-Ikom), Oj27 (Ohana) - Labo SNEA (P) Pau

---

- 96-
de la perturbation liée aux corps magmatiques, abondants dans la partie centrale des Workum HiIIs. Cependant, on
constate une concentration des valeurs élevées le long du versant nord des collines, région relativement pauvre en
intrusions. Dans ce même secteur, on remarque également qu'en direction du Nord l'indice augmente très
rapidement vers les valeurs définissant le domaine de la diagenèse. Vers le Sud, en revanche, l'augmentation de cet
indice est beaucoup plus progressive.
Si l'on considère les relations métarnorphisme-schistosité, on constate une bonne concordance entre ces
deux phénomènes. En effet, les indices de cristallinité les plus faibles coïncident avec les zones où la schistosité
est la mieux développée. Ces indices augmentent avec le passage progressif à une schistosité de fracture. Les
profils comparés de l'indice de cristallinité, de l'intensité de la schistosité et des structures tectoniques montrent
dans les trois cas une nette dissymétrie en direction du NNW (Fig. 55). L'étroite relation métamorphisme-
schistosité est par ailleurs confirmée par des croissances minérales synschisteuses.
VARIATION DE L'INDICE DE CRISTALLINITE
O - r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - : E " ' : ' p : ' : " ,M:":":"'ET;-:A:"':'M':'::O::":'R::":'P::-:H~IS~M~E,....--"""'rO
::::~~---:
:::::::::__ =::::=-------::~~B~~~OB~6Œ~1:::=:
5
5
DIAGENESE
le
10
10
15..:1..
.....1:..15
INTENSITÉ DE LA SCHISTOSITÉ
NW
SE
Workum Hills
Wanakande
Bansara
1
1
l"
5
E::::±J1
5
5 KM
km
km
Figure 55
Variations de l'indice de cristallinité des illites et de l'intensité de la schistosité à travers l'anticIinorium d'Abakaliki
Variations of the cristallinity index of Illites and of the cieavage intensity across the Abakaliki anticiinorium
1 : Socle précambrien; 2 : Syénite ou diorite; 3 : Filons et coulées basiques; 4 : Formation d'Asu River (Albien) ; 5 :
Formation d'Eze Aku (Turonien)
Cristallisations syntectoniques
Des ombres de pression autour d'objets résistants (pyrite,magnétite,test de foraminifères, clastes
volcaniques, ete... ) s'observent dans les siltstones carbonatés sur le versant nord des collines, entre Ebenta et la
rivière Anyim. Ces ombres peuvent n'être constituées que d'un début de recristallisation à l'intérieur de deux zones
symétriques de forme triangulaire dans lesquelles la texture est plus fine que celle de l'encaissant (Fig. 56). Ces
recristallisations sont fréquentes autour des gros clastes (cendres volcaniques, tests de foraminifères). Dans la
région d'Ameka, des chiastolites reprises dans la SI développent des ombres de pression importantes (PI.II,4),
comprenant les produits de recristallisation (rétromorphose) du porphyroblaste avec notamment du quartz, du mica
et de la chlorite.

---

- 97 -
1mm
Figure 56
Ombres de pression autour d'un oxyde de fer dans un schiste de la région d'Ameka
Pressure shadows around an iron oxide in a schüt of the Ameka area
Les corps rigides tels les oxydes de fer ou les pyrites développent des queues où cristallisent des fibres de
quartz et/ou de chlorite (Fig. 57). Dans les roches à ciment carbonaté, la schistosité se développe très rarement et
plutôt sous la forme de fractures serrées. Cependant, il a été observé dans ces roches des cristallisations abritées
autour de grains d'oxyde de fer. Les exemples les plus caractéristiques proviennent de la région d'Ogori, dans les
niveaux carbonatés "slumpés". Les "slumps" s'accompagnent d'une schistosité S' de plan axial contemporaine de
la formation des plis synsédimentaires. Des queues de cristallisation symétriques formées par des fibres de chlorite
toutes orientées dans la même direction font un angle parfois fort avec la schistosité S'. Aucune schistosité SI
n'accompagne ces queues (Fig.58). Si l'on considère que l'orientation constante des fibres résulte d'uN'croissance
sous contrainte, l'allongement de la zone abritée est parallèle à la direction d'allongement X. En conséquence, cette
direction est perpendiculaire à la contrainte principale cri dans le cas d'une dissolution/cristallisation symétrique.
Dans les niveaux silteux adjacents, les ombres de pression se formant autour des oxydes de fer sont
allongées dans la schistosité qui est ici bien exprimée. En revanche, les cristallisations sont ici sigmoïdes et
témoignent d'une rotation en cours de cristallisation (Fig.59).
La néogenèse de phyllite est généralisée à l'ensemble des roches très argileuses; un feutrage de paillettes
micacées envahit la roche, se superposant aux minéraux hérités. Leur orientation dans les plans de schistosité est
systématique (PUV, 2,4 ).

---

- 98-
Figure 57
Cristallisations abritées de quartz et de chlorite (Qc) autour d'un grain de magnétite dans un siltstone (Ch: chlorite
anté-schisteuse)
Pressure fringes ofquartz/chlorite (QC) around a grain ofmagnetite in a siltstone
(Ch: pretectonic chlorile)
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QC
Figure 58
Cristallisation de fibres de quartzJchlorite (QC) dans un siltstone carbonaté.
Les fibres sont parallèles à la direction de S1 qui n'est pas exprimée
Crysta/lisation ofquartzlchlorile (QC) in a calcareous siltstone
The minerais are paraUel to the direction of Sl which is not marked
Ch
1mm
Figure 59
Cristallisations abritées sigmoïdes (QC) et chlorite anté-tectonique (Ch)
Sigmoidal crystallisat;on (QC) and pre-teetonie chlorite (Ch)

---

- 99 -
4.4.3. Conditions du métamorphisme
L'ensemble des transfonnations minérales subies par les sédiments albiens résulte de deux phases:
- une phase précoce caractérisée par des conditions thermiques définissant un métamorphisme de très
faible degré. Seule la chlorite en porphyroblaste est de façon certaine attribuable à cette première paragenèse ainsi
que évidemment les silicates d'alumine nés au contact des intrusions magmatiques d'âge albien. La paragenèse
caractérisant les conditions du métamorphisme de contact comprend: andalousite + quartz + chlorite + biotite. Les
températures maximales correspondent à l'apparition de l'andalousite selon les réactions suivantes
(WINKLER,1974):
(1) kaolinite
+
quartz
-> pyrophyllite + H20
Al2 [(OH>4/Si20S] + 2Si02
=
Al2 [(OHh/Si4 010] + H20
(2)pyrophyllite
->
andalousite - kyanite + quartz + H20
Al2 [(OH>2/Si4 010]
Le passage de la kaolinite à la pyrophyllite se situerait à 32S·±20· pour 1 Kb. L'andalousite peut
résulter de la décomposition de la pyrophyllite dans les conditions minimales suivantes: 400·C à 1 Kb.
Une interprétation thermométrique (CATHELINEAU & NIEVA, 1985) basée sur les teneurs en
aluminium tétraédrique (ALIV) et les lacunes octaédriques (6- L VI) nous permet de définir les conditions
thermiques de la formation des chlorites en porphyroblaste. Les températures obtenues (annexe C) pour les
moyennes de ALIV (31S-330·C) semblent être plus fiables que celles qui ont été obtenues sur 6-L VI
(190·-240·C), car elles sont moins sensibles au fond géochimique local. Par ailleurs, les températures calculées
sur la moyenne de 6-L VI sont plus fluctuantes et sans doute trop faibles.
-Une phase syntectonique comprend une paragenèse peu caractéristique avec quartz + chlorite + mica +
calcite. Bien que les conditions de température, et peut être à un degré moindre de pression, semblent avoir été
conséquentes et suffisantes pour générer une paragenèse minérale caractéristique, aucun minéral index du
métamorphisme de faible degré n'existe avec certitude dans la région des Workum Hills. Il semble bien, comme
l'a indiqué WINKLER (1974), que l'apparition de ces minéraux index soit autant liée à la composition chimique
du sédiment qu'à l'augmentation de température. Beaucoup de roches ne montrent, en effet, aucun changement
minéralogique au passage diagenèselanchimétamorphisme. Ceci est vrai pour les roches contenant en particulier
du quartz, de la chIorite et des illites ce qui est le cas dans la région étudiée.
Ce deuxième épisode métamorphique est donc caractérisé, non seulement par une très nette amélioration
de la cristallinité des micas, mais aussi par la croissance de minéraux pour l'essentiel préexistents c'est-à-dire
quartz, chlorite et mica. Seules les roches volcaniques ont été le siège de néoformation d'espèces minérales
nouvelles dont l'épidote, la calcite et la chlorite.
Les conditions thermiques de ce métamorphisme de faible degré ne peuvent être, par conséquent,
déterminées avec précision. Les températures sont sans doute sensiblement identiques à celles de la phase précoce,
c'est à dire aux environs de 300·C. Ce métamorphisme se produisant dans un contexte tectonique compressif, nous
estimons les conditions de pression aux environs de 3 Kb. Ces conditions correspondent au faciès schiste vert de
basse température et basse-moyenne pression.

---

- 100-
Planche III
1. - Micropli anté-lithification avec schistosité de plan axial dans un siltstone carbonaté
Pre-lithification microfold with axial plane cleavage in a calcareous siltstone
2. - Failles normales dans un siltstone carbonaté incomplètement lithifié
Normal faults in an uncompletely lithified calcareous siltstone
3. - Tronçonnement et décalage des lits quartzeux par schistosité de pression-solution
Truncation and offsetting ofquartz layers by pressure solution cleavage
4. - Transposition des lits gréseux le long des plans "c" (zone de cisaillement du nord des
Workum Hills
Transposition ofsandstone layers in the "c" planes (shear zone of the Northern Workum
Hills)
5. - Macles polysynthétiques sigmoïdes dans la calcite (vacuole d'un basalte spilitisé et déformé
de la région de Dogu)
Sigmoidal polysynthetic twinning in calcite (vesicle in a spilitized and deformed basait of
Doguarea)
6. - Kink band dans un siltstone de la région d'Ameka. La schistosité ici est parallèle à la
stratification
Kink band in a siltstone ofthe Ameka area. The cleavage is parallel to the bedding

---

1

---

Planche IV
1

---

- 103 -
Planche IV
1. - Plan de schistosité de crénulation (St) sans recristallisation syntectonique (MEB, rivière
Anyim)
Crenulation cleavage (51) without syntectonic recristallization (SEM, river Anyim)
2. - Recristallisations syntectoniques de phyllosilicates (M) dans des plans de schistosité St
(MEB, région d'Ameka)
Syntectonic recrystallizations ofphyllosilicates (M) along the 51 cleavage planes (MER,
Amekaarea)
3. - Phyllosilicates synschisteux (M) bordant un porphyroblaste de chlorite (C) dont les plans
001 sont parallèles à la stratification (MEB, région d'Ameka )
Syntectonic phyllosilicates (M) with a sharp contact with a chlorite porphyroblast (C)
whose 001 planes are paralle! to the bedding (SEM, Ameka area)
4. - Phyllosilicates synschisteux dans des argiles (MEB, versant sud des Workum Hills)
Syntectonic phyllosilicates in slates (SEM, Southern Workum Hills)

---

- 104-
4.S. AGE DES EVENEMENTS MAGMATIQUES ET METAMORPHIQUES DE BASSE
BENOUE
Le paroxysme de l'activité magmatique de la Bénoué a été restreint dans le temps et dans l'espace. En
effet, seule la Basse Bénoué a été, dès l'Aptien-Albien, le lieu d'une mise en place massive de produits
essentiellement subvolcaniques. Cet événement, marqué de façon beaucoup plus discrète dans les autres parties du
bassin, semble appartenir à un continuum magmatique débutant au Jurassique avec les granites jeunes du Plateau
de Jos au Nord et se poursuivant au Tertiaire- Quaternaire par les granites ultimes et la ligne du Cameroun au Sud.
Ces provinces magmatiques reflètent des contextes géodynamiques différents mais présentent un
caractère commun: une nature alcaline. La datation des roches ignées liées à la formation du bassin de la Bénoué
permet donc de situer cet épisode magmatique, somme toute mineur, par rapport aux événements majeurs,
jurassique et tertiaire, de la région (Fig.60).
Ages cn MA
100
150
200
Région
0
50
y ounger Granites
los
Burashika
Gwol-Bima Hill
I - - - - - - - - - [ J - - - - - [ J
Yandev
Abakaliki
Eziator-Eziagu
Ogoja
Bashar
Granites Ultimes
Rb-Sr
Haute Bénoué
o-c=J
K·Ar
Cameroun
Figure 60
Comparaison des âges du magmatisme alcalin des provinces du Plateau de Jos, de la Bénoué et du Cameroun
Comparison of the ages of the alkaline magmatism from the los Plateau, Benue Trough and Cameroon Provinces
Des analyses par la méthode potassium-argon ont été effectuées au laboratoire SNEA (P) de Pau sur 19
roches magmatiques et Il roches sédimentaires. Les mesures ont été réalisées sur roches totales, sur roches totales
décarbonatées et sur des fractions minéralogiques séparées par densité et magnétisme. Pour les sédiments, la
fraction granulométrique inférieure à 0,3 Il a été extraite et analysée. Les résultats analytiques et les isochrones
correspondantes sont donnés en annexe D.
Discussion des résultats
La plupart des échantillons proviennent de la région des Workum Hills. Les fractions minéralogiques
donnent pour les amphiboles des syénites (WhS23b) du complexe de Wanakande un âge de 104 MA (Albien),
parfaitement concordant avec le résultat obtenu sur ces mêmes minéraux par SNELLING (196S) (10S MA). Un
filon basique associé (Wn7), après décarbonatation, s'aligne sur l'isochrone des amphiboles (âge apparent 104,7
MA) (annexe D4). Ce sont les âges les plus anciens obtenus sur le magmatisme de cette région.

---

- 105 -
La datation K-Ar sur les roches totales paraît peu fiable ainsi que le laissait supposer l'état des
feldspaths. Ces derniers ont subi des pertes variables d'argon radiogénique, les âges les plus jeunes étant de 80 MA
(annexe D5). Cet âge correspond à peu de chose près à celui du rajeunissement de la base du Campanien obtenu
sur le cortège de roches basiques de la région des coUines. Au niveau des Workum Hills, une série de mesures sur
roches basiques montre un âge bien défini à 80,7 MA (Aml2e, Du3, Du3a, Ebll, Ojll, Ok27h) (annexe D5) et
un âge de 102 MA sur des filons doléritiques (EF19, EF149) (annexe D6) et sur une coulée basaltique (DG2)
associée au complexe volcano-sédimentaire de Dogu. L'âge 88,9 MA sur un filon doléritique de la région
d'Ameka (annexe D6) est à considérer avec prudence et ne correspond pas à la mise en place; il serait plutôt à
rapprocher de la phase de réchauffement santono-campanienne.
Les âges obtenus sur les fractions inférieures à 0,311 des sédiments de la même région se groupent en
deux catégories. Un premier ensemble comprend des âges de 81 à 83 MA (annexe DIO) à corréler à l'évidence avec
l'âge des roches basiques. L'âge 94 MA, que l'on retrouve également sur les filons de dolérite, est d'interprétation
plus délicate. Il est probablement lié au métamorphisme de contact développé par les intrusions basiques rajeuni
par la phase termique santono-campanienne.
Les microdiorites d'Iziagu et d'Eziator se sont assez mal prétées à l'analyse car les minéraux sombres
n'ont pas pu être séparés correctement. D'autre part, la richesse en feldspath des roches et la faible rétention de ces
minéraux sont peu favorables à la datation K-Ar. Parmi un lot d'analyses, deux points ont été retenus qui
définissent un âge d'environ 74 MA (annexe D8). En l'absence de tout âge de référence pour cette partie des
"Abakaliki", cette datation doit être considérée avec prudence en notant toutefois que, plus au Nord, des venues
magmatiques affectent les argiles d'Enugu et sont par conséquent au moins d'âge campano-maastrichtien.
Dans la région de Gboko - Ogoja, les âges sont très disparates. La datation obtenue sur les rhyolites de
Gboko (annexe D8) semble aberrante si l'on considère l'âge de 113 MA obtenu sur ces mêmes roches par UMEJI
& CAEN VACHETTE (1983) par la méthode Rb/Sr. Il y a donc perte d'Argon radiogénique due à l'intense
altération de ces rhyolites, qui peut être liée à la phase santonienne (bien que l'on se situe très en dehors de la
zone métamorphique).
Dans la région située entre Ogoja et Gboko, les roches magmatiques sont abondantes et trois massifs
importants ont été échantillonnés pour datation. La géochronologie K-Ar sur ces roches très feldspathiques et
souvent très altérées est délicate. La disparité des résultats est d'ailleurs révélatrice de pertes d'Argon et nous
conduit à une certaine prudence au niveau de l'interprétation des âges. En effet, sauf pour le massif de Foyum, les
fractions extraites (pyroxènes et amphiboles) s'alignent avec la roche totale ce qui est suspect car il est presque
certain que les feldspaths ont perdu de l'argon. Si l'âge de 86,1 MA, très peu fiable compte de la dispersion
analytique obtenu sur une monzosyénite de Foyum (annexe D7) peut être rapprochée des résultats obtenus plus au
Sud, en revanche l'âge de 61,8 MA (annexe D7) ne correspond à aucun événement magmatique de cette région si
ce n'est peut-être celui qui correspond à la mise en place des granites ultimes du Cameroun à partir du
Maastrichtien. Les résultats sur la datation des échantillons d'Agui la Hill ne sont pas reproductibles.
Enfin l'âge obtenu sur les fractions fines des sédiments de la région d'Ohana, 41 MA, correspond à un
réchauffement lié à la mise en place d'un massif basaltique réputé tertiaire en relation avec la ligne volcanique du
Cameroun toute proche.

---

- 106 -
En conclusion, les événements magmatiques et thenniques affectant le bassin de Basse Bénoué ont
débuté dès l'Albien, avec une phase paroxysmale au cours de laquelle la mise en place massive de roches
magmatiques s'accompagne de réchauffements locaux (Fig. 61). Cette activité s'est ralentie entre l'Albien et la
base du Campanien , époque au cours de laquelle se produit une phase de rajeunissement liée à la compression
santonienne. Des rétromorphoses de type "green schist" affectent l'ensemble des filons basiques ainsi que leurs
auréoles de contact. C'est au cours de cette phase qu'un métamorphisme de type anchi à épizonal affecte l'ensemble
de la région.
ALBIEN mi.e en pl.ce du
~ complexe .yénitique de
Wenekende, de. 1iI0n.
be.ique. et du voleeni.me
60
de. Workum Hill.
~ CENOMANIEN BASAL métemorphi.me
de contect de. alidiment. per le. liIon.
be.ique• •en. doute rejeuni lor. de le
phe.e. 81 MA
CAMPANIEN BASAL pheee de rejeuni. .ement
4
liée • le comp....lon ..ntonienne provoquent
une rétromorpho.e de type "green Khl.t" de.
roche. be.ique. de. WOrkum Hill., une recrl.-
telllsalion de. feld.pethe de le eyénlte de
Wen.kende et le crie1ellisation d'lIIlle ou Inter-
.tretlflée IlIit..Smeclite de ne le. eédlment.
crétecé.
CAMPANIEN age possible de mise en
place des mlcrodlorlte. d'Ezlator.Ezlagu
2000
~ LUTETIEN métemorphi.me de
contect d. . .édiment. crétecé.
per 'e me..1f volcenique d'Ohene
2
4
6
8
10
Figure 61
Diagramme synthétique résumant les principales phases de volcanisme et de métamorphisme
de Basse Bénoué
SYnlhelic diagram showing the main vo/canic and mClalr/orphie phases of the LOI'v'er Senue Trough
L'activité magmatique ne s'est pas complètement arrétée après cette phase, mais elle s'est poursuivie de
façon sporadique jusqu'au Tertiaire. A cette époque, se fait sentir l'influence du volcanisme de la ligne du
Cameroun. Il est probable qu'une certaine activité volcanique s'est produite dans les" Abakaliki" comme en
témoignent certains basaltes dont la fraîcheur contraste avec la profonde altération de la majorité des produits
magmatiques de cette région.
Si l'on considère les datations absolues actuellement disponibles sur le magmatisme principalement
mésozoïque de la Bénoué (Fig. 62), on peut constater un étalement des âges allant de 147 MA à 30 MA.
Cependant, des événements suivants ressortent de cet ensemble:

---

- 107 -
- le stade d'ouverture du bassin est marqué par une activité allant de 113 MA (passage Aptien-Albien
d'après l'échelle chronostratigraphique utilisée; HARLAND et al., (1982) à 103 MA (partie moyenne de l'Albien),
- une phase bien définie entre 86 MA et 82 MA (Santonien et base du Campanien),
- une phase fini-crétacée marquée par des venues sporadiques entre 76 MA et 71 MA (Maastrichtien).
Les quelques âges tertiaires (60 MA, 41 MA) obtenus semblent correspondre aux premières
manisfestations de l'épisode magmatique de la ligne du Cameroun marqué en Haute Bénoué par un âge de 30 MA
(Oligocène).
Entre ces phases importantes, correspondant à des paroxysmes, certains âges intermédiaires peuvent
trouver une explication par un rajeunissement, mais, leur signification géologique est discutable. C'est le cas des
âges obtenus sur certains basaltes des" Abakaliki " (entre 103 et 86 MA) qui ont subi un réchauffement pendant la
phase themlique santono-campanienne. Enfin, l'âge de 147 MA obtenu par POPOFF et al. (1982) sur le complexe
de Burashika correspond plus probablement aux manifestations ultimes de l'épisode alcalin du plateau de Jos qu'à
la phase d'ouverture du bassin de la Bénoué.
REF Localité
N
1
Roche
Analyse
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1
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RT
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1
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K-Ar
RT
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RT
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K-Ar
RT
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Dolérite
K-Ar
RT
85.9
2
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K-Ar
RT
103.
1
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82.1
2
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Basalte
K-Ar
RT
102.8
1
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Du3
Basalte
K-Ar
RT
71.5-
1
"
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Basalte
K-Ar
RT
72.4 - -
1
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Am32
Dolérite
K-Ar
Amph
88.9
2
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KS74
Monzosyénite K-Ar
Amph
86.1
2
Abata Hill
YD20
Syénite
K-Ar
RT
61.8
2
A~uila Hill
YD24
S~~ite
K-Ar
RT
59.5
2
Gboko Forest
YD131
Rhyolite
K-Ar
FR
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2
Eziator
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RT
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2
Iziagu
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Microdiorite K-Ar
RT
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3
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Rhyolite
Rb/Sr
RT
113+ 3
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Basalte
K-Ar
RT
147±7
4
Bimâ-Wade Hill
Basalte
K-Ar
RT
103±5
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1
Dolérite
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2
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Dolérite
K-Ar
RT
41
6
Lefin Hill
64.29
Syénite
K-Ar
RT
105±4-
!
..........................-
..................................
Référence
1 : BenkhelITISNEA (P) 1'983 !
2 : BenkhelillSNEA (P) 1985 !
3 : Umeji et al.
1983 1
4 : Popoff et al.
1982 i
5 : Grant et al.
197~~
6: Snelling
1982
Figure 62
Données sur les âges du magl11é1tisme de la Bénoué (magmatisme tertiaire de Haute Bénoué exclu)
Data on the ages of the magmatism ot the BerlUe Trough (excluding the data on the Tertiary magmatism of the Upper
Benue Trough)

---

- lOS -
4.3. LE BASSIN DIANAMBRA
Situé au Nord-Ouest de l'anticlinorium d' Abakaliki, le bassin d'Anambra est une vaste structure qui
couvre près de 30 000 krn2 (Fig. 4).
La base de la série sédimentaire n'est visible à l'affleurement que sur les bordures du bassin de forme
synclinale. Dans l'axe de cette structure, les forages pétroliers ont percé 3000 m de sédiments mais rares sont les
informations publiées à ce jour concernant la stratigraphie de ces dépôts. Les études géophysiques récentes
(BENKHELIL et al., 1986) situent le socle à près de 6000 m au droit de Nsukka et à 12000 m sous Onitsha.
La structure générale du bassin correspond à un vaste synclinal plongeant vers le Sud-Ouest et s'ouvrant
sur le delta du Niger où les séries du Tertiaire supérieur et du Quaternaire le masquent entièrement.
Dans cette région pauvre en affleurements, la télédétection s'est révélée être un outil indispensable pour
la mise en évidence des caractères structuraux. Les principales directions structurales du bassin ont été obtenues
grâce à l'interprétation des images radar à 11250 000. Le réseau linéamentaire comprend, par ordre d'importance, les
directions N30E, N145E et NSOE.
La direction N30E, qui est celle du bassin, est présente partout et peut correspondre dans certains cas à
des failles affectant la formation d'Enugu. L'une de ces failles passe par Idah (Fig.63) et se prolonge vers le NNE
dans le socle où elle coïncide avec directions structurales de celui·ci.
La direction N145E, également très fréquente et présente dans tout le bassin, est particulièrement bien
marquée entre Ankpa et Nsukka (Fig.63). La direction N80E apparaît à l'Est d'Idah et correspond à l'extrémité
orientale du bassin de Lagos.
Enfin, on notera l'existence de plis de direction E-W dans la région de Dekina soulignés par les traces de
la stratification de la formation de Nsukka.
Ces structures ont été en partie reconnues sur le terrain et cela presque exclusivement le long de
tranchées de route lorsque celles-ci traversent la cuirasse latéritique. L'autoroute Enugu-Port Harcourt offre, sur 60
km, quelques bonnes stations d'observation et de mesure. La région d'Enugu est relativement riche en fractures
affectant essentiellement les argiles d'Enugu et la formation de Mamu (Lower Coal Measures). Un réseau de failles
normales représente les seules déformations des terrains campano- maastrichtiens. Au Nord d'Enugu, les failles
offrent tous les caractères de failles normales synsédimentaires (rejets s'annulant vers le haut, failles scellées,
etc... ).
Ces failles normales forment un réseau conjugué avec une direction dominante comprise entre N130E et
N145E. Le traitement informatique des données relatives à cette fracturation a fourni des résultats très cohérents.
Le tenseur obtenu «JI = 107.73; (J2 = 349.08 ; (J3~257 .15) correspond à une extension horizontale de direction
WNW-ESE (Fig.63).
Outre les grands linéaments définissant les principales directions, un fait nouveau ressort de cette étude.
Il s'agit de la mise en évidence des plis affectant le Crétacé supérieur au Nord-Ouest d'Ankpa. La réalité de ces
déformations est confrrmée par plusieurs faits de terrain. Des pendages pouvant atteindre et même dépasser 20· ont
été observés au NE d'Ankpa près de Dekina (JONES, 1958) ce qui n'est pas fréquent dans ce bassin. Il existe en
effet des plis mis en évidence au cours de prospections minières (CASEY et al.,1958). D'autre part, sur la route

---

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Figure 63
Le bassin d'Anambra : géologie d'après l'interprétation des images radar (BENKHELIL et al., 1986)
The Anambra basin: geology deducedfrom the interpretation of the radar imagery (BENKHELIL et al., 1986)
1 : Alluvions (Quaternaire) ; 2 : Formation de Bénin (Miocène-Pliocène) ; 3 : Formations d'Ogwashi- Asaba et d'Ameki
(Eocène • Oligocène - Miocène) ; 4 : Formation d'lmo (Paléocène) ; 5 : Formations de Nkporo, de Mamu. d'Ajali et de
Nsukka (Campanien • Maastrichtien) ; 6 : Formations d'Asu River,d'Eze Aku et d'Awgu (Albien à Coniacien); 7 : Socle
précambrien; 8 : Trace de la stratification
9: Direction et pendage des courbes; 10 : Linéaments. Les stéréogrammes
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---

- 110 -
entre Nsukka et Otukpo, une faille inverse de direction N25E s'amortissant dans un pli affecte le Maastrichtien.
Ces indices de compression isolés sont probablement le résultat de mouvements ressemblant fortement à des
phénomènes d'entraînement le long d'accidents importants et profonds.
MURAT (1970) a établi pour cette région une séquence d'événements comprenant deux cycles
principaux séparés par l'épisode tectonique santonien. La première phase correspond à une période tectoniquement
calme pour ce bassin qui est une plateforme peu subsidente. L'émersion du bassin des "Abakaliki", au Santonien,
s'accompagne d'un déplacement de l'axe du bassin sédimentaire vers la plateforme d'Anambra. La deuxième phase
qui débute à cette époque est marquée par une subsidence importante dans l'axe du bassin. C'est dans ce régime de
distension que se sont formées les failles normales qui effondrent les séries vers le Sud-Ouest.
Le passage du domaine plissé des "Abakaliki" au bassin d'Anambra n'est marqué sur le terrain par
aucune une discontinuité notable. En revanche, une discordance angulaire très nette au Sud d'Enugu où les
formations post-santoniennes peu déformées qui se raccordent au bassin d'Anambra, recouvrent le faisceau de
l'anticlinorium d'Abakaliki. Une différence notable existe entre les directions structurales pré-santoniennes N50E
d'Abakaliki et post-santoniennes du domaine d'Anambra proches de N30E.
L'histoire tectonique du bassin d'Anambra a a été relativement calme comparée à celle du domaine
d'Abakaliki. L'évolution de ces deux domaines est cependant liée car l'émersion de l'un est aussitôt suivie par la
subsidence de l'autre. On remarquera la position du bassin d'Anambra par rapport au domaine plissé d'Abakaliki
qui est celle d'un bassin f1exural situé en avant d'une chaîne plissée (MATTAUER, 1985).

---

- 111 -
5. STRUCTURE DU BASSIN SEDIMENTAffiE DE MOYENNE
BENOUE
Résumé
Le bassin de Moyenne Bénoué présente_les caractéristisques d'un niveau structural moyen avec une
tectonique souple et une schistosité naissante au coeur de la grande structure anticlinale de Kéana. La phase de
compression orientée N150E qui n'est pas datée avec précision, pourrait avoir un âge compris entre le Santonien et
lafin du Crétacé.
La Moyenne Bénoué, partie rectiligne du bassin sédimentaire, est décalée vers le Nord par rapport à l'axe
des" Abakaliki". Elle se situe dans le prolongement direct du bassin d'An ambra. Cependant, l'histoire géologique de
cette partie du bassin s'apparente à celle des" Abakaliki". La liaison entre les deux parties du bassin est une zone qui
s'étend depuis Makurdijusqu'aux environs de Gboko.
Une certaine importance a été accordée par WHITEMAN (1982) à cette zone de relais qui sépare Moyenne et
Basse Bénoué par une ligne structurale ("transform structure") dite de Gboko. Les terrains d'âge pré-santonien d~ cette
région sont très peu structurés et relativement peu épais. On peut noter cependant, l'existence d'un volcanisme plus
•
abondant que celui qui est indiqué sur les cartes géologiques publiées (SHELL-BP,1957).
Cette partie de bassin de la Bénoué est extrèmement pauvre en affleurements ce qui explique la brièveté de
l'analyse structurale.
5.1. CARACTERES STRUCTURAUX DU BASSIN DE MOYENNE BENOUE
L'anticlinal de Kéana est l'élément structural majeur dans cette partie du bassin. Cette structure s'étire sur
environ 120 km selon une direction moyenne N50E. Au Nord de Makurdi, au passage entre Basse et Moyenne
Bénoué, son axe s'incurve selon une direction N30E suivant en cela la direction structurale du bassin d'Anambra. Au
Nord-Est, l'anticlinal est relayé par une série de plis parallèles formant un faisceau continu jusqu'en Haute Bénoué.
La géologie de cette partie du bassin est très mal connue, car elle a été peu étudiée. De plus, les conditions
d'affleurement très mauvaises, liées en partie à la nature argileuse des séries, font que les observations de terrain se
résument à quelques tranchées de routes récentes où à de rares lits de rivière.
L'usage des techniques de la télédétection a été indispensable pour tirer les grands traits de la structure de
cette région, au demeurant assez simple. En effet, l'anticlinal de Kéana est un grand pli, large d'environ 40 km,
affectant une série sédimentaire argileuse à passées de grès, d'âge albien à coniacien. Les images radar, de cette région
montrent une prédominance des directions N50E d'une part, correspondant à la structure principale et révèlent d'autre
part l'existence de plis secondaires dont les axes ont souvent une direction N60-70E.
Une coupe de terrain méridienne effectuée au niveau de Kéana, montre en effet que le cœur de l'anticlinal est
affecté de plis isopaques de faible amplitude et relativement ouverts (Fig.64). Une schistosité naissante développe un
fort débit en crayon dans les argiles et siltstones des formations d'Asu River et d'Awe. Sur les flancs de l'anticlinal, ce
débit disparaît progressivement et n'atteint pas les séries les plus jeunes.

---

- 112 -
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Figure 64
Coupe méridienne de la terminaison sud-ouest de l'anticlinal de Kéana
NS section of the southwestern end of the Keana anticline
1 : Direction et pendage des couches; 2 : Trace de la stratification; 3 : Linéation d'intersection; 4: Faille minéralisée en
quartzJbarytine
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Figure 65
Zone de faille minéralisée au Nord d'Aloshi
Minera/izedfau/t zone North of A/oshi
Fs. Faille silicifiée ; Mi : Minéralisation en quartz et baryte

---

- 113 -
Si l'on excepte les failles minéralisées, aucune faille d'importance régionale n'a été détectée. En revanche, les
fractures de taille décamétrique à décimétrique sont abondantes dans la formation très statifiée d'Awe. Ce réseau, qui
affecte des grès fins, comprend essentiellement des décrochements, souvent minéralisés en quartz. Cette fraturation à
petite échelle résulte d'une faible compression horizontale dont le tenseur est en accord avec la direction générale des
structures plissées.
L'anticlinal de Kéana, tout comme la structure d'Abakaliki, est recoupé par un réseau filonien minéralisé.
Des rides parfaitement rectilignes sur une dizaine de kilomètres au maximum sont constituées par du quartz filonien,
de la calcite et de la barytine. Près d'Aloshi,la structure interne de ces rides est marquée par une famille de fractures
limitant des zones broyées et silicifiées qui traversent des couches argilo-gréseuses non déformées (Fig.65). Un réseau
de filons centimétriques recoupe l'ensemble. Des plis d'entraînement à axe plongeant sont associés aux plans de failIe.
Les miroirs portent des stries horizontales dont le sens n'a pu être déterminé.
Sur la rive gauche de la Bénoué, aucune cartographie n'a pu être levée dans ce secteur particulièrement
pauvre en affleurements. Les tranchées récentes de la route Wukari-Katsina Ala ont mis à jour une série détritique
comprenant des grès grossiers à passées conglomératiques et à interlits d'argiles bariolées. Ces dépôts marquent ici la
proximité du socle. Les couches, obliques sur la direction générale de la Bénoué ont un fort pendage vers le Nord et
sont intensément fracturées. Les fractures correspondent principalement à des petits décrochements et à des failles
inverses.
La microfracturation affectant les niveaux gréseux résulte de mouvements compressifs horizontaux dont le
tenseur est caractérisé par crI = 120.01, cr2 = 003.88 ; cr3 = 210.02. Les axes de plis mesurés construits dans la région
d'Awe ont des directions comprises entre N50E et N75E sont
parfois dejetés vers le Nord. Les linéations
d'intersection ont une direction moyenne N60E et un plongement nul.
Sur la bordure sud est, la fracturation des couches résulte également d'une compression horizontale avec le
tenseur suivant crI = 120.01, cr2 = 262.83, cr3 = 051.06, R = 0,7.
5.2. GEOMETRIE ET STRUCTURE PROFONDE DU BASSIN DE MOYENNE BENOUE
La géométrie de cette partie du bassin au cours de l'Albien, c'est-à-dire à l'ouverture, ne peut être reconstituée
d'après les données de terrain. En effet, les relations existant entre la base de la série et le socle ne sont jamais
visibles. Seule la géophysique et la comparaison avec les autres parties du bassin sont susceptibles de fournir des
indications.
L'interprétation gravimétrique (Fig.66) révèle l'existence d'un bassin profond de 5000 m centré sur Kadarko,
localité située au Nord-Ouest de Kéana. L'axe de ce bassin NE-SW sensiblement parallèle à celui de l'anticlinal de
Kéana s'incurve vers le NNE-SSW à la latitude de Kéana. Au niveau de la Bénoué, en revanche on observe une
remontée du socle gravimétrique. L'influence d'importantes masses de roches magmatiques sur les anomalies
résiduelles nous conduisent à une certaine prudence quant à l'interprétation de ce secteur. Cependant, l'existence de
socle affleurant à Arufu semble confrrmer l'existence d'une ride axiale de socle séparant les bassins de Kadarko-Kéana
au Nord et de Wukari au Sud-Est où l'épaisseur de la série sédimentaire atteint seulement 3000 m.

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Figure 66
Carte des isobathes du socle en Moyenne Bénoué d'après la gravimétrie, coupe des anomalies résiduelles et interprétation
au niveau du bassin de Kéana - Kadarko
Map of the basement isobaths in the Middle Benue after the gravimetric interpretation • section of the residual anomalies
and interpretative model aeross the Keana - Kadarko basin
1 : Anomalie résiduelle; 2 : Anomalie calculée; 3 : Crétacé d = 2,55 gtcm3 ; 4 : Socle précambrien d= 2,70 g/cm3 ; 5 :
Marqueur magnétique; 6 : Profondeur de structure magnétique (en km au dessous du niveau de la mer) ; 7 : Limite des
anomalies magnétiques (socle affleurant ou peu profond) ; 8 : Isobathes du socle d'après l'interprétation gravimétrique (en
km au dessous du niveau de la mer) ; 9 : Intrusions volcaniques (d'après les anomalies magnétiques) ; 10 : Axe de
l'anticlinal de Kéana ; Il : Ligne de coupe gravimétrique

---

- 115 -
Dans l'axe du bassin, les relations précises entre socle et sédiments restent encore spéculatives. L'existence
de petits bassins évaporitiques à la base de la série sédimentaire a été évoquée par certains auteurs (PHOENIX &
KIZER, 1966; UWAKPUNWA,1981) pour expliquer l'origine des sources salées de la région de Kéana-Awe. Aucun
argument ne permet de confirmer cette hypothèse et une origine liée à un lessivage des grès est aussi vraisemblable.
Ceci n'exclut pas cependant, l'existence de petits bassins aptiens identiques à ceux connus en Haute Bénoué.
La structure d'ensemble est le résultat d'une phase tectonique dont l'âge ne peut être précisé à cause d'un
hiatus sédimentaire existant entre le Coniacien et le Maastrichtien, lui-même restreint à l'extrême nord-ouest du
bassin. Une séquence d'événements tectoniques à été proposée pour cette région (OFFODILE, 1976). Trois épisodes de
plissement se seraient produits à l'Albien, au Santonien et au Maastrichtien. En fait, tous les éléments tectoniques
observées dans l'anticlinal de Kéana sont le résultat d'un épisode compressif unique. Les arguments avancés par
OFFODILE (1976) sur l'existence d'une phase précoce d'âge albien sont repris de NWACHUKWU (1972) pour les
"Abakaliki" à savoir la plus grande intensité de plissement des sédiments albiens. Or, comme pour les" Abakaliki",
l'intensité de plissement est seulement liée au gradient de déformation qui décroît de l'axe vers les bordures du bassin
où les couches albiennes ne sont que très peu ou pas plissées.
La troisième phase évoquée d'âge maastrichtienne, bien connue en Haute Bénoué, a pu avoir des
répercussions dans cette partie du bassin mais les preuves de son existence avancées par OFFODILE (1976) ne sont
pas convaincantes.
On peut donc considérer qu'en Moyenne Bénoué une seule phase tectonique a été responsable de la
structuration du bassin. On peut considérer que son âge est identique à celui de la phase tectonique principale connue
en Basse Bénoué, c'est-à-dire santonien. On ne peut, cependant, pas exclure un âge intermédiaire entre le Santonien et
le Maastrichtien, périodes correspondant aux événements majeurs de Basse et Haute Bénoué. En effet, le diachronisme
de la phase de compression, depuis le SW jusqu'au NE du bassin, est concevable dans le contexte tectonique
particulier de la Bénoué où les déformations sont étroitement contrôlées par les accidents axiaux.
En Moyenne Bénoué, aucune trace de magmatisme crétacé n'a été signalée à ce jour. Les manifestations
volcaniques de la région sont constituées par des basaltes à olivine relativement frais, formant des coulées alignées
selon une direction méridienne. Ce volcanisme n'est pas daté mais peut être rattaché à l'activité tertiaire de la Bénoué.
Un forage situé près de Lafia a rencontré un filon doléritique dans la formation de Lafia, réputée maastrichtienne
(OFFODILE, 1976).

---

---

- 117 -
6. STRUCTURE DU BASSIN SEDIMENTAIRE DE HAUTE BENOUE
Résumé
Le bassin de Haute Bénoué est structuré en une série de sous-bassins dont l'évolution et la répartition ont été
étroitement contrôlées par des accidents de direction principalement N50E. Des grabens E-W à remplissage aptien
supérieur pourraient résulter d'une phase de structuration précoce liée à une extension N-S. La faille de Kaltungo,
qui est un élément majeur dans /'évolution structurale du bassin, est un accident tardi-panafricain dont le rejeu en
décrochement sénestre dès l'Aptien supérieur-Albien inférieur est à l'origine, avec d'autres accidents de même direction,
des sous-bassins.
Une phase de compression d'âge maastrichtien terminal est à l'origine des déformations plicatives et
cassantes de Haute Bénoué. Le style et les directions axiales des plis sont fortement influencés par les structures du
socle sous-jacent lorsque la couverture est peu épaisse. Quand la couverture est épaisse, les plisforment unfaisceau
plus régulier, parfois encore influencé par des failles sous-jacentes importantes qui induisent une disposition en
échelon. La fracturation. bien développée dans les grès, est constituée essentiellement par des décrochements
Des failles inverses existent mais restent localisées aux zones très déformées des grands accidents. La direction du
raccourcissement est pour l'ensemble des structures N155E, avec des variations locales liées à des rotations des
axes de contrainte aux abords des accidents majeurs.
Une tectonique post-crétacée est mise en évidence le long de la bordure occidentale du plateau tertiaire de
Kerri-Kerri et dans la branche de Yola. Des déformations synsédimentaires sont associées à des failles normales
qui bordent et effondrent le bassin tertiaire. Dans la branche de Yola, des failles normales subméridiennes qui
recoupent les structures crétacées résultent d'une extension E-W.
L'activité magmatique de Haute Bénoué comprend deux épisodes bien distincts. Une première phase
comprend la mise en place au Jurassique (147 MA) du complexe de Burashika et au Crétacé (103 MA) de coulées
basaltiques d'extension limitée le long des accidents NSOE.Une deuxième phase d'âge tertiaire correspond à la mise en
place d'un magmatisme alcalin, en liaison avec la province du Cameroun.
L'étude géologique de la Haute Bénoué a été abordée d'une manière différente de celle du reste du bassin. En
Basse et Moyenne Bénoué, l'étude reste uniquement basée sur les coupes, par ailleurs souvent discontinues. En Haute
Bénoué, grâce aux nombreux affleurements liés d'une part à l'absence de végétation dense et d'autre part à la nature
lithologique des séries, l'étude géologique peut également s'appuyer sur la cartographie. De bonnes cartes de
reconnaissance à 11250000 (CARTER et al., 1963) couvrent les deux tiers du bassin.
La Haute Bénoué se situe dans le prolongement de la partie moyenne du bassin, au-delà d'une limite
arbitraire passant par Wase-Kumberi-Mutum Biyu (Fig. 1) . Cette limite, qui est morphologique, reflète en fait un
passage des faciès gréseux du Nord, aux faciès plus argileux qui caractérisent la partie moyenne et le Sud du bassin.
Le trait structural dominant est le plissement quasi-généralisé qui, dans les puissantes séries détritiques de
l'Albien, donne naissance à des reliefs structuraux assez remarquables (pI. VIII). La structure actuelle de cette partie du
bassin résulte en vérité de la combinaison de deux événements majeurs. Le premier correspond à la formation du
bassin lui-même et de son remplissage par de puissantes séries continentales puis marines. Le deuxième événement
est celui qui le fait émerger et structure son remplissage en une série de petits chaînons plissés.
L'étude des relations socle/couverture, du rôle des grands accidents qui contrôlent le bassin et des
déformations, que nous appellerons précoces, nous amènera à proposer un mécanisme tectonique responsable de la
formation du bassin. L'analyse des déformations tardives, liées au deuxième événement tectonique, permettra
également de déterminer la nature des contraintes liées à cet épisode.

---

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Figure 67
Carte géologique simplifiée de Haute Bénoué (d'après MAURIN et al., 1986)
Simplified gcological rrUlp of the Upper Benue Valley (after MAURIN et al., 1986)
1 : Alluvion quaternaire; 2 : Volcanisme tertiaire à récent; 3: Formation de Kerri-Kerri ; 4 : Formation de Gombé ; 5 :
Formation de Pindiga ; 6 : Formation de Yoldé ; 7 : Formation des grès de Bima ; 8 : Complexe de Burashika
(volcanisme mésozoïque) ; 9: Socle précambrien indifférencié. Principales z.ones de faille; BL : Linéament de Burashika ;
KL : Faille de Kaltungo ; TL: Faille de Teli ; (1) Trait de coupe de la figure 82 et (2) de la figure 94. Le rectangle centré
sur Kaltungo correspond à l'emplacement des figures 71 et 73

---

- 119 -
6.1. LA FORMATION ET L'EVOLUTION STRUCTURALE DES SOUS-BASSINS
Les cartes géologiques existantes montrent un bassin sédimentaire aux contours très irréguliers entre Teli et
Burashika (Fig.67) ainsi que des remontées de socle (Kaltungo, Gombé, Zambuk) au sein même du bassin. Ces horsts
s'alignent selon une direction voisine de NE-SW. Ils occupent une position axiale dans le bassin et séparent les deux
vastes domaines de Dadiya-Lau et de Pindiga-Gombé définis par ALLIX (1983). Pour cet auteur, ces domaines
correspondent à des unités paléogéographiques ayant fonctionné de manière différente de part et d'autre d'un axe
structural NE-SW centré sur le horst de Kaltungo (Fig. 68). En effet, des variations d'épaisseur importantes existent
au niveau des séries continentales de la formation de Bima. CARTER et al. (1963) estime ces variations de 150 à
3000 m. ALLIX (1983) met en évidence trois fossés d'effondrement orientés E-W avec des épaisseurs importantes
(Fig.69).
10'
12'
+
-+
~ Aire de subsidence
au Turonien - Coniacien.
+
+
+
+-
+
+-
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+
+
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10'
10'
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Pi"di9~/
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Campanien
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- Maestrichtien.
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+
+
+
12'
Figure 68
Localisa~ion des domaines paléogéographiques de Dadiya-Lau et de Gombé-Pindiga (d'après ALLIX, 1983)
Locatwn of the paleogeographical domains ofDadiya-Lau and Gombe-Pindiga (after ALLrx, 1983)
10'
+
-+
+
+
+
+
+
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Failles normales.
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111
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11111
(Fnrmations 1 pt 2).
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+
+
+
12'
Figure 69
Localisation des bassins E-W albo-aptiens (ALLIX, 1983)
Location of the E-W trending Aptian - Albian basins (ALL1X. 1983)

---

- 120-
Les données gravimétriques (BENKHELIL et al., 1986) confirment l'existence de sous-bassins, avec des
épaisseurs pouvant atteindre 6000m, notamment au Nord de Gombé (Fig.70). Les grès de Bima, qui constituent
l'essentiel du remplissage, sont d'âge albien (FALCONER, 1911 ; CARTER et al., 1963 ; REYMENT 1965).
ALLIX et al. (1981) ont précisé l'âge de la base des grès de Bima. Il s'agirait d'Aptien supérieur, cette précision ayant
été obtenue sur des séquences lacustres correspondant au Bima inférieur (B3), localisées au cœur de l'anticlinal de
Lamurde. L'existence de bassins aptiens, masqués actuellement par la masse des sédiments albiens a donc été évoquée
(ALLIX, 1983 ; POPOFF et al., 1983). Ces bassins qui semblent avoir été guidés par des directions structurales E-W,
appartiendraient à un ensemble de grabens d'extension régionale car on les retrouve de façon certaine dans le Nord
Cameroun. La nature des contraintes tectoniques à l'origine de ces grabens n'est pas établie de façon convaincante.
Aucune des failles normales E-W évoquées par ALLIX (1983) n'a pu être mise en évidence sur le terrain. De plus, les
données microtectoniques récoltées au cours de cette étude n'ont pu confirmé leur existence. Il est vrai qu'aucune
observation directe n'est possible sur les relations entre les sédiments aptiens et leur soubassement. Seule l'influence
de la tectonique postérieure de compression a révélé et accentué les directions E-W qui sont particulièrement nettes au
Sud d'un axe NE-SW passant par le horst de Kaltungo. Au Nord de cette ligne, ces structures E-W existent
probablement (cf § 7.1.) mais semblent n'avoir qu'une importance locale.
Ce sont les sédiments albiens en fait qui portent les traces de l'activité tectonique de cette époque.
Notamment au niveau des grands accidents NE-SW qui forment un faisceau centré sur Kaltungo. A l'Albien, un grand
delta couvre l'ensemble de la Haute Bénoué et l'accumulation rapide de sédiments se produit au droit de petites zones
subsidentes. Les épaisseurs les plus notables se situent à proximité des grandes failles NE-SW. La faille de Teli (cf §
6.1.2.) illustre bien ce dispositif.
Ces grandes failles NE-SW semblent donc avoir joué un rôle prépondérant dans la répartition des zones
subsidentes. L'étude microtectonique de ces accidents nous permettra de déterminer leurs jeux successifs et, à partir de
là, de déduire la nature des contraintes tectoniques qui s'excerçaient dans cette région au cours de l'Albien.
6.1.1. La faille de Kaltungo
Le horst de Kaltungo apparaît comme une boutonnière de socle au sein d'un ensemble sédimentaire crétacé -
voir les cartes géologiques à 11250000 (Lau, n0 47) et celle à 11100000 ( Pl.VI,1 & annexe F). Bien que sa forme
cartographique suggère l'existence d'une faille importante le traversant, aucune indication n'a été portée sur la coupure
à 11250000. De plus, vers le NE, existe un horst (Gwol-Gubrunde) limité par une faille de direction NE-SW qui se
situe dans le prolongement du horst de Kaltungo. Décelée sur le terrain (BENKHELIL, 1982), une faille majeure
traversant le môle de Kaltungo a été cartographiée en détail (POPOFF et al., 1983) à partir des images Landsat et
SLAR et des données de terrain (annexe F). L'étude microtectonique a ensuite été réalisée sur cet accident (MAURIN et
al., 1986).
Le socle comprend essentiellement des roches appartenant aux "Older Granites" (CARTER et al., 1963) mis
en place au cours de l'orogenèse pan-africaine, aux environs de 600±70 MA (V AN BREMEN et al., 1977 ;
TUBOSUN, 1983). Quatre principaux types pétrographiques ont été distingués et sont, dans l'ordre de mise en place,
des orthogneiss, des granites porphyroïdes à biotite, des granites équigranulaires à deux micas et des granites alcalins.
L'attribution de ces derniers à l'ensemble pan-africain a cependant été remise en question car , d'une part ces granites
présentent de fortes affinités avec les granites alcalins jurassiques de Jos, d'autre part ils ne montrent aucune

---

- 121 •
+
+
~ 5,3
1
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2
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100km
,
Figure 70
Carte des isobathes du socle en Haute Bénoué d'après la géophysique
Map of the basement isobaths in the Upper Benue after the geophysics
1 : Profondeur de structure magnétique (en km au dessous du niveau de la mer) ; 2 : Limite des anomalies
magnétiques (socle affleurant ou peu profond) ; 3 : Isobathes du socle d'après l'interprétation gravimétrique (en km
au dessous du niveau de la mer) ; 4: Intrusion volcanique (d'après les anomalies magnétiques)

---

- 122-
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Figure 71
Carte géologique du môle de Kaltungo (d'après MAURIN el al., 1986)
Geological map oflhe Kalwngo Inlier (afler MAURIN el al.. 1986)
1 : Socle indifférencié; 2 : Microgranite et rhyolite; 3 : Granite alcalin; 4 : Granite équigranulaire à 2 micas; 5 :
Granite porphyroïde à biotite; 6 : Orthogneiss ; 7 : Filon de quartz; 8 : Faille; 9 : Foliation; 10 : Zone broyée incluant
des mylonites, des catacIasites et des brèches; Il : Volcanisme tertiaire; 12: Formation de Pindiga ; 13 : Formation de
Yoldé; 14 : Formation de Bima ; 15 : Faille; 16: Zone broyée; 17 : Axes de plis; Localisation sur la carte générale
figure 67

---

- 123 -
déformation autre que cassante et enfin leur mise en place est tardive dans la séquence magmatique.
Le socle du Kaltungo est constitué par deux blocs d'inégale importance apparemment décalés de façon
sénestre par une zone faillée de direction NE-SW (Pl. VI,1 & Fig.71). La faille dite de Kaltungo est une large zone,
jusqu'à lkm, constituée par un réseau anastomosé de cisaillements. Ceux-ci sont de deux types: les cisaillements
ductiles, et les cataclasites et brèches.
Les mylonites
Les cisaillements ductiles forment un réseau constitué par des bandes mylonitiques de un à cinq mètres de
largeur, leur direction varie entre N45E et N50E; dans de rares cas elle est voisine de N170E. Ces mylonites affectent
uniquement les orthogneiss. Dans les granites porphyroïdes à biotite, de minces bandes de protomylonites forment un
réseau conjugué avec des directions allant de N160E à N180E et de N50E à N70E.
Une bande mylonitique est caractérisée par une orientation marquée dont l'apparition depuis la roche non
déformée est marquée par une réduction progressive du grain et par un étirement des phénocristaux de feldspath. La
foliation Sg qui affecte les orthogneiss a un fort pendange et porte une linéation d'étirement définie par les micas et les
rubans de quartz.Dans certains cas cette foliation est déformée et devient parallèle à une foliation mylonitique Sm
verticale, de direction proche de N170E. Sur les plans de foliation Sm, une linéation d'étirement définie par des rubans
de quartz et de feldspath caractérise un décrochement ductile.
A l'échelle microscopique les coupes perpendiculaires au plan de foliation et parallèles à la linéation
montrent pour les bandes mylonitiques N70E et N170E les mêmes caractéristiques, excepté pour le sens de
mouvement. Des bandes d'agrégats micacés, avec de la chlorite de la biotite chloritisée et de rares muscovites,
définissent la foliation Sm qui moule des clastes de forme sigmoïde. Les plans 'C' de cisaillement sont constitués de
petites bandes de cataclasite. Quelques rares phénoclastes de feldspath montrent des critères de rotation. Il en résulte
une obliquité de la foliation sur le plan de cisaillement identique aux surfaces 'C-S' définies par BERTHE ct al.
L
H
(al
s
(b)
s
Figure 72
Orientations préférentielles des axes C du quartz dans les mylonites de la faille de Kaltungo (Plan XZ, projection
de Schmidt, hémisphère inférieur, 240 mesures) d'après MAURIN et al. (1986 )
Quartz lattice preferred orientation in the Kaltungo mylomtes (XZ section. Schmidt stereonet, lower hemisphere,
240 C-axes measured) after MAURIN et al. (1986 )
(a) Mylonites de direction N70E ; (B) mylonites de direction N170E. N = Nord, S = Foliation, H= Haut, L =
Linéation d'étirement: contours; 1,2,4, 8 pour 1% de surface

---

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Figure 73
Directions du raccourcissement Z d'après l'analyse de la fracturation pour les phases d'âge crétacé inférieur (flèches vides) et
crétacé supérieur (flèches pleines) (d'après MAURIN et al., 1986)
Directions of the shortening Z deducedfrom the fracture analysis for the Early Cretaceous phase (Empty arrows) and the
Late Cretaceous phase (SoUd arrows) (after MAURIN et al., 1986)
Stations situées dans le socle (B 1 à B4) et dans la couverture (S 1 à S7)

---

- 125 -
(1979). Le quartz montre une fabrique résultant d'une déformation plastique. Les grains sont allongés dans les rubans
avec une extinction roulante. L'analyse des orientations préférentielles des axes C du quartz montre dans les deux
mylonites (N70E et N170E) des guirlandes obliques sur la foliation Sm (Fig.72). La position des maximums suggère
un mécanisme de glissement basal du quartz (WILSON, 1975). L'obliquité peut être alors utilisée comme critère de
sens de mouvement (ETCHECOPAR, 1977 ; BURG & LAURENT, 1978). Un mouvement dextre correspond à la
zone N70E et sénestre à la zone orientée N70E (Fig.73).
Les mouvements dextres ont été observés dans des zones dont les directions varient de N45E à N80E. A
l'échelle régionale, c'est-à-dire du môle de Kaltungo, la faille de Kaltungo correspond donc à une zone de cisaillement
ductile dextre de direction moyenne N 50E. Les rares directions N 170E ayant un jeu sénestre, correspondent très
probablement au système conjugué.
Les bandes de protomylonites qui affectent les granites porphyroïdes montrent une déformation moins
intense. La linéation d'étirement est toujours horizontale et les phénocristaux de feldspath définissent des surfaces
'C-S' typiques, utilisables pour la détermination du sens de mouvement. Les bandes dont les directions sont comprises
entre N160E et N180E montrent un mouvement sénestre, alors que celles qui vont de N50E à N70E sont dextres.
L'angle relativement fort (90 à 110·) observé entre ces deux systèmes est compatible avec ce type de cisaillements
ductiles conjugués (RAMSAY, 1980). La direction de raccourcissement relative au réseau mylonitique (N120E)
correspond à peu de chose près à celle des bandes protomylonitiques (N125E) et les deux déformations résultent
probablement du même événement tectonique.
Les catac/asiles et les brèches
Les mylolites ne sont pas les structures uniques rencontrées dans la faille de Kaltungo. Elles sont recoupées
par des bandes de cataclasite et de brèches tectoniques. Ces structures s'allongent selon la direction générale de la faille
de Kaltungo, c'est à dire N50E.
Les cataclasites ont l'aspect de microbrèches et sont formées de clastes anguleux pris dans une fine matrice
sombre. Etant donné le caractère non orienté de ce type de déformation, peu de critères existent pour déterminer un
sens de mouvement. Cependant, les surfaces de contact entre les cataclasites et l'encaissant présentent très souvent des
stries de glissement qui, selon les critères définis par PETIT et al. (1983) , indiquent un mouvement sénestre. D'autre
part, de fines bandes de cataclasites moulant des clastes engendrent des formes sigmoïdes utilisables pour la
détermination du sens de mouvement.
Ces brèches de faille forment des amas irréguliers et hétérogènes au sein de la zone de faille de Kaltungo.
Les fragments anguleux, dont la taille varie de 1 à 10 centimètres, sont constitués par des roches déjà déformées,
c'est-à-dire les mylonites et les cataclasites et, bien sûr, par les orthogneiss qui forment la plupart du temps
l'encaissant. Les microfractures associées aux brèches montrent un jeu sénestre. Dans certains cas, en particulier près
de Popandi, les brèches de faille sont subhorizontales et résultent d'un jeu de faille inverse.
Analyse de la fracturation dans la zone de faille de Kaltungo
Les structures décrites ci-dessus sont affectées par un réseau de fractures dont la plupart résultent d'un épisode
tardif. Ces fractures, généralement à fort pendage, portent un ou deux jeux de stries dont les sens de mouvement ont
été déterminés en utilisant les critères classiques, ainsi que d'autres plus spécifiques (PETIT et al., 1983).

---

- 126 -
Parmi les stations de mesure, les plus caractéristiques ont montré que l'ensemble des fractures répondait à un
tenseur de contrainte compressif. Le traitement manuel des mesures a permis de définir une direction de
raccourcissement Z proche de N 150E. Dans un cas, la distribution des pôles de décrochement ne répond pas à une
direction de raccourcissement cohérente: un deuxième épisode de fracturation est donc responsable du jeu d'une partie
des microfractures.
L'utilisation de la méthode de traitement automatique des données (ETCHECOPAR et al., 1981) a permis de
séparer les différents tenseurs responsables de la fracturation. Les résultats obtenus dans chaque station sont
sensiblement identiques. Pour au moins 40% des mesures, la méthode met en évidence le tenseur le plus évident
c'est-à-dire celui qui correspond à la compression fini-crétacée, de direction N 150E. Pour au moins 30% des mesures
rejetées pour le 1er tenseur, un deuxième événement est mis en évidence, avec une erreur inférieure ou égale à 5% pour
la direction de cri' Le rapport R est généralement assez proche de zéro, indiquant une possible inversion entre cr2 et cr3
et par conséquent une mauvaise estimation de la direction et du pendage de ces axes. Cet événement, dont la direction
de raccourcissement Z est subméridienne (Fig.73) est probablement plus ancien car il est beaucoup moins bien marqué
au niveau des stries. Celles-ci, lorsque deux jeux existent sur le même plan, sont antérieures car recoupées et en partie
effacées par les stries de l'épisode majeur.
Chronologie et conditions themlOdynamiques de la défonllation
L'association, au sein de la zone de faille de Kaltungo, de roches ayant subi des déformations de nature
différente, indiq ue un jeu polyphasé de cet accident majeur.
L'événement le mieux marqué est le plus récent, c'est-à-dire celui qui correspond à la phase tectonique
fini-crétacée responsable d'une intense fracturation. La faille de Kaltungo a alors été soumise à une compression
horizontale orientée N150E. Compte tenu de sa direction N50E, elle a joué en décrochement sénestre; mais la
direction de cri étant suborthogonale à la faille, de nombreuses failles inverses se sont développées (elles sont
cependant beaucoup plus abondantes dans la couverture). Les conditions de la déformation sont celles de la surface et
par conséquent seules des déformations cassantes ont été engendrées.
L'événement immédiatement antérieur correspond à la genèse des cataclasites et des brèches. Ces
déformations, nous l'avons vu, sont liées à un jeu décrochant de l'accident de Kaltungo avec une contrainte principale
proche de N-S. Bien que les structures (cataclases, brèches) affectent ici un volume rocheux plus important, les
conditions de la déformation sont celles d'un niveau structural encore relativement superficiel.
Enfin, l'essentiel de la faille de Kaltungo correspond aux mylonites. L'événement tectonique responsable de
cette déformation est probablement l'orogenèse panafricaine compte tenu d'une part de la nature de la déformation
(ductile) et d'autre part du fait qu'il n'affecte pas certains granites (granites à deux micas). De plus, des décrochements
NE-SW dextres, bien que moins ductiles, sont décrits dans d'autres parties du socle nigérian (MC CURRY, 1971;
BALL, 1980). Les bandes my10nitiques ont été formées au cours d'un serrage orienté N120E dans des conditions de
pression et de température relativement faibles. En effet, les minéraux formés au cours de la déformation, chlorite et
muscovite ainsi que la déstabilisation de la biotite en chlorite caractérisent le domaine de l'épizone.

---

- 127 -
Prolongement vers le NE de Ja faille de Kaltungo
La faille de Kaltungo se poursuit dans la couverture crétacée où elle fonne généralement une ride d'environ
SOm dans laquelle la déformation est purement cassante. La faille, que l'on suppose se poursuivre dans le socle
sous-jacent, a en effet rejoué, dans la couverture au cours de l'épisode compressif fini-crétacé. Malgré l'intense
cataclase tardive on peut discerner, dans les grès fracturés, un réseau de petites failles dont la structure et la fonne ne
résultent pas de la déformation d'un matériau cassant. Il s'agit de zones marquées par un bourrelet qui résulte d'une
induration et parfois du réalignement de grains de quartz. Alors que pour les fractures "cassantes" les décalages sont
millimétriques, il peuvent atteindre, de part et d'autre de ces structures, plusieurs centimètres. L'absence de cataclase au
niveau de ces zones planaires et à pendage fort, est probablement lié à l'absence ou la faible cohésion du matériau
pendant la déformation. Ces structures se sont donc fonnées pendant les premiers stades de l'évolution du sédiment. La
régularité de ces plans indique que les sédiments devaient déjà posséder une certaine cohésion. On peut noter, par
ailleurs, la concentration de ces discontinuités le long de la faille de Kaltungo elle-même et ses abords.
La faille de Kaltungo limite dans la région de Gwol-Gubrunde un horst de socle, situé au NE d'une petite
digitation du bassin sédimentaire (Fig.74). La formation continentale des grès de Bima présente dans ce secteur des
faciès arkosiques grossiers et souvent conglomératiques. A l'approche du contact faillé entre le socle et les grès, ces
derniers se chargent souvent de passées de galets. Dans la région de Gwanjara-Waji, située près de la Gongola, un
ensemble volcano-sédimentaire masque en partie la zone de faille sur la rive droite. Des lambeaux de grès silicifiés à
passées conglomératiques peuvent être interprétés comme d'anciens cônes alluviaux, situés au pied de reliefs de faille.
Ces témoins de décharges torrentielles, associés à un volcanisme probablement explosif compte tenu de l'abondance
des tufs et des brèches volcaniques, peuvent s'observer dans le socle et le long de la faille jusqu'à la rivière Divana.
6.1.2. La faille TeH-Wuyo
C'est un élément structural majeur du bassin de Haute Bénoué. Son importance a été soulignée par
CARTER et al. (1963), qui estiment le rejet de cette faille à près de 1200m. Son tracé, que l'on peut suivre sur le
terrain depuis Bryel jusqu'au delà de Teli, est jalonné de niveaux conglomératiques dans le Bima. Les éléments,
constitués essentiellement par des granites et des gneiss peuvent atteindre des tailles dépassant le mètre. Le socle
granitique affleure à plusieurs endroits le long de cet accident, en particulier au Nord de Pero Hills où il forme une
boutonnière de plusieurs centaines de mètres carrés. Ailleurs, les pointements de socle sont réduits à quelques dizaines
de mètres carrés.
L'accident lui-même est constitué par une ride formée de roches hachées par un réseau de fractures, dont la
plupart résultent du rejeu de l'accident au cours de la phase tectonique fini-crétacée. Ces fractures tardives se distinguent
par leur structure: zone cataclasée limitée par un plan strié. Le long de la ride, et à l'extérieur de celle-ci, existe un
réseau de petites failles identiques à celles qui ont été décrites le long de l'accident de Kaltungo. Ce sont également des
discontinuités dont l'épaisseur peut être centimétrique et le long desquelles on observe non seulement des décalages
parfois importants, mais aussi des variations d'épaisseur des niveaux de part et d'autre de la discontinuité. Aucune
cataclase n'est observable le long de ces discontinuités, en revanche les alignements de grain sont fréquents. Lorsque
les deux types de failles sont présents, les fractures cassantes recoupent et décalent les failles synsédimentaires. Ces
failles se disposent en réseaux ordonnés et n'ont pas d'extension supérieure à 1 ou 2 mètres. Elles n'affectent souvent
qu'un seul niveau.

---

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Figure 74
Géologie de la région de Gwol-Gubrunde avec notamment le prolongement de la faille de Kaltungo
Ce%gy of the Cwo/-Cubrunde area and extension of the Ka/tunga fau/t zone
1 : Alluvion; 2 : Basalte tertiaire; 3 : Argile et calcaire (Formation de Pindiga) ; 4 : Grès fin et siltstone (Formation de
Yoldé) ; 5 : Grès moyen à fin (Formation de 8ima) ; 6: Grès arkosique grossier à moyen (Formation de Bima) ; 7: Grès
conglomératique (Formation de Bima); 8 : VoJcano-sédimentaire incluant des laves, des grès et des conglomérats (base de
la formation de 8ima); 9 : Socle granitique indifférencié; 10: Direction et pendage des couches; Il : Faille; 12 :
Direction de raccourcissement de la compression fini-crétacée; DL: Numéro de station et localisation des coupes de la
figure 84

---

Figure 75
Allure des défonnations dans les grès de Bima (B3) le long de la faille de TeH
Aspect of the deformations in the Bima Sands/one (B3) along the Telifault
1 : Volcanisme tertiaire; 2: Volcanisme crétacé; 3 : Trace de la stratification dans les grès; 4: Faciès
conglomératique ; 5 : Socle granitique; 6 : Couche renversée
Figure 76
Bloc-diagramme montrant les déformations plicatives le long de la faille de TeH
RI/lr/r ri;nornm <hl1wino th" fl1ldino nll1no th" T"li fnlllt

---

- 130 -
Si les décalages observés sont normaux, les stries en revanche sont très rares car aucun plan bien défini ne
s'individualise. Aucun tenseur de contraintes ne peut être déterminé et seule une analyse directionnelle apporte des
renseignements. On constate une certaine fréquence des directions N-S.
La faille de Teli est visible sur environ 20 km depuis les environs de Bryel jusqu'au-delà de Teli. Elle
sépare deux compartiments. Au Sud-Est de l'accident, la série comprend la totalité de la formation de Bima, la
formation de Yoldé et localement une partie de la formation de Pindiga. Au Nord-Ouest, on ne trouve que les termes
de la formation de Bima, qui est ici très développée. ALLIX (1983) donne pour le compartiment sud est une épaisseur
de 1100 m pour les termes correspondant au B2 et B3 (Bima moyen et Bima supérieur), alors que dans le
compartiment nord ouest la série atteint 2200m, soit le double.
La formation de Yoldé, qui est le plus souvent au contact avec la faille dans le compartiment méridional, est
généralement peu déformée mais localement rebroussée. En revanche, dans le compartiment nord ouest, les grès de
Bima montrent au contact avec la faille des déformations souvent très complexes. En particulier, entre le pointement
de socle de Nahantsi, Pero Hills, et la faille (Fig. 75). Les couches du terme B3 montre des déformations plicatives
particulières. Les plus remarquables sont situées à l'Est du socle. Elles montrent une disposition en éventail des
couches qui se rédressent progressivement contre le flanc vertical d'un pli anticlinal dont Pero Hills constitue le flanc
redressé (Fig. 76). Le contact entre ces couches convergentes et les couches verticales
est marqué par une
discontinuité qui ne présente pas l'allure d'une faille classique. Il s'agirait en fait plus probablement d'une discordance
aucun plan de faille important n'ayant été observé sur le terrain à ce niveau. La disposition particulière en queue de
cheval à l'extrémité est du socle de Nahantsi est comparable aux structures décrites par LAVILLE (1985). Cette
convergence des couches suppose des réductions d'épaisseur et l'existence de discordances progressives à ce niveau.
Des plis d'entraînement hectométriques, localisés près de Binding, sont associés à ce dispositif (Fig.75). Les
variations de pendage sont rapides et les couches sont localement renversées. Ces structures viennent buter contre la
faille elle-même qui est souvent jalonnée par une barre de grès de la formation B3 verticalisée.
La cartographie montre une concentration de ces déformations dans une zone bien définie (Fig.75). Les
données microtectoniques au niveau de ces structures sont peu abondantes et cela en raison d'une lithologie peu
favorable au développement de microstructures. On retiendra cependant la présence quasi-permanente des petites failles
synsédimentaires, et également parfois de fentes d'extension à remplissage de quartz au Sud de Nahantsi.
Ces faits de terrain sont comparables à ceux qui ont été observés par divers auteurs (GUIRAUD,1983 ;
LAVILLE, 1985) dans des contextes similaires, c'est à dire dans des bassins sédimentaires intracontinentaux sur
décrochement. Dans le cas présent, le peu de données microtectoniques disponibles ne permet pas d'élaborer un modèle
précis comme l'on fait ces auteurs. Cependant, il est possible de cerner le type de modèle pouvant s'appliquer à la
faille de TeiL
La faille de TeH est caractérisée par des zones hautes marquées par des pointements de socle et des creux qui
sont le siège d'une subsidence active. Ces deux types de structures sont très localisés. On constate que c'est au niveau
de Pero Hills que le tracé de la faille principale de Teli disparaît. Son prolongement au-delà du Bryel n'est pas visible.
En revanche, l'extrémité nord-ouest de Pero Hills est tronquée et décalée par une faille de direction N30E. Ce dispositif
présente des analogies avec les modèles de relais compressifs le long de décrochements (XIAOHAN,1983;
LAVILLE,1985). Dans le cas présent, un modèle simple ne suffit pas pour expliquer la disposition d'ensemble. En
effet, si la zone de concentration de la contrainte crI responsable du plissement est bien définie (Fig.75), la position

---

- 131 -
des extrémités du décrochement n'est en revanche déterminée que pour un seul segment de la faille, le deuxième étant
tout à fait hypothétique.
Les zones hautes marquées par les rides de socle (N ahantsi, Gumeli) alternant avec des petits bassins en
compression ont une disposition d'ensemble en échelon. Elles sont décalées dans le sens sénestre par des accidents de
direction N ISE. Enfin, l'existence localement de venues volcaniques interstratifiées dans les grès de Bima atteste de
distensions localisées.
Le dispositif incluant l'anticlinal de Bima Hill peut s'interpréter par un décrochement sénestre
synsédimentaire. La forme losangique de la zone déformée par les plis peut correspondre à un petit bassin situé en
position de relais compressif. On retiendra également la forme des replis à l'intérieur de la structure correspondant à un
entraînement le long d'un décrochement sénestre. La structure anticlinale de Bima Hill, qui est nettement
dissymétrique, montre un flanc sud très réduit alors que dans le flanc nord la série dépasse les 2000m d'épaisseur. On
retrouve ici le même dispositif qu'à l'Est, à Nahantsi, mais à une autre échelle. La terminaison périclinale méridionale
de l'anticlinal plonge d'environ 15° vers le Sud et vient buter contre la boutonnière de socle de Zambuk située à
l'Ouest. Par conséquent, il est possible que cet anticlinal se soit formé très tôt, c'est-à-dire au cours de l'Albien par le
jeu d'un décrochement, celui de Teli, accentué au cours de la phase tardive fini-crétacée.
6.1.3. Les autres structures liées à la formation du bassin
La faille de Gombé
D'autres failles importantes ont joué un rôle dans la structuration précoce du bassin de Haute Bénoué. 11
s'agit en particulier de la faille de Gombé, dont la direction N30E diffère sensiblement de la direction générale NE-SW
(Fig. 77).
Près de la ville de Gombé, deux rides topographiques émergeant au sein du bassin crétacé sont constituées
par des roches granitiques. La colline située à l'Ouest, allongée selon une direction N30E, est formée par une zone de
faille. Au sein de cette zone on peut reconnaître deux types de déformations: le granite présente une nette orientation
ainsi qu'un réseau de fractures postérieures.
Une linéation d'étirement horizontale est marquée par les grains de quartz étirés et par quelques rares micas.
L'examen microscopique de ces roches montre une fabrique très orientée. Les quartz engrenés sont allongés, ce qui
indique une déformation plastique non négligeable. De l'analyse des axes C du quartz on retiendra les points suivants
(Fig. 78) :
- la fabrique résulte d'un mécanisme en cisaillement avec une composante en aplatissement non négligeable,
qui se traduit par le dédoublement des guirlandes;
-le maximum proche du centre indique un mécanisme de glissement basal pour les axes C du quartz ;
- la position des deux guirlandes en cisaillement, c'est-à-dire comprenant les axes C subhorizontaux, indique
une composante sénestre;
- enfin le grand étalement des mesures (guirlande évasée par comparaison à celles qui ont été obtenues sur la
faille de Kaltungo) indique que le cisaillement s'est produit dans des conditions thermiques moins sévères qu'à
Kaltungo.
On notera également l'existence de petites bandes de cataclasites postérieures à la foliation.

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- 132-
......._ _1...
9cm
Figure 79
Failles synsédimentaires dans les grès de Bima (nord de Gombe Hill)
Synsedimentary faults in the Bima sandstone (North of Gombe Hill)
E
w
o
20 cm
'-------J
Figure8ü
Faille normale synsédimentaire dans les grès de Gombé
Synsedimentary normal fault in the Gombe Sandstone
w
E
o
20 cm
L - . . - J
Figure 81
Faille inverse synsédimentaire dans les grès de Gombé (est de Gombé)
Synsedimentary reversefault in the Gombe Sandstone (East of Gombe)

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- 133 -
Sur le versant nord de la colline de Gombé, les grès de Bima reposent en discordance sur le socle granitique
faillé par l'intermédiaire d'un petit niveau de base conglomératique silicifié. Une partie de la colline est recouverte par
une mince couche gréseuse plongeant de 30· vers le Nord et localement intensément fracturée. Cette fracturation relève
de deux épisodes distincts, l'un précoce, est responsable d'un réseau de failles 'anté-lithification', le second ayant
produit des structures cassantes est attribué à la phase de compression fini crétacée.
Un réseau relativement ordonné est constitué par des petites failles présentant toutes les caractéristiques de
structures formées dans un matériel encore mal consolidé. Ces failles normales, de taille décimétrique à métrique,
forment des horsts et grabens (Pl.V,8). Leur extension horizontale est limitée et leur rejet varie rapidement (Fig.79).
Elles sont également localisées à certains niveaux. L'analyse montre qu'elles sont compatibles avec un tenseur
distensif avec un en vertical lorsque les couches sont ramenées à l'horizontale. Leur origine synsédimentaire à
anté-diagénétique et anté-basculement est donc très probable. Elles semblent résulter en fait de rejeux de la faille de
Gombé au cours de l'Albien. En effet, les grès affectés sont attribuables au terme supérieur de la formation de Bima
dont l'âge est albien supérieur à cénomanien.
Le jeu principal de la faille de Gombé s'est donc produit avant l'Albien supérieur. Il n'est donc pas
improbable que cejeu ait pu se produire au cours de l'Aptien supérieur-Albien inférieur. Au Nord-Ouest de Gombé, la
géophysique révèle un approfondissement rapide et important pouvant correspondre en partie au moins à la formation
d'un sous-bassin identique à ceux mis en évidence le long de la faille de Kaltungo. On remarquera par ailleurs que le
jeu sénestre du jeu principal de la faille de Gombé est à priori incompatible avec un jeu tardi-panafricain mais en
accord avec les premiers mouvements mésozoïques mis en évidence à Kaltungo (MAURIN et al., 1986).
Autres indices de mouvements anté-maastrichtiens
Des traces de mouvements d'origine tectonique existent au sein de la formation de Gombé, d'âge
maastrichtien. Ce sont des failles, pour la plupart normales, localisées près d'un accident de direction N20E situé 10
km à l'Est de Gombé. L'origine synsédimentaire de ces failles est attestée par leur disparition progressive vers le haut
de la série (Fig.80). Une faille associée, à jeu inverse, montre des crochons très accentués indiquant que le matériel
possédait encore une certaine plasticité (Fig. 81).
D'autres exemples de déformations précoces existent un peu partout en Haute Bénoué et en particulier dans
la région de Ganjuwa, située sur la bordure méridionale du plateau de Kerri-Kerri. Les grès de Bima sont ici fortement
redressés et laminés par un accident subméridien dont le jeu est essentiellement fini-crétacé. Le matériel affecté est
constitué par des grès de granulométrie variée, qui présentent une fine stratification. Celle-ci souligne parfaitement les
déplacements le long de petites failles normales qui présentent ici aussi les caractéristiques d'une déformation dans un
matériel encore incomplètement consolidé. Les plans de faille sont soulignés par le réalignement de grains et aucune
réduction notable de grain n'est observée à ce niveau. Certains niveaux affectés sont parfois étirés le long du plan de
faille (Pl.V,7).

---

- 134 -
N
IIIJ]]'
t
KERR/-KERRI JORM.
c====J GOMBE SANosrONE
~ PINO/GA JORM.
(.:.>· ..··.·....:::1 YOLDE + BIMA FDRAf.
[:±] BASEMENT
ix:Xx)! CfWSHED ZONE
/'V'" MAJOR FAUL T
5 km
Figure 77
Carte géologique de la région de Gombé d'après CARTER el al. (1963) modifiée par BENKHELIL el al., (1986)
Geological map ofGombe area after CARTER et al. (1963) mndified by BENKHEUL el a/., (1986)
L
N
240
s
Figure 78
Orientations préférentielles des axes C du quartz dans les mylonites de la faille de Gombé (Plan xz, projection de
Schmidt, hémisphère inférieur, 240 mesures)
Quartz lauice preferred orientalion in lhe Gombe myloniles (XZ section, Schmidl slereonel, lower hemisphere,
240 C-axes measured)
N - Nord, S =Foliation,
L =Linéation d'étirement: contours; 1,2,4,8 pour 1% de surface

---

- 135 -
6.1.4. Le magmatisme crétacé
L'activité magmatique crétacée de Haute Bénoué est relativement discrète. CARTER et al. (1963) ont décrit
pour la première fois des roches volcaniques qu'ils ont attribuées au Crétacé car elles étaient interstrafiées dans les
formations sédimentaires. Cependant, étant donné la petite taille des affleurements, aucune carte ne situe ces venues
magmatiques.
Un affleurement de quelques mètres carrés, situé au pied de Bima Hills, est constitué par des basaltes
porphyriques à phénocristaux de labrador et de sanidine très altérés par une paragenèse hydrothermale comprenant
essentiellement du quartz et de la calcite. Ces basaltes sont parcourus par un réseau de petites failles inverses très
plates correspondant à un tenseur 0'1 =160.04 ; 0'2=250.06 ; 0'3=034.82 identique à celui de la compression
fini-crétacée. D'autre part, les roches volcaniques d'âge tertiaire n'étant jamais affectées par les fractures avec
déplacement qui caractérisent la phase tectonique fini-crétacée: l'âge de ces basaltes est donc crétacé. Par ailleurs, un
âge absolu de 103±5MA (KlAr) a été obtenu sur ces roches (POPOFF et al., 1982) ce qui confirme leur appartenance
au Crétacé.
Dans la région de Gwol-Gwanjara, sur la Gongola, des basaltes identiques forment des coulées plus
importantes, qui n'atteignent pas toutefois les 400m estimés à cet endroit par POPOFF et al. (1982). Il s'agit en
réalité d'un ensemble volcano-sédimentaire avec des grès silicifiés à la base surmontés par des coulées de basaltes, des
tufs et des brèches, avec parfois des intercalations de grès appartenant à la formation de Bima (B 1).
La position structurale des coulées de la région de Gwol-Gwanjara est remarquable, car celles-ci se situent
sur le prolongement de la faille de Kaltungo. Cette dernière se poursuit en direction du Nord-Est, séparant un horst de
socle (horst de Gwol-Gubrunde) d'une bande de terrains sédimentaires comprenant tous les termes de la série jusqu'à la
formation marine de Pindiga (Fig. 74). Le long de cet accident, des roches volcaniques constituées principalement des
tufs, des cinérites et des laves, reposent sur des arkoses et des grès conglomératiques près de Gubrunde. Dans la rivière
Divana, on retrouve des faciès volcano- sédimentaires comprenant des tufs et des ignimbrites.
Le complexe volcanique de Burashika est la manifestation magmatique mésozoïque la plus importante de
Haute Bénoué. Il est entièrement situé dans le socle, mais très près de la bordure du bassin (Fig. 67). Il occupe une
position structurale importante car il se situe, tout comme le volcanisme de Gwol-Gwanjara, dans le prolongement
d'un accident majeur de direction N50E. Cet ensemble, mieux connu sous le nom de Burashika Group (CARTER et
al., 1963), comprend essentiellement des rhyolites, des andésites et quelques coulées basaltiques. Le massif, de forme
allongée, s'étire sur environ 8 km selon une direction N50E. Un réseau filonien, constitué par des rhyolites, se
développe autour du massif principal. Les filons se regroupent selon deux directions majeures qui sont N50E et N-S.
Un âge de 147MA ± 7MA (KI Ar) a été obtenu sur des basaltes (POPOFF et al., 1982), qui seraient donc
contemporains des demièrs complexes alcalins du Plateau de Jos. Cependant, on peut aussi considérer que cette activité
est plutôt liée aux premières manifestations tectoniques à l'origine du bassin de la Bénoué.
D'un point de vue chimique, peu d'analyses sont actuellement disponibles sur ces roches. POPOFF et al.
(1982) sur la base de dix analyses, attribuent un caractère transitionnel aux basaltes de Bima Hill et de GwoI.
L'analyse de quelques échantillons de filons rhyolitiques (annexe B) montre dans un échantillon de l'aegyrine
normative lui conférant un caractère alcalin.

---

- 136-
6.2. LA PHASE DE COMPRESSION FINI-CRETACEE
L'essentiel des structures qui affectent la couverture sédimentaire crétacée de Haute Bénoué est attribuable à
une phase de compression qui s'est produit à la fin du Crétacé. Aucune discordance d'importance régionale ne permet de
définir un événement compressif antérieur, comme cela a été suggéré (CARTER et al., 1963) sur la base d'une légère
discordance cartographique décelée entre les formations de Pindiga et de Gombé. Seules des déformations localisées au
niveau de failles d'importance régionale ont pu se produire pendant la phase de comblement du bassin.
L'ensemble de la Haute Bénoué a été affecté à des degrés divers par des déformations plicatives et cassantes,
les deux pouvant être combinées. Le style du plissement est conditionné par deux facteurs principaux qui sont d'une
part l'épaisseur de la série affectée et d'autre part la nature lithologique de celle-ci. On peut distinguer en gros deux
domaines où le plissement présente des intensités et des styles différents:
- un domaine à plissement de couverture peu épaisse, avec une prédominance des plis flexures
dissymétriques controlés par les failles de socle. Il se situe à l'Est d'un méridien passant par l'extrémité des Jarawa
Hills et de Bogoi Hills (Fig. 67). Il comprend les domaines de Dadiya-Lau, de Pindiga-Gombé et les deux branches de
Yola et de la Gongola;
- un domaine à plissement concentrique de couverture épaisse donnant un faisceau de plis parallèles.
L'influence des accidents de socle n'est plus ressentie. Ce domaine se situe entre les Jarawa Hills et la région de
Bashar.
6.2.1. Plissement dans les zones à couverture peu épaisse
La couverture est le plus souvent constituée par les grès de Bima. La structure la plus spectaculaire est
l'anticlinal de Lamurde (Pl. VIII). Il s'agit structure longue d'une soixantaine de kilomètres, s'étirant depuis le plateau
de Longudajusqu'à la faille de Filiya. Le pli s'allonge selon une direction N70E. Il est légèrement dissymétrique, avec
un flanc nord plus accentué avec des pendages atteignant 60· (Fig. 82). L'anticlinal montre en son milieu un
étranglement résultant d'une torsion selon une direction N140E. Cette direction est celle de la faille de Filiya ,qui
coupe et désorganise l'extrémité sud ouest de l'anticlinal (Pl. VIII). Les flancs de l'anticlinal sont partiellement
rectilignes reflétant ici encore l'influence des failles de socle, dont le prolongement est visible au-delà du plateau de
Longuda.
Le synclinal de Dadiya est une grande structure simple, située au Nord l'anticlinal de Lamurde. Il est
constitué par les séries marines du Turonien et du Sénonien. Le flanc nord de cette structure est relativement peu penté
et se raccorde aux structures de la faille de Kaltungo.
Sur les bordures du bassin, la couverture sédimentaire est généralement pelliculaire et le style du plissement
est controlé par les accidents de direction N50E. Au droit de ces accidents se forment des plis flexures plus ou moins
accentués. On observe en effet entre Kombo et Gwol tous les intermédiaires depuis la simple ondulation jusqu'à la
faille exprimée (Fig. 83 et 84). Cependant, les plis ne se forment pas systématiquement au droit des failles: certains
peuvent être indépendants; il s'agit alors de plis droits ouverts, de faible longueur d'onde (Pl.V,I).
Autour des grandes structures de Lamurde et de Dadiya s'articulent des plis de moindre importance.
L'anticlinal des Bwomian Hills est une structure anticlinale courte, en forme de boutonnière (Pl. VIII), déjetée vers le
Nord et également controlée par des failles de socle. Ces dernières appartiennent au faisceau de failles de direction
N50E qui limitent la partie méridionale du môle de Kaltungo. Au Nord des Bwomian Hills, de nombreux plis de

---

MOLE DE KALTUNGO
SYNCLINAL
ANTICLINAL
N
DE DADIYA
DE LAMURDE
m
Kaltungo
8urak Hills
8ambuka Hills
1 1
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T~lJ
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'7
Figure 82
Coupe interprétative à travers la boutonnière de Kaltungo et l'anticlinal de Lamurde d'après BENKHELIL et aL. (1986)
(localisation de la coupe sur la figure 67)
Interpretative section across the KaLtuf/go InLier and the Lamurde Antidine afier BENKIIELIL et aL. (1986)
1 : Microgranite et rhyolite; 2 : Granite alcalin; 3 : Granite à deux micas; 4 : Granite porphyroïde; 5 : Orthogneiss ; 6
: Socle indifférencié; 7 : Zone broyée incluant des mylonites. des cataclasites et des brèches; 8 : Formation de Yoldé ; 9 :
Bima supérieur (B3) ; 10 : Bima moyen (B2) ; Il : Bima inférieur (B 1) ; 12 : Basalte tertiaire; 13: Trachyte tertiaire

---

- 138-
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+
+
+
+
Figure 83
Schémas d'évolution des flexures le long des failles de direction N50E
Les différenl~ stades existent dans la région de Kombo
Evolutive sketches of a flexure along N50E trendingfaults
The variou.~ stages arefound in the Komho area
quelques kilomètres de long montrent fréquemment des virgations d'axe résultant d'un jeu décrochant contemporain du
.
plissement.
Au Sud-Ouest de Kaltungo, une structure anticlinoriale de direction N50E est centrée sur les Jarawa Hills.
C'est une structure importante de près de 50 km de long, large d'environ 20 km, légèrement coffrée avec un flanc sud
vertical et faillé. L'extrémité sud ouest est compliquée par de nombreux replis relativement symétriques avec une nette
disposition en échelon. Cette extrémité est par ailleurs, située dans le prolongement d'une zone de direction N30E
englobant les structures en échelon de la région de Futuk (Fig. 85). Cette zone correspond, d'après l'arrangement des
plis, à un décrochement sénestre sous-jacent.
Au Sud de la Bénoué, les plis présentent les mêmes caractéristiq ues, c'est-à-dire une dissymétrie très
prononcée, mais avec ici un contrôle par des failles E-W et une vergence qui peut être vers le Sud. On distingue
d'Ouest en Est les structures suivantes:
- l'anticlinal de BogoÏ Hills,
- l'anticlinal de Pasam Hill,
- l'anticlinal de Libari,
- l'anticlinal de Bagale.

---

N
S
Pi
N
,
S
+
Pi
Dln -t
N
1
-+
+
....
<.;)
-t
-t
\\0
011
t
,
HW
.
HW
HW
SE
~1
Figure 84
~
Jf:?4
Coupes sériées le long de la faille de Gwol-Gubrunde (prolongement de la
HW
~2
/0'
~
5
faille de Kaltungo) montrant les relations entre le socle et le sédimentaire
~
E::J
Seriai cross sections along the Gwol-Gubrundefault (extension of the
t
3
'6
Kaltungofault zone)
SE
1 ; Grès moyen à grossier; 2 : Grès conglomératique (formation de Bima); 3 :
Granite; 4 : Fracturation intense; 5 : Faille; 6: Cisaillement; Y : Yolde ;
014-2
Pi : Pindiga (localisation des coupes sur la figure 74)
o
20m
t
l
,

---

- 140 -
•
•
K E
KER R 1
•
•
•
•
•
o
10km
,
,
. .----.. anticlin~l e
~ synclinal
~
décl"oche'l'lent
- ~_zone de ci~aille!"ent senestre
Figure 85
Disposition en échelon des plis de la bordure ouest du bassin de Haute Bénoué dans une couverture épaisse
"En échelon" arrangement offolds along l/ie WeSlern edge oflhe Upper Benue basin in a thick cover

---

- 141 -
L'anticlinal de BogoÏ Hills est un pli coffré affectant les grès de Bima et situé à l'extrémité occidentale du
faisceau E-W de la branche de Yola. Il est limité vers l'Ouest par le faisceau plissé de direction N5üE qui occupe la
partie axiale du bassin.
La structure de Pasam Hill est un pli en genou dont le flanc sud est verticalisé et sans doute contrôlé par une
faille de socle E-W, qui se prolonge jusqu'à Bogoi Hills (PI. VIII).
Dans la branche de Yola elle-même, le style des plis est toujours fortement influencé par les structures du
socle. C'est le cas de l'anticlinal de Libari (Fig. 86), qui est très fortement dissymétrique et tronqué à l'Est par une
faille de direction NI3üE. Les formations de Bima, de Yoldé et de Pindiga sont impliquées dans le plissement. Le
flanc nord du pli est verticalisé et intensément affecté par un réseau de petites failles inverses à faible rejet (Fig. 87).
Dans l'évolution de ces plis flexures vers des plis failles, il s'agit ici du stade naissant de la rupture du flanc redressé.
Le flanc sud faiblement plongeant est, en revanche, affecté par un réseau de grandes failles subverticales de direction
méridienne. Les miroirs de ces failles montrent au moins deux générations de stries dont la plus ancienne correspond à
un mouvement décrochant sénestre en bon accord avec la direction de raccourcissement N155E résultant de la phase de
compression.
LEGENDE
0
7
- = 0
8
g,'j;,J
2
,or
9
10
0,
3
--- 11
~ 4
12
13
B 5
14
15
1+ +1
6
16
Figure 86
Géologie de la région de Libari
Ge%gy ofLibari area
1 : Quaternaire; 2: Volcanisme tertiaire; 3 : Appareil volcanique; 4: Formations de Pindiga-Yoldé ; 5 : Formation de
Bima (B3 et B2) ; 6 : Socle précambrien; 7 : Limite géologique; 8 : Trace de banc; 9 : Direction et pendage des
couches; 10 : Faille normale; Il : Décrochement; 12 : Faille à jeu indéterminé; 13 : Cataclasite; 14 : Fossile; 15 :
Direction du raccourcissement Z fini-crétacé; 16: Direction de l'allongement X de la distension tertiaire

---

- 142-
6.2.2. Plissement dans une zone à couverture épaisse (région de Zurak- Bashar)
Au Sud-Ouest de l'anticlinal de Lamurde le style est concentrique. La série sédimentaire qui comprend les
grès de Muri (équivalent des grès de Bima) est essentiellement constituée par la formation de Yoldé qui connaît dans
cette région un développement particulier. Le caractère alternant et à dominante argileuse favorise ici la formation de
plis concentriques. La longueur d'onde des plis est de quelques centaines, voire quelques dizaines de mètres. Les plis, la
plupart du temps symétriques, forment un important faisceau que l'on peut suivre depuis la rivière Pai jusqu'en
Moyenne Bénoué. Les pendages subverticaux ne sont pas rares, ainsi que les microstructures liées à ce type de
plissement. Dans les flancs très redressés, les surfaces de banc portent fréquemment les traces de glissement couche à
couche. Les interlits argileux sont affectés par des plis d'entrainement alors que les bancs de grès sont fréquemment
parcourus par un réseau de fentes d'extension remplies de quartz (Fig. 88).
6.2.3. La fracturation liée à la compression fini-crétacée
La fracturation liée à la compression fini-crétacée est bien marquée en Haute Bénoué et se différencie
nettement des structures faillées antérieures. Les fractures sont particulièrement bien exprimées dans les grès de Bima
où elles forment des réseaux conjugués bien ordonnés ou, au passage de failles importantes, des zones intensément
broyées (Pl. VA).
L'expression topographique de ces failles dans les grès de Bima est souvent remarquable (Pl.V,2). L'une de
leurs caractéristiques constante correspond à leur structure interne qui montre une bande blanchâtre pouvant atteindre
plusieurs centimètres, constituée par un matériel finement broyé dans lequel la structure originelle du grès a été
complètement effacée. Des plans de discontinuité bordent ou parcourent cette zone broyée. En lame mince, la zone
broyée se distingue de l'encaissant par une nette réduction de grain (Pl. V,6). Le contact entre les parties cataclasée et
non déformée de la roche peut être marqué par une discontinuité qui est un plan de fracture strié.
Le sens de déplacement le long de ces failles peut-être déterminé de diverses manières. Les critères définis en
particulier par PETIT et al., (1983) dans les grès ne peuvent pas être appliqués ici car les miroirs de faille sont très
souvent parfaitement lisses. D'autres critères très fiables et faciles d'utilisation ont donc été utilisés. Les failles, vues
en plan, présentent la plupart du temps des renflements lenticulaires dont l'importance est fonction de la taille de la
fracture (PI.V,5). La structure interne de ces lentilles montre une orientation très nette due à l'existence de plans de
discontinuité. Ces discontinuités correspondent aux surfaces 'S' définies dans un cisaillement, c'est à dire qu'elles
matérialisent le plan d'aplatissement. Selon l'orientation de ces surfaces 'S' par rapport au plan de faille le sens de
déplacement est facilement déterminable. A titre de vérification, plusieurs failles montrant des sens de déplacement
opposés et présentant d'autres critères (stries, 'riedel' à 15°, décalage de niveau repère) ont été étudiées. TI s'avère que les
résultats obtenus sont très cohérents. De plus, ce critère est non seulement facile d'utilisation, mais il paraît être le
moins ambigu de tous les critères utilisés.
La fracturation propre à la couverture et résultant de la compression comprend des failles dont l'extension est
toujours très limitée, dépassant rarement un à deux kilomètres. Les failles importantes qui affectent la couverture
crétacée correspondent au rejeu des fractures anciennes du socle sous-jacent. On remarquera que ces failles ne sont bien
exprimées dans la série sédimentaire que lorsque celle-ci ne dépasse pas quelques centaines de mètres d'épaisseur.

---

- 143 -
l~~II~~~~...réseau anastomosé de petites
~
failles inverses
Figure 87
Pli-flexure sur faille montrant les déformaùons cassantes le long du flanc verticalisé
Flexure on aJault showing the brittle deJormations along the verticallimb
de glissement banc sur banc
fentes d'extension
remplies de quartz
Figure 88
Microstructures associées au plissement concentrique dans la région de Zurak
Microstructures associated to the concentric Jolding in Zurak area

---

- 144-
La fracturation est généralement bien développée dans et aux abords des grandes failles. C'est le cas de la
faille de Kaltungo qui a été réactivée au cours de la compression fini-crétacée. Elle forme dans la couverture une zone
large et généralement en relief. Compte tenu de sa direction N5üE, perpendiculaire à la direction de la compression,
cette faille a rejoué essentiellement en faille inverse. En fait étant donné son pendage vertical dans le socle, elle induit
dans les grès sus-jacents une zone broyée où dominent des failles très plates combinées à des fractures sub-verticales
(PI. VA). Dans la région de Gwol-Gubrunde, le prolongement de cette faille met au contact la couverture et le socle.
Ce contact est toujours marqué par une intense fracturation et parfois par un redressement des strates à la verticale
(Fig. 84).
Au Sud-Ouest du môle de Kaltungo, la faille se résout en un réseau anastomosé et sa direction s'infléchit
vers le SSW. Au niveau du col de Senge, la faille recoupe l'extrémité de l'anticlinal de Lamurde (Fig.85). Son jeu
devient alors franchement décrochant et des plis à flancs subverticaux, et à faible longueur d'onde, sont alors associés
(Fig. 89). Ces plis, qui n'existent que dans le compartiment ouest, sont contemporains du décrochement.
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2Km
1
1
Figure 89
Plis associés au décrochement senestre de la région de Senge
Folds associated with the sinistral strike slip fault ofSenge area
Les déformations cassantes sont intenses le long de la faille de Ganjuwa, en particulier au Nord de ce village
(Fig. 90). Les couches sont redressées et leur structure interne est presque entièrement masquée par l'intense broyage
qui affecte les grès (Fig. 91). Le réseau comprend des fractures à pendage varié, mais dont les directions restent dans

---

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Figure 90
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VI
Carte des éléments structuraux dans le Crétacé et
le Tertiaire de la région de Ganjuwa
Map of the structural elements in the Cretaceous
and the Tertiary of the Ganjuwa area
~ Trace de la stratification
fi30 Direction et
pendap,e des couches
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---

- 146 -
l'ensemble assez homogènes. Des failles plates de plusieurs mètres (pl. V,3), qui découpent les couches verticalisées,
sont les déformations les plus remarquables.
L'intensité de la cataclase décroît très vite lorsque l'on s'éloigne de la faille majeure. Les couches deviennent
très vite horizontales ou faiblement monoclinales, mais sont encore affectées par un réseau ordonné de décrochements
conjugués. Ceux-ci sont généralement d'extension kilométrique et forment des zones de quelques mètres de largeur.
L'un de ces décrochements est observable à la sortie ouest du village de Ganjuwa. Il est constitué d'une zone
principale formée par un réseau serré de plans délimitant des lentilles de cisaillement (Fig. 92).
Vers le Sud, les deux accidents méridien et subméridien se rejoignent et l'on assiste à une diminution de la
cataclase. Le passage de cet accident ne détermine plus dans les grès qu'une flexure, certes très marquée mais
n'entrainant aucune cataclase importante.
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Figure 91
Coupe de la zone faillée située au Nord de Ganjuwa (Gw12)
Cross section ofthefault zone located North ofGanjuwa (Gw12)
Dr : Discordance de ravinement
6.2.4. Géométrie, répartition des structures et distribution des contraintes liées à la
compression fini-crétacée
Si l'on excepte les structures d'entrainement liées au jeu précoce des accidents de direction N5üE, l'ensemble
des plis de Haute Bénoué résultent d'une phase tectonique de compression horizontale dont nous définissons ci-dessous
les caractéristiques.
Dans la région de Zurak, les plis ont une direction constante (N6üE) et une disposition assez régulière.
L'influence des structures du socle est très atténuée. La zone de cisaillement sénestre N2üE qui passe par Futuk et par
l'extrémité sud ouest des Jarawa Hills s'amortit dans ce secteur.
Autour de la boutonnière de Kaltungo, les plis forment un faisceau de direction N5üE. Les axes de pli
fortement influencés par les structures sous-jacentes montrent des inflexions fréquentes. En se déplaçant vers le
Sud-Est à partir de l'axe de Kaltungo, on assiste à une rotation horaire progressive des axes qui atteignent des
directions franchement E-W sur la bordure méridionale du bassin. Dans la branche de Yola , on notera que la direction

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- 147 -
N
o pole de décrochement senestre
•
pole de décrochement dextre
Figure 92
Décrochement sénestre situé à la sortie ouest de Ganjuwa, montrant les fractures conjuguées et les lentilles de cisaillement
Sinis/ral strike slipfaultlocated West ofCanjuwa showing the conjugatefractures and the shear lenses

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- 148 -
générale E-W n'est en fait qu'apparente en ce qui concerne les axes de plis: les axes tournent en réalité autour de la
direction N70E.
Au Nord de l'axe de Kaltungo, et dans la branche de la Gongola, les axes de plis se redressent jusqu'à une
direction N40E mais vers le Nord, les axes de plis peuvent être de direction très variable. On remarquera que la
détermination de la direction des axes est relativement imprécise compte tenu de la rareté des pendages et de leur faible
valeur.
La disposition en échelon de certains plis courts s'observe surtout au Nord-Ouest de l'axe de Kaltungo. Dans
cette zone, la série sédimentaire est en effet épaisse et à dominante argileuse. Les structures cassantes sont peu
fréquentes. Les plis montrent clairement un arrangement selon une direction N20E, qui est celle de la branche de la
Gongola. Ces plis se sont par conséquent formés par entrainement le long d'une zone de décrochement sénestre située
en profondeur, probablement dans le socle.
Les structures plicatives et cassantes résultent de mouvements d'origine tectonique dont nous avons cherché
à déterminer les axes de contrainte. Afin d'éviter les problèmes liés aux déviations de contrainte aux abords des
structures guidées par le soubassement, les axes de contrainte ont été déterminés à partir de la fracturation, le plus
souvent dans les secteurs les moins déformés. La méthode dévoloppée par ETCHECOPAR (1984) a été utilisée. Les
résultats obtenus ont été reportés sur une carte synthétique (Fig.93). L'analyse des microstructures cassantes dans le
Crétacé a révélé l'existence de deux tenseurs de nature différente. Le plus fréquent est un tenseur compressif
responsable de la formation de fractures à jeu inverse et/ou décrochant. Pour chaque station, ce tenseur est, dans la
plupart des cas, unique et les mesures rejetées par le programme de calcul, c'est à dire incompatibles avec le tenseur
obtenu, ne correspondent pas à un second tenseur. On peut considérer que ce résidu est attribuable d'abord aux erreurs
de mesure et surtout aux mesures dont le sens de mouvement a pu être mal apprécié en l'absence de critères appropriés
pour sa détermination.
La direction moyenne de la contrainte maximum crI est Nl55E pour l'ensemble de la Haute Bénoué. Des
déviations d'environ 20° ont été obtenues pour certaines stations situées aux abords de structures importantes. Ce sont
généralement les grandes failles axiales qui induisent les plus fortes déviations. La station de Kwaya Terra, par
exemple, située sur le prolongement de la faille de Teli, montre une direction N 135E perpendiculaire à celle de la
faille.
Le rapport R défini par cr2-cr3/crl-cr3 est souvent proche de zéro, indiquant une inversion possible des axes c(.
et cr3 qui sont alors très proches.
Un deuxième tenseur correspond à un épisode distensif postérieur aux structures compressives fini- crétacées
(cf § 6.3.1.).

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Répartition des contraintes liées aux différent" épisodes tectoniques post-hercyniens
Distribution of the stresses related 10 the various Post-Ilercynian tectonics events
} : Volcanisme tertiaire; 2 : Sédimentaire tertiaire et quaternaire; 3: Sédimentaire crétacé; 4: Socle précambrien;
5:Direction de cr} pour la phase fini-crétacée: 6: Direction de cr3 pour la phase intra-crétacé supérieur; 7: Direction de cr}
pour la phase tertiaire; 8: Direction de cr} pour la phase du Crétacé inférieur

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- 150 -
Planche V
1. - Synclinal perché dans les grès de Bima (Localisation: Nord de Kombo)
Perched syncline in the Rima Sandstone (Location: North ofKombo)
2. - Cisaillements dans les couches subhorizontales des grès de Bima. La réduction de grain
due à la cataclase et les circulations d'eau ont rendu ces bandes de cisaillements très
résistantes à l'érosion (Localisation: région de Kombo)
Shears in subhorizontal strata of the Rima Sandstone. The grain reduction and water
circulation made these shear bands resistant to weathering (Location: Kombo area)
3. - Miroir de faille plat dans une zone de cisaillement affectant des grès (Localisation: Nord de
Ganjuwa)
Horizontalfault plane in a shear zone within sandstones (Location: North ofGanjuwa)
4. - Grès de Bima broyés par la faille de Kaltungo (Localisation: Kamo Hill)
Rima Sandstone crushed by the Kaltungo fault (Location: Kamo Hill)
5. - Détail de lentilles de cisaillement dans des grès. Noter la succession des renflements
Detail of the shear lenses in sandstones. Note the successive thickenings
6. - Lame mince à travers une bande de cataclasite dans des grès montrant la réduction de grain
Thin section across a cataclasite band in the sandstones showing the grain reduction
7. - Petites failles normales dans des grès. Etirement et réalignement des grains des niveaux
blancs le long des plans de failles (Localisation: Ganjuwa)
Small scale normal faults in sandstones. Stretching and realignment of the grains of the
white layers along thefault planes (Location: Ganjuwa)
8. - Réseau de petites failles antérieures à la lithification fonnant un système ordonné de horsts
et grabens dans les grès de Bima (Localisation: Gombe Hill)
Set of small pre-lithification faults forming an organized system of horsts and grabens in
the Rima Sandstones (Location: Gombe Hill)

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Planche V

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Planche VI

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- 153 -
Planche VI
1. - Carte géologique du horst de Kaltungo et des environs (extrait de la carte géologique à
1: 100 000 en annexe). En rou&e et rose, le socle précambrien recoupé par la faille de
Kaltungo: en vert, les grès de Bima et la formation de Yolde : en bleu la fonnation marine
de Pindiga ; ses équivalents différenciés dans le synclinal de Dadiya occupe l'extrémité sud
de la carte: en marron, la fonnation de Gombe
Geologieal map of the Kaltungo Inlier and surroundings (extraetfrom the geologieal map at
1:100,000 of the annex volume). Red and pinkfor the Preeambrian basement cross eut by
the Kaltungo fault: green for the Rima Sandstone and Yolde Formations: bluefor the
marine Pindiga Formation,. its differentiated equivalents in the Dadiya syncline oeeupy the
southern part of the map: brown for the Gombe Formation
2. - Neck phonolitique tertiaire (Tangale Peak) perçant les grès de Bima
Tertiary phonolitie plug (Tangale Peak) piercing through the Rima Sandstones
3. - Vue du flanc nord de l'anticlinal de Lamurde avec neck volcanique sur la droite (région de
Filiya)
View of the northernflank of the Lamurde Antieline with voleanie plug on the right (Filiya
area)
4. - Couches tertiaires redressées le long de la bordure ouest du bassin de Kerri-Kerri (région
de Dukku)
High dipping Tertiary strata along theWestern border of the Kerri-Kerri basin (Dukku area)
5. - Pris mation dans le cœur d'un neck basaltique tertiaire (région de Yola)
Columnar jOl'nting in the core ofa Tertiary voleanie plug (Yola area)

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PLATEAU DE KERRI-KERRI
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Figure 94
Coupe interprétative à travers le plateau de Kerri-Kerri et la faille de Gombé d'après BENKHELIL et al. (1986)
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(localisation de la coupe sur la figure 67)
Interpretative section across the Kerri-Kerri Plateau and the Gombefault after BENKIIEUL et al. (1986) (location of
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the section in fig ure 67)
1 : Formation de Kerri-Kerri ; 2 : Formation de Gombé ; 3 : Crétacé supérieur indifférencié; 4 : Grès de Bima (B3); 5 :
Détritique grossier (Bima) ; 6 : Socle précambrien

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- 155 -
6.3. LA TECTONIQUE POST -CRET ACEE
Après le plissement généralisé de la fin du Crétacé, la Haute Bénoué émerge, repoussant vers le Nord-Ouest
le dépocenlTe. Une dépression se forme au Tertiaire inférieur à l'Ouest de la faille de Gombé (Fig. 94) jouant le même
rôle que le bassin d'An ambra par rapport au domaine d'Abakaliki. Des déformations localisées à des accidents majeurs
indiquent qu'une certaine instabilité tectonique persiste au cours du Tertiaire dans cette région.
6.3.1. La bordure occidentale du Plateau de Kerri-Kerri
Le Tertiaire de Haute Bénoué n'est représenté que par la seule formation continentale dite de Kerri-Kerri.
Celle-ci occupe la marge occidentale de la branche de la Gongola (Fig. 95), sous la forme d'un plateau dominant le
bassin crétacé. Les sédiments s'étirent en une bande orientée N15E sur une distance de 300 km et une largeur
maximale de 100 km. Au Nord, le Tertiaire est recouvert par les sédiments récents du bassin du Lac Tchad.
Cette formation de Kerri-Kerri. dont l'épaisseur ne dépasserait pas 300 m (FALCONER, 1911 ; CARTER
el al., 1963) est considérée comme un ensemble horizontal, discordant sur les séries plissées du Crétacé, et non
déformé. S'il est vrai que dans l'ensemble les pendages n'excèdent que rarement quelques degrés, localement des
déformations importantes ont été mises en évidence. Celles-ci sont localisées à la bordure occidentale du plateau dont
l'allure rectiligne sur 300 km est influencée par un faisceau de failles de direction N15 à N30E. Ces déformations ont
été étudiées en lTois endroits: Dukku, Beni et région de Ganjuwa.
Gombe Aba Hill
La bordure ouest du Plateau, est marquée par une série de buttes témoins, dont celle de Gombe Aba qui
surplombe la plaine alluviale de la Gongola au niveau de la route Duku-Darazo (Fig.96).
Dans la lTanchée de la route, les couches tertiaires subhorizontales depuis Dukku plongent brusquement de
50· vers l'Ouest (PI.VI,4). Ce basculement des couches se poursuit dans une bande rectiligne d'environ 300 m selon
une direction N15E. L'observation des photos aériennes et des images radar montre un faisceau de failles contrôlant
dans ce secteur le cours de la Gongola (Fig. 96). Sur le flanc de la colline, les couches basculées sont affectées par des
déformations dont les caractéristiques indiquent un jeu synsédimentaire à antérieur à la lithification.
Des failles normales, dont la taille varie de quelques centimètres à plus d'un mètre, forment un réseau
ordonné et affectent des grès fins à moyens et des siltstones (Fig. 97). Les niveaux argileux sont parcourus par un
réseau de plans finement striés, lustrés, définis comme des failles hydroplastiques (GUIRAUD, 1983). Ces
microfailles se forment dans un sédiment peu induré à un stade précoce dans l'évolution sédimentaire.
La régularité de l'ensemble stratifié est également perturbée par des loupes de glissement au sein desquelles
la structure est chaotique (Fig. 97a & b). Des paquets de grès sont emballés dans une malTice argilo-silteuse parcourue
par un réseau de plans finement striés, liés au glissement. Les plans de glissement de ces slumps portent des striations
et des cannelures indiquant un glissement vers l'Ouest (Fig. 97c). La mise en place de ces structures de slump s'est
donc produite alors que les sédiments étaient encore très plastiques mais possédaient cependant déjà une certaine
cohésion.

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- 156 -
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Figure 95
Situation du bassin tertiaire de Kerri-Kerri
Location of the Terticuy Kerri-Kerri basin
: Formation de Kerri-Kerri ; 2 : Formation de Gombé ; 3 : Formation de Pindiga ; 4 : Formation de Yoldé ; 5 :
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- 157 -
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Figure 96
La zone de faille de Gombe Aba Hill
The Combe Aba Hillfault zone
1 : Alluvion; 2 : Grès ferrugineux; 3 Grès, siltstone et argile; 4 : Direction et pendage des couches; 5: faille

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- 158 -
ESE
WNW
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FN
2m L2m
o
SI
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Figure 97
Coupes de la bordure ouest de la colline de Gombe Aba montrant les failles normales et les structures de slump
Cross sections of the Western Gombe Aba hillside showing the normalfaults and the slumping
SG: Surface de glissement; M : Mélange de siltstones, argiles et grès; FN : Faille normale; SI : Slump ; MF :
Microfaille synséclimentaire

---

- 159 -
Les failles normales ont des caractéristiques de structures synsédimentaires. En effet, on peut noter un
amortissement progressif des plans vers le haut et un scellement par les niveaux supérieurs.
Ces déformations sont concentrées le long d'une zone faillée et attestent d'une instabilité tectonique
permanente pendant le dépôt de la formation de Kerri-Kerri. Le jeu de ces failles montre une composante normale
dominante, avec un compartiment ouest affaissé. Les déformations de la colline de Gombe Aba sont associées à une
flexure des couches qui correspond à un crochon de faille normale plongeant vers l'Ouest. Il semble qu'en fait cette
faille soit antithétique de la faille majeure, qui elle se situe au niveau du cours de la Gongola (Fig.96).
Région de Béni
En direction du Sud, une faille N15E est marquée au niveau des environs de Beni par une ride relativement
continue, formant des reliefs d'environ 10 m que l'on peut suivre sur une trentaine de kilomètres (Fig. 98). Plusieurs
coupes au niveau de cette ride montrent la structure d'ensemble (Fig. 99). L'axe de la ride est constitué par une zone
souvent ferruginisée, parcourue par plusieurs plans de faille (Fig. 99b,c,d). Cette zone centrale est constituée par une
brèche sédimentaire à éléments essentiellement silteux et argileux (Fig. 99b) qui jalonne la zone faillée. Elle
correspond à une accumulation en pied de faille de débris résultant de la destruction de petits reliefs constitués de
couches encore peu consolidées. Les abords de la zone faillée sont également marqués par de nombreux paquets glissés
dans les niveaux silto-argileux. Dans cette région, les glissements se font vers l'Est. Les failles synsédimentaires sont
abondantes dans les grès. EUes sont remarquables par l'importance relative des rejets et, surtout, par leur propre
structure. En effet, ces failles ne sont pas marquées par un plan net mais par une zone souvent soulignée par une
induration plus importante par rapport à celle des compartiments adjacents. Ces failles séparent des compartiments où
la roche possède une granulométrie différente. Les décalages de niveaux repères sont fréquents (PI.VII,4), et ces zones
sont accidentées par des renflements correspondant à des lentilles dont la structure interne est identique à celle que l'on
observe dans les déformations cassantes affectant les grès de Bima (Fig. 100). Cependant, dans ce cas précis, aucune
réduction de grain n'est observée et seule la réorientation des grains confère à ces renflements un aspect lenticulaire. A
l'intérieur même de ces lentilles, des réorientations de grains miment des plans de schistosité analogues à ceux que l'on
peut observer dans les lentiUes de cisaillement des déformations cassantes. L'absence de cataclase au niveau même du
grain, et la granulométrie souvent plus grossière au niveau de ces plans de faille sont indicateurs de mouvements se
produisant dans un matériau sans cohésion qui a permis le glissement des grains les uns par rapport aux autres.
La région de Ganjuwa
Le bassin tertiaire se rétrécit en direction du Sud et se termine dans la région de Ganjuwa. Les séries
continentales discordantes sur les grès crétacés de la formation de Gombé sont affectées ici par des déformations liées
au jeu d'accidents qui sont le prolongement des failles bordières de l'Ouest du Plateau. Le trait structural majeur de
cette région est constitué par deux failles de direction N-S et N20E qui se rejoignent au Sud du village de Ganjuwa
(Fig. 90). Ces accidents affectent essentiellement les séries crétacées. Les déformations sont particulièrement intenses
le long de ces failles.

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- 160 -
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Figure 98
Géologie de la bordure ouest du Plateau de Kerri-Kerri aux environs de Beni
Ge%gy oflhe Weslern edge oflhe Kerri-Kerri Plateau near Beni
1 : Alluvion; 2 : Formation de Kerri-Kerri ; 3 : Socle précambrien; 4: Limite géologique; 5 : Direction et
pendage des couches; 6 : Faille; 7 : Tracé des coupes

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- 161 -
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Figure 100
Renflement lenticulaire le long d'une faille synsédimentaire montrant un réalignement des grains de quartz
Lenticular thickening along a synsedimentaryfault showing a realignement ofthe quartz grains

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- 162 -
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Figure 101
Coupes sur la bordure méridionale de la structure circulaire située au Nord de Ganjuwa
Sections on the SoUlhern edge ofthe circular structure located North ofGanjuwa
Dr: discordance de ravinement; La : "latérite"

---

- 163 -
Des déformations précoces existent à une échelle mésoscopique, avec en particulier des petites failles
normales dont l'origine synsédimentaire est attestée par de nombreux critères. Le fin litage des grès souligne bien des
rejets
relativement importants mais qui peuvent s'amortir très rapidement. Ces rejets sont compensés par des
épaississements des niveaux dans le compartiment affaissé.
A l'Ouest des accidents de Ganjuwa se développent des structures circulaires qui affectent en partie les
couches tertiaires. La plus importante d'entre elles, située au Nord de Ganjuwa, est une cuvette dont la bordure sud est
festonnée de plis d'échelle décamétrique (Fig. 101). Ces plis affectent un ensemble gréseux comprenant à la base des
grès rouges brique massifs avec des stratifications obliques peu marquées, surmontés par des grès blancs bien lités à
stratifications obliques nettes. Ces grès blancs, que l'on retrouve vers le Sud renferment une abondante flore végétale
comprenant entre autres des palmes de taille métrique. Ces deux ensembles sont séparés par une surface ferruginisée
ravinante et les grès blancs sont, par l'intermédiaire de cette surface, discordants sur les grès rouges inférieurs. Aucun
élément de datation n'a permis de situer ces deux ensembles. Il semble bien cependant que l'on soit en présence ici de
la discordance séparant les grès de Gombé de ceux de Kerri-Kerri. Une discordance angulaire très nette sépare ces deux
ensembles lorsqu'on se déplace en direction du Nord-Ouest (Fig. 90).
Les grès rouges sont parcourus par des faisceaux de faille dont les caractères indiquent une formation dans un
matériau non lithifié (pas de plan net, peu ou pas de cataclase, réalignement de grains de quartz). Ce réseau de faille est
cacheté par la discordance de ravinement (Fig. 101). Les deux ensembles sont affectés par des plis et des failles qui,
malgré quelques virgations, ont une direction moyenne N30E.
Aucun affleurement n'est visible au centre de la cuvette. Une structure identique (Gw15 localisé sur la figure
90) montre en son centre des basaltes (Fig. 102). Par ailleurs, près de Guduk, un petit neck volcanique, est jalonné par
des barres de grès redressées formant des plis à axe fortement plongeant (Fig. 103).
grès de Kerri-Kerri
NW
1
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Figure 102
Structure circulaire en forme de cuvette avec des basaltes au centre
Dish like structure wilh basalts in the centre

---

- 164 -
L'origine de ces plis associés à des structures circulaires, qui correspondent elles-mêmes à des structures
plicatives, peut résulter d'une combinaison du jeu des accidents N15-3üE et de la mise place le long de ceux-ci de
matériel volcanique. Les plis, dont la géométrie est relativement irrégulière, sont liés à l'entraînement. La forme
circulaire ou même carrée des cuvettes synclinales semble n'être liée à aucune structure majeure visible en surface. Les
flancs de ces structures portent de nombreuses stries liées au glissement couche à couche. Cependant, contrairement au
jeu inverse normalement observé dans le plissement concentrique, le glissement correspond ici à un jeu normal. Le
tenseur calculé pour cet ensemble de stries est de révolution avec 0'1 vertical. La formation de ces cuvettes
correspondrait par conséquent à un effondrement des couches au droit d'une cavité.
point de sortie du basalte
coulée de
Figure 103
Plis d'entrainement le long d'une faille N3üE injectée de basalte tertiaire (région de Guduk)
Dragfolds along a N30E trendingfault intruded by Tertiary basalts (Guduk area)
Nature
des
mouvements tectoniques post-crétacés dans
le
bassin
de
Kerri-Kerri
Les déformations tertiaires montrent des points communs avec certaines déformations d'âge crétacé. Elles
sont liées à de grands accidents et ne s'observent jamais ailleurs qu'aux abords de ces derniers. Tout comme les
déformations précoces affectant la formation de Bima, les structures tertiaires se sont formées presque
systématiquement avant la consolidation complète des sédiments. Le réseau de failles est dominé par des failles
normales, dont l'orientation varie entre N15E et N3üE et reste donc voisine de celle des accidents bordiers du Plateau
de Kerri-Kerri. Cependant, compte tenu de la nature peu cassante de ces failles, la méthode de détermination des
tenseurs de contrainte utilisée jusqu'à présent n'a pu l'être que dans deux cas:
-premièrement, pour le réseau de décrochements de Ganjuwa, qui affecte ici les grès de Gombé, le tenseur
résultant étant à rattacher à la phase fini-crétacée,
-deuxièmement pour de nombreuses failles hydroplastiques affectant les siltstones et argiles à Gombe Aba
Hill, Beni et Ganjuwa, qui répondent à un tenseur à contrainte maximale verticale. Ce type de tenseur est systématique

---

- 165 -
et reflète des phénomènes de compaction. Les tenseurs obtenus sur trois stations situées près de Bashar (BH7), à Yuli
et près de Dukku montrent des caractéristiques identiques. Le rapport R étant proche de zéro, 0'2 est sensiblement
équivalent à 0'3 et on a par conséquent un tenseur de révolution compatible avec ce type de déformation (GUIRAUD,
1984).
6.3.2. Les failles normales de la région de Vola
Le cours inférieur de la Gongola est guidé par des failles méridiennes,
appartenant à un système
particulièrement bien développé à l'Est de cette rivière. Ces failles, qui affectent toute la série crétacée, sont
particulièrement visibles dans les grès de Bima où elles forment des escarpements très nets. Les plans de faille portent
des stries verticales, qui indiquent un mouvement normal. Dans certains cas, deux jeux de stries apparaissent: le plus
ancien comprend des stries à pitch faible, indiquant un jeu décrochant sénestre; le plus récent correspond à un jeu
normal. Ces deux familles de stries ont été observées seulement sur les failles importantes de direction méridienne.
Parmi les décrochements liés à la phase compressive fini-crétacée, il existe une famille sénestre de direction N-S. On
peut donc considérer que les failles normales on réutilisé ces fractures préexistantes, dont la direction était favorable.
Le tenseur de contrainte relatif à cet ensemble de failles normales correspond à une extension E-W. On notera, par
ailleurs, que l'alignement N-S des principaux volcans du plateau de Biu se situe dans le prolongement de l'accident qui
contrôle le cours inférieur de la Gongola.

---

- 166-
Planche VII
1. - Barre de grès tordue contre un décrochement (Localisation :Bama Hill à l'Ouest de Kombo)
Sandstone ridge dragged against a transcurrent fault (Location: Rama Hill West ofKomho)
2. - Barre de grès verticalisée le long d'un décrochement de direction Bénoué (Localisation:
Kombo)
Vertical sandstone ridge along a transcurrent fau!t ofRenue trend (Location: Kombo)
3. - Vue en coupe d'une bande de cataclasite dans les grès de Bima (Localisation: Haute
Bénoué)
Section ofa catacfasite band in the Rima Sandstone (Location: Upper Renue)
4. - Discordance interne à la formation de Kerri-Kerri. GB : grès blanc fin; GR : grès rouge
moyen; Di : discordance; CA: cataclasite.
Interna! unconformity within the Kerri-Kerri Formation. GR :fine-grained sandstone ,. GR:
medium-grained red sandstone ,. Dl : unconformity ,. CA : catacfasite
5. - Miroir de décrochement dans une zone de cisaillement affectant les grès de Bima
(Localisation: région de Kombo)
Fau!t plane in a shear zone affecting tlze Rima Sandstone (Location: Kombo area)
6. - Faille anté-lithification dans les grès et siltstones de la formation de Kerri- Kerri. FP : faille
principale; FA: faille annexe (Localisation: bordure ouest du bassin de Kerri-Kerri près de
Beni)
Pre-lithificationfault in tlze sandstones and si!tstones oftlze Kerri-Kerri Formation. FP :
main fau!t ,. FA: secondary fault ( Location: western edge of the Kerri-Kerri basin near
Reni)

---

Planche VII

---

Planche VIII
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---

- 169 -
Planche VIII
Photo radar d'une partie du bassin de Haute Bénoué. Le bassin tertiaire de Kerri-Kerri
(KK) occupant le nord ouest est constitué par des sables et siltstones dont l'aspect très adouci
contraste avec le reste de la région. L'anticlinal de Lamurde montre un étranglement
correspondant à une torsion des couches dans le sens dextre selon une direction NI4üE. Cette
direction est celle de la faille de Filiya (FF) qui recoupe et désorganise l'extrémité occidentale de
l'anticlinal de Lamurde. La boutonnière de Kaltungo (KL) recoupée par la faille de Kaltungo
(FK) se distingue mal de la couverture crétacée. On notera les directions N45E de l'anticlinal des
Bwomian Hills (BW) ainsi que les accidents situés entre la Gongola et le plateau volcanique de
Longuda (Lg) obliques sur les structures N7üE du synclinal de Dadiya et de l'anticlinal de
Lamurde. L'anticlinal de Jarawa Hills (JH) constitué par les grès massifs de Bima est bordé au
sud par une cuvette synclinale dont un flanc rectiligne correspond à une flexure sur un accident
dont le jeu synsédimentaire est probable. L'anticlinal coffré de Bogoi Hill (BG) se situe dans le
prolongement d'un accident Est-Ouest sur lequel s'aligne une partie du cours de la Bénoué et la
flexure de Pasam Hill (PA). Dans le socle précambrien (50) qui affleure au sud de cette région,
une structure circulaire d'origine inconnue se situe à l'intersection entre la faille de Filiya et
l'alignement Bogoi Hill-Pasam Hill. Les petits reliefs isolés situés entre le plateau de Kerri-Kerri
et l'anticlinal de Lamurde sont des necks basaltiques et phonolitiques d'âge tertiaire
Slar imagery of part of the Upper Benue basin. The Tertiary basin of Kerri-Kerri (KK)
located to the northwestern corner is constituted by sands and siltstones of which the smooth
texture is in contrast with the rest of the area. The Lamurde Anticline displays a pinching
corresponding to a dextral dragging of the strata along a N140E trend. This trend is that of the
Filiya Fault (FF) which cuts across and disorganizes the western end of the Lamurde anticline.
The Kaltungo Inlier (KL) cross eut by the Kaltungo fault is ill-defined relative to the Cretaceous
cover. The N45E trend of the Bwomian Hills (BW) as well as thefaults situated between the
Congola river and the basaltic plateau of Longuda (Lg) are oblique on the N70E trending
structures of the Dadiya Syncline and the Lamurde Anticline. The Jarawa Anticline (JH)
constituted by the massive sandstones of the Bima Croup is bordered to the South by a syncline
ofwhich one straight limb is a flexure on a probable synsedimentary fault. The box anticline of
Bogoi Hill (BC) is situated along the extension ofan E-Wfault along which are aligned part of
the Benue river course and the Pasam Hillflexure. The Basement Complex (Sa) which OlltcrOpS
South of the area, displays a circular structure of unknown origin located at the intersection
between the Filiyafault and the Bogoi Hill-Pasam Hill alignment. The small isolated relieves
scattered between the Kerri-Kerri Plateau and the Lamurde Anticline are Tertiary phonolitic or
basaltic plugs

---

- 170 -
6.4. LE MAGMATISME TERTIAIRE
Les caractéristiques principales de ce volcanisme ont déjà été exposées (cf § 2.3.3.). Les seuls éléments
nouveaux concernent les quelques venues volcaniques de la région de Wase-Bashar, qui forment un petit ensemble
isolé par rapport au reste du volcanisme tertiaire de Haute Bénoué. Ce dernier est en effet concentré à l'Est d'une ligne
subméridienne allant depuis la Bénoué jusqu'aux abords du bassin du lac Tchad (Fig. 3).
Les dolérites de Bashar sont à quartz et hyperthène normatifs (annexe B) contrastant avec le caractère
franchement alcalin du volcanisme tertiaire. Ces roches à affinités tholéiitiques ne sont pas uniques dans la province
magmatique tertiaire. WRIGHT (1972) décrit également des laves associées au magmatisme du plateau de Jos dont les
caractéristiques les placent dans le domaine des tholéiites. Les basaltes à olivine de la région tertiaire de Guduk ont en
revanche les caractères de la province alcaline tertiaire de Haute Bénoué. On remarquera que l'âge des basaltes de Bashar
(41 et 30 MA) est plus ancien que celui de l'ensemble du magmatisme (22 à Il MA).
Ce volcanisme présente dans la région de Bashar-Guduk des relations claires avec la structure régionale.
Entre Wase et Ganjuwa, le prolongement des accidents bordant le plateau de Kerri-Kerri est jalonné par des roches
basaltiques formant des coulées ou par des dolérites en dykes de direction N ISE. Ces derniers forment à l'Ouest de
Bashar une série de filons qui traversent les formations de Pindiga et de Gombé. Près de Guduk, des basaltes à olivine
forment une coulée de quelques centaines de mètres carrés, le point de sortie étant situé sur un accident subméridien.
Seul l'affleurement de quelques mètres carrés situé à l'Ouest de Ganjuwa ne montre aucune relation avec une direction
structurale quelconque.
Les relations entre la forme et la disposition des 494 necks recensés en Haute Bénoué et les directions
structurales ne sont pas évidentes. La plupart des necks percent la couverture sans qu'il existe, à ce niveau, de fracture
ou autre structure servant de guide au magma. Le contrôle structural de leur mise en place est assuré par les
discontinuités du socle sous-jacent. Afin de faire ressortir les directions principales ayant guidé la mise en place des
necks, deux types d'analyse de distribution spatiale ont été utilisés. L'une est basée sur la densité des pointements
prenant en compte la position géographique de ces derniers. Elle permet de faire ressortir les directions principales et
de les comparer avec les grandes structures connues (Fig. 104). La deuxième méthode utilisée (1) fait appel au
principe de l'autocorrélation spatiale (COTTARD, 1982) qui permet d'obtenir, à partir de la distribution géographique
des necks, une image à interpréter (Fig. 105).
La carte de densité montre une très forte concentration des venues volcaniques au Sud-Ouest de la
boutonnière de Kaltungo (Fig. 104). C'est une zone particulièrement sensible car elle correspond au point de rencontre
des directions Bénoué (N5üE) représentées par la faille de Kaltungo et par la direction N 135E correspondant ici à la
faille de Filiya. Du point de vue directionnel, ces deux directions ressortent très nettement. Dans la région du Plateau
de Biu, seul l'alignement de volcans quaternaires souligne la direction méridienne. Cet alignement se situe à l'Est de la
Gongola c'est-à-dire dans la zone à grande densité de failles normales N-S d'âge tertiaire. Les alignements de la région
de Song montrent également une relative prédominance de la direction N135E sur la direction N5üE dans le contrôle
du
volcanisme.
(1) Les données ont été analysées à partir du programme d'autoeorrélation mis au point par LEISTEL(1984)

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Carte d'isodensité de necks volcaniques tertiaires de Haute Bénoué (d'après BENKHELTL, 1982)
Map of isodensity ofTertiary vo/canic p/ugs in the Upper Benue Valley (after BENKlIELlL. 1982)

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DADIYA (51)
VOLA (34)
Figure 105
Images d'autocorrélation spatiale sur les pointements volcaniques tertiaires de Haute Bénoué
Spatial autocorrelation ima~es on the Tertiary volcanic plugs of the Upper Benue Valley
Le nombre de mesures est donné entre parenthèses

---

- 173 -
7. GEOPHYSIQUE
Résumé
Les données de l'aéromagnétisme ont permis de mettre en évidence des épaississements sédimentaires
importants de part et d'autre d'une ride axiale. Les sous-bassins les plus profonds, situés sur le flanc nord du bassin,
peuvent atteindre près de 6000 m de profondeur. Les accidents magnétiques se répartissent selon les directions
dominantes suivantes: N50E, N20E, N90E et N145E. L'anomalie gravimétrique régionale montre un axe positif
centré sur le bassin de la Bénoué et correspond à un amincissement crustal, plus important en Basse qu'en Haute
Bénoué. Les anomalies résiduel/es confirment l'existence de deux "gouttières" situées de part et d'autre d'un axe central
qui correspond à un socle sub-affleurant intrudé par des corps magmatiques basiques.
Les données géophysiques sur le bassin de la Bénoué comprennent des études gravimétriques et des levés
aéromagnétiques. La première étude géophysique importante a été celIe de CRATCHLEY & JONES (1965). Par la
suite, les travaux d'AJAKAIYE (1973, 1981) et d'autres auteurs (ADIGHilE, 1979, 1981; ARTSYBASHEV &
KOGBE, 1974) pour la gravimétrie et d'OFOEGBU (1984) pour l'aéromagnétisme ont permis de préciser les
principales caractéristiques de la structure profonde de ce bassin intracontinentaI. En revanche, aucun profil sismique
n'a été réalisé à ce jour dans le bassin.
Les données gravimétriques interprétées par CRATCHLEY & JONES (1965) ont révélé l'existence d'une
anomalie positive dans l'axe du bassin, en Moyenne et Haute Bénoué (Fig. 106). De part et d'autre de cet axe, des
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Geological map and Bouguer anomalies of the Middle and Upper Benue Valley (after CRATCHLEY & fONES,1965)

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Basement isobaths deduadfrom the gravity and magnetic data (after BENKHELIL et al., 1986)

---

- 175 -
anomalies négatives forment deux gouttières allongées selon la direction générale du bassin. L'anomalie positive
axiale a été interprétée par ces auteurs comme résultant de la présence au sein des sédiments albiens, considérés comme
les plus anciens, de roches magmatiques de composition basique à intermédiaire. Les anomalies négatives latérales
correspondraient, selon cette interprétation, aux zones d'épaisseurs maximales de sédiments crétacés.
L'ensemble des données géophysiques existantes et disponibles ont été récemment réinterprétées dans le
cadre d'une étude globale sur la structure du bassin
(BENKHELIL et al., 1986) qui servira de base à notre
interprétation.
7.1. INTERPRETATION DES DONNEES AEROMAGNETIQUES
Les données utilisées sont extraites de la couverture aéromagnétique au 11100000 établie en 1975 pour le
"Geological Survey of Nigeria". L'analyse qualitative de ces données, en fonction du style des anomalies magnétiques,
a permis d'une part de différencier les zones d'épaississement sédimentaire des zones de socle affleurant à sub-affleurant
et d'autre part de localiser les intrusions volcaniques qui affectent le fossé. Cette analyse conduit aux observations
suivantes:
- les contours du socle magnétique présentent une bonne correspondance avec les contours du socle
géologique (Fig. 107);
-les édifices volcaniques (Fig. 107) s'orientent essentiellement suivant les directions SW-NE, SSW-NNE et
NW-SE. Ils constituent des concentrations localisées sur le rebord oriental de la branche de la Gongola, autour du
horst de Kaltungo, en Moyenne Bénoué et en Basse Bénoué dans le domaine des" Abakaliki".
L'épaisseur de la couverture sédimentaire a été estimée à partir du calcul d'environ 700 indices de profondeur
du socle magnétique (méthode des demi-pentes dans le cas d'une régionale horizontale). Les estimations de profondeur
du socle magnétique montrent que les bassins sédimentaires se répartissent sur les flancs du bassin et sont séparés par
une zone "axiale" caractérisée par une remontée du socle magnétique qui n'excède pas 1000 m de profondeur. Dans
cette zone, OFOEGBU (1984b) attribue les anomalies magnétiques à des intrusions basiques dans le socle et la
couverture, ainsi qu'à des variations de profondeur du socle. Par ailleurs, il apparaît nettement que les bassins localisés
sur le flanc nord du bassin et dans la branche de la Gongola sont plus profonds (5000 à 6000m) que ceux situés sur le
flanc sud et dans la branche de Yola-Garoua (3000 à 4000m).
La distribution des accidents magnétiques a été analysée à partir de deux diagrammes de fréquence
(Moyenne/Haute Bénoué; Basse Bénoué et Delta du Niger). La comparaison de ces deux diagrammes révèle une bonne
correspondance entre les principaux pics et leur fréquence (Fig. 108 ). Un pic majeur centré sur N55E est caractérisé
par des hautes fréquences: 31,1 % en MoyennelHaute Bénoué et 22% en Basse Bénoué et dans le Delta du Niger. Trois
autres pics de fréquence similaire (environ 13%) se retrouvent sur les deux diagrammes et correspondent aux directions
N22E, N90E et N145E.

---

- 176-
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Figure 108
Diagrammes de fréquence des directions de discontinuités magnétiques.
Frequency distribution diagrams as percentage of the totallengh of the total field of lin eaments
La fréquence est exprimée en pourcentage de la longueur totale de l'ensemble des lineament<;
Deux structures majeures, localisées à la Haute Bénoué, ont été examinées dans le cadre de notre étude: il
s'agit de la faille de Kaltungo et de la bordure occidentale du bassin de Kerri-Kerri.
La signature magnétique de ces deux structures est particulièrement nette, surtout pour l'accident de
Kaltungo (Fig. 109). Aux environs de Gwol, ce dernier est constitué par un alignement selon une direction N50E de
petites anomalies également allongées, mais selon une direction proche de N70E. Un fait remarquable à signaler à
propos de cet accident est l'existence d'accident<; magnétiques discrets de direction E-W dans le compartiment sud est,
c'est-à-dire au niveau des dépôts crétacés. Sur la même carte, la faille de Teli est marquée par un resserrement des
courbes, mais la forme de ces courbes montre des virgations qui traduisent la complexité de ce secteur. Dans la partie
sud est de la carte, le complexe volcanique de Burashika apparaît également: il est marqué par une plus forte densité
des courbes, qui ont un allongement général N50E.
Le môle de Kaltungo n'a pas de signature magnétique particulière par rapport au Crétacé environnant
(Fig.l10). Ceci s'explique par l'abondance du volcanisme tertiaire dans ce secteur, à la fois dans le socle et dans la
couverture. Les anomalies magnétiques sont cependant très nettement orientées selon une direction N50E. Les densités
les plus fortes ne sont pas situées dans le socle, mais encadrent celui-ci en formant deux zones très marquées. Celle
qui limite la bordure nord est la plus nette, et on peut remarquer qu'elle coïncide avec l'un des plus importants
linéaments décelés sur images Landsat en Haute Bénoué (POPOFF et al., 1983).
Le linéament de Kaltungo lui-même est marqué de façon beaucoup plus discrète par rapport aux structures
environnantes. II est très bien souligné par des variations brusques de l'allure des courbes et de leur densité au niveau
de la ville de Kaltungo. Son extension vers le Sud-Ouest est interrompue au niveau de Filiya par la faille transversale
du même nom. Les structures E-W situées dans le compartiment sud, identiques à celles de Gwol-Gubrunde, sont au
Nord de Kaltungo à cheval sur le socle et le bassin. La partie occidentale du synclinal de Dadiya, qui apparaît au Sud
de la carte, est également de direction E-W (annexe F). Cette direction traduit le prolongement des structures de la
branche de Yola.
La bordure occidentale du Plateau de Kerri-Kerri est, dans la région de Dukku , marquée par une série de
failles normales affectant le Tertiaire. Aucune indication de terrain ne permet d'affirmer que le contact avec le socle du
Plateau de los est faillé. L'observation des anomalies magnétiques permet de lever cette incertitude. La partie nord

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Survey of Nigeria)
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Survey of Nigeria)
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Geological Survey ofNigeria)

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Survey of Nigeria)
Map of contours of total magnetic field intensity of Dukku area (1 : 100,000 Topographical Series .. Source:
Geological Survey ofNigeria)

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- 180-
ouest de la carte montre une signature magnétique très nette, qui est celle du socle granito-gneissique, alors que le reste
de la carte est souligné par des courbes espacées et de grande longueur d'onde (Fig. 111). La limite entre ces deux zones
passe précisément au droit de la rivière Gongola, dont le cours rectiligne indique ici la direction du contact. Celui-ci
est également parallèle à la faille de Gombe Aba Hill. Au Nord-Ouest de la rivière Gongola affleurent les sables
tertiaires, qui représentent une mince pellicule reposant sur le socle.
7.2. INTERPRETATION DES DONNEES GRAVIMETRIQUES
Les données gravimétriques utilisées (carte des anomalies de Bouguer à 1/2 500 000) proviennent de la
synthèse proposée par OKEREKE & FA1RHEAD (1984) sur les mesures gravimétriques effectuées au Nigéria et au
Cameroun (Fig.112).
7.2.1. Anomalie
régionale
La carte d'anomalie régionale obtenue par lissage graphique de profils sériés (Fig. 113) montre un axe
positif centré sur le bassin de la Bénoué. De part et d'autre de cet axe, les anomalies négatives correspondent au socle
affleurant. Les modèles bidimensionnels (Fig. 114) ont été calculés dans le cas d'une surface de compensation située à
30 km et pour un contraste de densité manteau supérieur - croûte de 0,4 gI cm3. La configuration générale de la croûte
au niveau du bassin de la Bénoué montre un amincissement dans l'axe du bassin. Les épaisseurs crustales au niveau
des bassins d'An ambra et de Moyenne Bénoué sont estimées à 28 km et à 33 km au droit de Kaltungo. Sous le delta
du Niger, l'épaisseur de la croûte est de 22 km. Sur les bordures du bassin, l'épaisseur remonte à 35 km sous le
Plateau de Jos et atteint près de 45 km sous l'Adamaoua.
7.2.2. Anomalies résiduelles
Elles sont obtenues par simple soustraction de l'anomalie régionale à l'anomalie de Bouguer. Leur
interprétation a été simplifiée en utilisant les densités moyennes suivantes:
- Tertiaire: 2,30 gl cm3;
- Crétacé
: 2,55 gI cm3;
- intrusion basique: 2,95 gl cm3;
- socle continental: 2,70 gl cm3.
L'interprétation des ces anomalies résiduelles a été contrainte à partir de ces densités moyennes, des indices
de profondeur du socle magnétique et des informations émanant de la géologie de surface et de sub-surface.
Les anomalies positives sont considérées comme le résultat d'une réduction de la couverture sédimentaire
combinée à la présence de corps basiques intrusifs dans la couverture, ou comme un socle sub-affleurant. Les
anomalies négatives correspondent, en revanche, à des épaississements sédimentaires.
L'anomalie positive axiale s'allonge sur 300 km, depuis la région de Gboko jusqu'à Muri. Elle ne se situe
pas exactement dans le prolongement de l'anomalie positive correspondant au socle de Kaltungo/Gwol-Gubrunde, qui
est décalée vers le Nord. Au Sud-Ouest de Gboko, cet axe positif est également décalé, mais vers le Sud, et coïncide
avec l'axe anticlinal d'Abakaliki. Au niveau de cette structure, l'anomalie gravimétrique ainsi que les indices
magnétiques indiquent un socle sub-affleurant. Or, la série sédimentaire au niveau des" Abakaliki" est estimée, d'après
les études de terrain, à au moins 1500 m. Un tel désaccord est sans doute lié à l'existence de roches métamorphiques

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- 183 -
et d'un magmatisme important dans la partie nord est des "Abakaliki", c'est à dire au niveau des Workum Hills.
A titre de vérification, les densités de certaines roches réprésentatives de l'ensemble crétacé métamorphique,
ainsi que celle d'une roche basique ont été calculées:
- Ok 27; siltstone argileux légèrement carbonaté = 2,73 g/ cm3;
- Vg 4g; siltstone carbonaté = 2,77 g/ cm3;
- Bt2 ; grès fin =2,52 g/ cm3;
- NSlO; roche magmatique =2,92 g/ cm3.
Il s'avère donc que la densité moyenne des sédiments crétacés (2,55 g/cm 3) retenue dans cette étude
gravimétrique est sous-estimée au niveau des Workum Hills. Par conséquent, l'interprétation de la profondeur du socle
dans cette zone est à considérer avec précaution. Une étude sismique à travers ['anticlinorium permettrait de lever
J'incertitude.
Les anomalies négatives se répartissent en deux gouttières situées de part et d'autre de la ride axiale pour la
partie moyenne du bassin. En direction du Sud, les plus grandes épaisseurs se situent dans t'axe du bassin d'Ahambra
avec un maximum au droit de Nsukka. Au delà, dans le Delta du Niger, des épaisseurs de 12 km existent sous
Onitsha. Dans la partie nord orientale du bassin, et plus spécialement au niveau de la branche de la Gongola, les
épaisseurs de sédiment atteignent près de 6000 m.
Les coupes interprétatives réalisées à partir des anomalies résiduelles montrent en Moyenne Bénoué, de part
et d'autre de la ride axiale, des profondeurs allant de 2,4 à 5,3 km pour les bassins situés au Nord, et de 1,9 à 3,8 km
pour ceux du Sud (Fig. 114,E ). Cette dissymétrie de la profondeur des bassins est également très marquée en Haute
Bénoué (Fig. 114, F) et en Basse Bénoué (Fig. 114,B,C,D). Une coupe longitudinale partant de Kadarko et suivant
l'axe du bassin d'Anambra permet de situer la profondeur maximale du socle et de localiser le passage croûte
continentale-croûte océanique que J'on peut situer sous Onitsha (Fig.114, A).
Si J'allure d'ensemble est identique à celle obtenue par les études antérieures, dans le détail des précisions
nouvelles sont apportées d'une part sur la profondeur, d'autre part sur la géométrie des différents sous-bassins mis en
évidence.
Les isobathes du socle (Fig.115) dessinent une morphologie qui montre des creux avec des épaisseurs de
sédiment importantes. La forme de ces creux, que nous assimilerons à des sous-bassins, et leur distribution appellent
quelques commentaires. Concernant la forme, on peut noter en particulier celle qu'affecte le sous-bassin de
Kéana-Kadarko, dont la direction s'infléchit de NE-SW à NNE-SSW au niveau du passage de la Moyenne à la Basse
Bénoué. C'est également à ce niveau que se situe le décalage de la ride axiale.
Le sous-bassin centré sur la région de Bashar présente une forme particulière, en losange. Ailleurs, la forme
des sous-bassins est généralement subarrondie ou, dans certains cas, très allongée comme celui d'Ogoja.
Les sous-bassins montrent une disposition "en échelon" sur le flanc nord de la ride axiale, avec les
sous-bassins de Gombé, Bashar et de Shendarn, et également sur le flanc sud avec les bassins de Lau, Mutum Biyu,
Wukari et Ogoja. Cette disposition n'est pas sans rappeler celle des bassins sur décrochement souvent décrits dans la
littérature (CROWELL, 1974a, 1974b; AYDIN & NUR, 1982).

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Anomalies gravi métriques résiduelles et modèles interprétatifs des coupes A à G localisées sur la figure 106 (d'après
BENKHELIL et al" 1986)
Residual anomalies and interpretative //loc/c1s (if the section A to G loca/ed infiMure /06 (after BENKIIELIL et al .. 1986)
Les corps basiques apparaissant sur les coupes C el G correspondent à l'interprétation des anomalies positives

---

- 185 -
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magnétiques (d'après ELF Nigeria LTD, 1985)
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(d'après ELF NigeriaLTD.1985)

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- 186 -
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Figure] 16
Cane schématique des grands ensembles géologiques du NW et du œl1tre de l'Afrique (d'après GUIRAUD, 1985)
Schema/ic nUlp of Ille main J;eological unils of NW and Central Africa (aflcr GUIRAUD, 1985)

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8. SYNTHESE GEODYNAMIQUE
Résumé
Le bassin de la Bénoué s'est formé au Crétacé inférieur en réponse à l'ouverture du Golfe de Guinée. Les
prémices de cette ouverture. correspondant à l'ouverture de l'Atlantique Sud, sefont sentir à l'Aptien supérieur sous
la forme de fossés résultant de contraintes distensù'es au sein du socle ouest-africain. A l'Albien, la séparation
continentale intervient au niveau de l'actuel delta du Niger et les phénomènes géologiques observés en Basse Bénoué
résultent du jeu de fractures essentiellement décrochantes dans une croûte continentale amincie. Les relations
entre ces fractures et les failles océaniques équatoriales ont pu exister au moins pendant une partie du Crétacé.
Après le Santonien, les événements géologiques survenant en Bénoué résultent de la tectonique intraplaque dont
les effets se sont fait sentir jusqu'à nos jours.
Si l'on replace le bassin de la Bénoué dans le contexte géologique régional on constate qu'il fait partie d'un
ensemble de bassins post-hercyniens répartis dans toute l'Afrique de l'Ouest. Des différences notables existent entre ces
différents bassiJls au niveau de leur structure et de leur évolution.
8.1. LE CONTEXTE GEODYNAMIQUE POST-HERCYNIEN EN AFRIQUE DE
L'OUEST
8.1.1. Les bassins post-hercyniens
Les bassins post-hercyniens de l'Afrique de l'Ouest comprennent les bassins diL~ de marge dont l'histoire est
directement liée à l'ouverture de l'Atlantique (bassins côtiers marocains, bassin sénégalo-mauritanien et bassins de la
marge du Golfe de Guinée) et les bassins intracontinentaux (Fig.116). On s'accorde généralement pour considérer que
les bassins de marge se sont formés en réponse au régime de distension généralisée qui accompagne l'ouverture de
l'Atlantique Central et de l'Atlantique Sud au Jurassique moyen puis de l'Atlantique Equatorial à l'Albien.
L'importance du remplissage sédimentaire dans certains de ces bassins est liée à une subsidence rapide, celle-ci étant
considérée comme résultant d'un mécanisme de rifting. Ainsi, le bassin du Sénégal-Mauritanie comprend une série
sédimentaire subhorizontale affectée par des failles normales de directions variables et par une tectonique de blocs
basculés à l'approche du talus (GUIRAUD et al., 1986). Cette tectonique se retrouve dans les bassins marginaux du
Golfe de Guinée et sur le flanc de Calabar, avec une structure en demi-graben résultant d'un effondrement de la marge
du côté océanique. Le bassin de Côte de d'Ivoire est d'un type particulier. Il est limité par la faille océanique de la
Romanche et sa forme losangique semble indiquer un jeu en "pull apart" (MASCLE et al., in press).
Les bassins intracontinentaux, dont fait partie la Bénoué, comprennent principalement ceux de Taoudenni,
du Niger, du Tchad et du Cameroun. Ce sont généralement de vastes cuvettes dans lesquelles la série post-hercynienne
peut atteindre localement près de 7000 m. Dans le détail, ces cuvettes sont constituées en fait d'un ensemble de
sous-bassins qui sont généralement des fossés tectoniques. Dans le bassin de Taoudenni par exemple, des fossés
s'alignent le long d'un couloir linéamentaire de direction N80E. Le remplissage mésozoïque de ceux-ci a été déformé à
plusieurs reprises. Ces déformations restent cependant très localisées au passage de grands accidents dont le jeu
peut-être inverse à décrochant (BELLION et al., 1984).
Le bassin nigéro-tehadien comprend les fossés de Tefidet et de Termit-Ténéré dont le remplissage de près de
7000 m s'est fait à la faveur du jeu de failles normales de direction NW-SE à N-S (GUIRAUD et al., 1986). La série
sédimentaire, qui débute à l'Albien (peut-être à l'Aptien supérieur) et se poursuit jusqu'à l'Eocène, a subi les effets
d'événements tectoniques distensifs au cours du Santonien et à la limite Crétacé-Tertiaire.

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Au Cameroun, au Tchad et en République Centrafricaine existent de nombreux petits bassins, à matériel
essentiellement crétacé, conservés au sein du Précambrien dans des fossés tectoniques d'orientations diverses. Les
fossés de la Mbéré et du Djerem, dans l'Adamaoua, sont les plus remarquables car ils se situent le long d'un important
accident précambrien subparallèle au bassin de la Bénoué. Les dépôts détritiques sont déformés au passage d'accidents
dont le jeu décrochant est probable (NGANGOM, 1983). Les bassins du Nord Cameroun sont des demi-grabens E-W,
bordés par des décrochements et dont le matériel crétacé a été parfois plissé. On notera l'existence, dans ces bassins
camerounais, d'un métamorphisme thermique (LE MARECHAL & VINCENT, 1970), certes léger, mais qui, en
dehors de la Bénoué (BENKHELIL, 1986), n'a jamais été signalé dans les autres bassins ouest-africains.
Si l'on excepte les bassins marginaux, la plupart de ces bassins ont été formés au cours du Crétacé inférieur
soit selon un mécanisme de distension généralisée qui crée des grabens bordés par des failles normales. soit par une
distension localisée à des décrochements d'extension régionale. La structure de ces bassins est souvent, sinon toujours,
simple car les déformations qui les ont affectés après leur comblement sont rares et localisées. D'autre part, le
magmatisme contemporain de la formation de ces bassins est relativement peu abondant.
8.2.2. Le magmatisme post-panafricain
En Afrique de l'Ouest comme sur l'ensemble du continent africain, on assiste, après les événements
panafricains, à une cratonisation accompagnée de manifestations tectoniques et magmatiques qui se succèdent au cours
des temps géologiques. Au cours du Phanérozoïque, on peut distinguer en Afrique de l'Ouest trois épisodes principaux
d'activité magmatique (BLACK & GIROD, 1970).
- Le premier débute au Viséen terminal et se termine au Jurassique. Il est caractérisé par des venues
doléritiques à affinités tholéiitiques , localisées essentiellement dans le craton ouest africain (Fig. 117). Ces venues
semblent être liées à l'histoire de l'Atlantique Nord, tout au moins près de la marge.
- Le deuxième épisode comprend les complexes annulaires connus sous le nom de "Younger Granites" du
Niger-Nigéria (MOREAU, 1982), qui se disposent le long d'une ligne parallèle au méridien 9°E sur plus de 1500 km et
qui apparaissent progressivement dans le temps, depuis le Paléozoïque moyen pour les complexes les plus au Nord,
jusqu'au Jurassique supérieur pour le plus méridional au Nigéria. D'autre part, des structures annulaires analogues mais
plus récentes se disposent le long d'une direction différente N30E. Ils sont connus sous le nom de "granites ultimes"
de la ligne du Cameroun et se mettent en place entre 73 et 38 MA. Ce deuxième épisode se caractérise par un
magmatisme anorogénique alcalin localisé dans la zone mobile à l'Est du craton ouest africain (Fig. 117).
- Le troisième épisode, plus récent (Tertiaire à Quaternaire), se manifeste pas des venues volcaniques où
dominent les basaltes alcalins. Ce sont les provinces volcaniques de la presqu'île de Dakar, du Hoggar, de l'Aïr, du
Nigéria (vallée de la Bénoué et plateau de Jos) et du Cameroun, toutes à affinité alcaline et localisées en dehors des
zones cratoniques (Fig. 118).
L'activité magmatique liée à la formation du bassin crétacé de la Bénoué, bien que se rattachant au deuxième
épisode, présente des caractères spécifiques. En effet, dans le temps elle débute à la fin de l'activité magmatique du
plateau de Jos et se poursuit jusqu'au début de celle de la ligne du Cameroun. Elle se caractérise par des venues
précoces transitionnelles en Haute Bénoué (POPOFF et al.• 1982),un magmatisme alcalin dans les Workum Hills et
des venues à tendance transitionnelle à l'extrémité sud-ouest du bassin. Elle représente un des rares cas, en Afrique de

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- 189 -
Figure 117
Répartition des dolérites post-viséen à pré-jurassique et des granites
jeunes d'âge fini-paléozoïque à tertiaire en Afrique de l'Ouest (d'après
BLACK & GIROD, 1970)
Dislribution ofposi-Visean pre-jurassic do/erites and Ihe Laie Pa/eozoic
- Terliary younger Granites in Wesi Africa (afler BLACK & GIROD,
1970)
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Figure 118
Répartition du volcanisme tertiaire à récent en Afrique de l'Ouest
(d'après BLACK & GIROD, 1970)
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Dislribulion of Ihe Terliary-R ecenl volcani.HII in Wesi Afric:a (ajier
BLACK & GIROD, 1970)
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~ ZOl1clS affecled by yOUf\\Qt!f ~'ogenttsll
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Reconstruction
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AFRICA
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SOUTH
AMERICA
Figure 119
Localisation du magmatisme alcalin et des reliefs sous-marins sur une reconstruction
des continenl~ au Santonien (reconstruction d'après SIBUET & MASCLE, 1978)
( d'après BLACK cl al., 1985)
Localion of alkaline magmalism and sea I1wunls on a reconslruclion of continenls in Ihe
SanlOnian (reconslruclion afler SIBUET & MASCLE, 1978) ( afler BLACK el al.. 1985)
0 0 . Jl,}(·C'o 0:6nr'\\IH~

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- 190-
l'Ouest. d'activité magmatique liée à la fonnation d'un bassin intracontinental.
L'âge crétacé du magmatisme de la Bénoué pennet d'établir une jonction entre les "Younger Granites" et les
"granites ultimes", mettant en évidence une activité magmatique, certes épisodique, mais
qui se poursuit du
Paléozoïque moyen au Tertiaire.
Par ailleurs, des corrélations ont été tentées entre le magmatisme alcalin continental, celui des failles
transfonnantes de l'Atlantique (Fig. 119) et celui de la marge continentale sud-américaine (MARSH,1973; BLACK et
al., 1985).
8.3. LA FORMATION ET L'EVOLUfION DU BASSIN DE LA BENOUE
8.3.1. Les principales étapes de l'histoire du bassin
Contrairement aux autres bassins qui reposent soit sur la marge, soit franchement sur un soÇle continental,
le bassin de la Bénoué est en grande partie intracontinental tout en présentant des relations avec la marge du Golfe de
Guinée. Sa formation et son évolution ont été, au moins partiellement, contrôlées par les structures océaniques
naissantes de l'Atlantique Equatorial.
L'analyse des données géologiques et géophysiques du bassin crétacé de la Bénoué va nous permettre de
dégager les principales étapes de son évolution, ainsi que les caractéristiques liées à chacune de ces étapes.
Le soubassement du bassin de la Bénoué est entièrement constitué par une croûte continentale. En Basse
Bénoué, cette croûte a été notablement amincie au niveau des "Abakaliki" au cours de l'Albien (Fig.120). Aucune
croûte océanique n'a été créée en Basse Bénoué comme cela a été suggéré (BURKE et al., 1971). Le magmatisme,
certes localement abondant, ne présente pas les caractères pétrologiques des dorsales océaniques. Par ailleurs, au coeur
de la zone fortement intrudée des témoins de la croûte sous-jacente ont été remontés sous la fonne de blocs gneissiques
en enclave dans des basaltes (OKEZIE,1958). En Haute Bénoué, l'amincissement crustal est resté relativement faible
(Fig. 121), le magmatisme crétacé a été peu abondant et le métamorphisme absent.
Les dépôts les plus anciens (Aptien supérieur), situés en Haute Bénoué, semblent remplir des petits grabens
(ALLIX,1983). Des fossés E-W, qui sont masqués par le Crétacé supérieur au Nigéria, existent à l'affleurement au
Nord Cameroun. Si les failles bordières de ces fossés ont eu un jeu purement normal, ce qui n'est pas établi de façon
certaine sur le terrain, ces grabens se seraient fonnés dans un contexte distensif, avec une direction d'extension N-S
(POPOFF et al., 1983)
Au cours de l'Albien se fonnent au droit de l'amincissement crustal, plusieurs sous- bassins répartis sur près
de 800 km depuis la marge continentale atlantique jusqu'aux abords du bassin du lac Tchad. Ces bassins se disposent
selon une direction N50E sécante sur les grabens E-W. Ils sont en grande partie masqués par les séries transgressives
du Crétacé supérieur. Leur géométrie, ainsi que leur répartition, n'ont pu être précisées que grâce à la géophysique
(Fig. 115). Celle-ci a également permis de souligner l'importance et le rôle des accidents N50E dans la formation et
la répartition des sous-bassins. On constate que ces accidents se situent en position axiale et coïncident avec la ride de
socle révélée par la géophysique. L'ensemble des accidents "géophysiques" et de terrain forment un réseau anastomosé,
d'où ressortent les deux directions majeures N50E et N20E. Leur jeu décrochant. aussi bien en Basse qu'en Haute
Bénoué. a déterminé une succession de points hauts et de creux, que nous interprétons comme des zones en
compression (restraining bend) et en distension (releasing bend) localisées le long des décrochements ou à leur relais
(CROWELL,1974a, 1974b) (Fig. 122). L'existence de régimes de contrainte différents le long d'un même accident est

---

~'Anambfa
d'Abakal~
Synclinal
An.t.iclinOf.i.um
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Figure 120
Diagramme interprétatif de la structure actuelle du bassin et de la croûte au niveau des" Abakaliki" et du bassin d'Anambra
lmerpretalive diagram of the present structure of the basin and the crust in the Abakaliki and the Anwnbra basins

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Horst de Kalt
Anticlinal de L
Plateau de Biu
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L
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Figure 121
Diagramme interprétatif de la structure actuelle du bassin et de la croûte au niveau de la Haute Bénoué
Interpretative diagram of the present structure of the basin and the crust in the Upper Benue

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- 193 -
confirmée par l'existence le long des accidents N5üE, d'un volcanisme contemporain de la formation des bassins
(POPOFF et al., 1982). Ces venues volcaniques, relativement ponctuelles, alternent avec des structures compressives
précoces.
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119831
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Figurel22
Modèle intl:rprétatif de la structu re du bassin de Haute Bénoué (d'après MAU RIN cc al., 1986)
[f/terpretativc /Ilodcl ofthc .Itrue:tltre of the Upper BCf/llc Frollgh (aflCr kfAUR[N et al., /986)
La disposition d'ensemble (Fig.123) correspondant à la période albienne est donc basée essentiellement sur
les données géophysiques (gravimétrie, magnétisme), les données de terrain précisant la réalité de certains accidents
majeurs ou le sens de mouvement de ces derniers. On constate que si le mécanisme de décrochement sénestre intègre
correctement les données de terrain et de la géophysique, il existe une difficulté majeure au fonctionnement cohérent de
ce modèle. Il s'agit des structures E-W de la branche de Yola qui se raccordent aux bassins du Cameroun. La formation
de ces grabens est en effet apparemment incompatible avec la direction subméridienne de la contrainte <JI responsable
du coulissage sénestre les long des directions N5üE et N2üE. Deux explications sont envisageables. La première
hypothèse (POPOFF et al., 1983) repose sur le fait que ces grabens contiennent un matériel détritique d'âge aptien

---

+
BASIN SHAPE IN DEPTH
CJ
N
< 3000 M
c===J 3000-5000 M
t
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.....
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+
+
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BASEMENT RIDGE
+
SHEAR ZONE
( mainly transcurrent )
I l Il
I l Il!
FAULT (graben like structure 1
Figure 123
Modèle d'évolution des sous-bassins albo-aptiens de la Bénoué le long d'un système
de décrochements (d'après BENKHELIL et al., 1986)
Mode! of evolUlion of the Aptian-Albian sub-basins of the Benue Trouglz
along a transcurrentfault system (after BENKI/ELlL et al.. 1986)

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- 195 -
supérieur, ou plus ancien, et se seraient formés précocement dans un contexte distensif. Cela suppose que les failles
bordières ont eu un jeu normal, ce qui n'est pas établi de façon certaine sur le terrain. La deuxième explication est
basée sur un phénomène mécanique déjà observé aux abords de grands décrochements intracontinentaux. L'exemple en
est donné par la faille de San Andreas, le long de laquelle des failles normales délimitent des grabens (Ridge Basin) se
formant selon une direction oblique à la zone décrochante (CROWELL, 1974b). On constate que ces structures
viennent buter contre le faisceau axial de failles N5üE et qu'aucune structure E-W importante n'apparaît au-delà de ce
faisceau (Fig.124).
Ride de Zambuk
Burashika
1
Plateau de Jos
'-..
+-
}~Branche de Vola
~
/
Faille de Kaltungo
Horst de Kaltungo
Figure 124
Bloc diagramme montrant le cadre structural au cours de l'Aptien-Albien en Haute Bénoué
Block diagram showing the structural framework during the Aptian-Albian in the Upper Benue
Dans le cas de la Bénoué on se heurte, comme pour la première hypothèse, au problème de la nature des failles qui
limitent les fossés E-W. Dans ces deux hypothèses, la branche de Yola correspond à un graben limité par des failles à
jeu normal. Les investigations géophysiques indiquent des bordures faillées parfois cachetées par les sédiments
(OFOEGBU, 1985). On notera, par ailleurs, que si la direction moyenne de la branche de Yola est proche de E-W,
dans le détailles directions N5üE sont clairement exprimées et sécantes (voir carte géologique en annexe F).
La structure de la branche de la Gongola, simple en apparence, est en réalité constituée par plusieurs
sous-bassins dont la forme et la disposition en échelon sont en accord avec le mécanisme de coulissage sénestre le
long de la direction N5üE. En direction du Nord-Est, le bassin de la Bénoué s'ennoie sous les dépôts récents du bassin
du lac Tchad. Il semble que son extension vers la cuvette du Tchad et au-delà son raccord avec les bassins nigériens
soit probable. Il existe cependant au niveau du bassin de Borno un seuil souligné par des accidents transverses de
direction N14üE. Cette direction est celle de failles normales synsédimentaires observées à Ashaka dans la formation
de Gongila, d'âge turonien inférieur à moyen (POPOFF et al., 1986). Si l'on considère que ces failles font partie de ce
faisceau transverse, car étant situées à proximité de celui-ci, le seuil de Borno pourrait correspondre à une structure
relativement précoce dans l'évolution du bassin de la Bénoué.

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- 196-
L'extrémité méridionale du bassin est interrompue par un accident décelé par la géophysique et qui
correspond à la transition entre les croûtes continentale et océanique. C'est à ce niveau que doit se situer la jonction
possible entre les structures océaniques du Golfe de Guinée et le bassin de Basse Bénoué. Cette limite est en accord
avec celle déterminée par HEDBERG (1969) au niveau du bassin de Douala et du Mont Cameroun. Les relations entre
les failles océaniques du Golfe de Guinée et le bassin de la Bénoué ont été évoquées à plusieurs reprises (GRANT,
1971; MASCLE,1977; BENKHELIL, 1982; BENKHELIL & ROBINEAU, 1983). Cependant, l'énorme masse du
delta du Niger masque les structures océaniques et, jusqu'à ce jour, les investigations géophysiques n'ont pas traversé
les 12 km de série sédimentaire. Une bonne correspondance entre les failles océaniques et les structures de Basse
Bénoué s'observe de part et d'autre du delta. On remarquera en effet que les fractures du Chain et du Charcot coïncident
avec la zone la plus déformée des "Abakaliki" (Fig.125). Il est donc raisonnable de penser que ces failles océaniques,
sans doute initiées au niveau de discontinuités continentales anciennes, ont pu avoir une certaine influence sur les
structures proches de la marge continentale au moins au cours des premiers stades de la formation du bassin
d'Abakaliki. Cela est d'autant plus vraisemblable qu'au cours de l'Aptien-Albien la partie active de ces failles
océaniques était encore suffisamment proche de l'axe des "Abakaliki" pour y induire les phénomènes tectoniques,
magmatiques et métamorphiques observés.
Figure 125
Les relations possibles entre le réseau de failles de la Bénoué et les fractures océaniques du Golfe de Guinée (after
BEN KHELlL, 1982a)
The possible relationships betlVcen the fracture system of the Benue J'roulih and the occanicfracwre zones of the Gulfof
Guinea (atier BENKIIEUL, lWi2a)
La mobilité des aires de sédimentation au cours du Crétacé a été soulignée par ALLIX (1983). Cette
mobilité se manisfeste par une migration des aires de dépôt du SE vers le NW. On constate, en effet, que les
sédiments les plus anciens sont situés sur la bordure sud-est du bassin et les plus récents sont localisés le long de la
bordure nord-ouest. Cette migration des dépocentres, observée aussi bien en Basse qu'en Haute Bénoué, se poursuit

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- 197 -
également au début du Tertiaire avec le bassin de Kerri-Kerri. Une polarité identique existe également au niveau des
structures avec un léger déversement des plis et de la schistosité vers le NW tout le long du bassin (Fig. 126). A cela
vient s'ajouter une migration des événements tectoniques du SW vers le NE. C'est le cas en particulier pour la phase
de compression qui s'amorce dès le Santonien dans les "Abakaliki" pour atteindre la Haute Bénoué à la fin du
Maastrichtien.
ANTICLINORIUM
D'ABAKALIKI
BASSIN D'ANAMBRA
SE
NW
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+
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Figure 126
Coupe générale des domaines d'Abakaliki et d'Anambra
Le synclinal d'Anambra est interprété comme un bassin tlexural
Generalized cross section/or the Abakaliki and Anambra domain.I'
the Anambra syncline is interpreted as a/lcxural basin
Cette dissymétrie des structures crétacées peut être étendue à l'ensemble de la région. On constate, en effet,
que sur une transversale NNW-SSE passant par les bassins du Cameroun central, par la Haute Bénoué et les bassins
du Niger oriental, les parties les plus anciennes des bassins méso-cénozoïques affleurent au SE (conglomérats
albo-aptiens de la Mbéré) alors que les plus récentes sont visibles très largement au NW (remplissage tertiaire du
fossé de Termit-Agadem). On peut voir dans cette migration vers le NW, les effets du soulèvement du massif de
l'Adamoua et cela probablement dès le Crétacé supérieur.
8.3.2. La Bénoué et l'ouverture de l'Atlantique Sud
L'histoire de l'Atlantique Sud est marquée par une succession d'événements dont les possibles répercussions
en domaine continental correspondent assez bien aux phénomènes géologiques enregistrés dans les bassins
post-hercyniens. La Bénoué, en particulier, est directement concernée car elle s'ouvre largement sur le domaine
océanique au niveau du Golfe de Guinée.
Les relations entre les failles océalliques du Golfe de Guinée et la Bénoué
Les relations ayant pu exister entre les fractures océaniques du Golfe de Guinée et le bassin de la Bénoué au
cours de la phase initiale d'ouverture ont été examinées par divers auteurs (FAIL ct al., 1970; GRANT, 1971;
BURKE ct al., (1970); BURKE & WHITEMAN 1972 ; MASCLE,1977; BENKHELIL,1982a; BENKHELIL &
ROBINEAU, 1983).
BURKE ct al. (1970) s'appuyant sur un levé aéromagnétique sur la Basse Bénoué non publié, comparent les
six anomalies magnétiques découvertes, parallèles à la direction du bassin, alternativement positives et négatives, à
celles typiques des dorsales océaniques. Ces données impliqueraient l'existence d'une ride océanique en Basse Bénoué,

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- 198 -
active pendant une partie du Crétacé (Fig. 127). La faible largeur actuelle du bassin d'Abakaliki est expliquée, dans
cette hypothèse, par l'existence d'une zone de subduction au Santonien qui aurait résorbé la nouvelle croûte. Les effets
d'un tel phénomène correspondraient selon ces auteurs à la présence de 1000 m de roches caJco-akalines (andésites)
injectées dans la série sédimentaire. Les affinités géochimiques de ces roches volcaniques sont incontestables mais ne
constituent pas à elles seules une preuve formelle de l'existence d'une zone de subduction. Concernant l'important
volume de ces venues, il apparaîtrait que ces roches, reconnues en sondage, correspondent non pas à un ensemble
continu, mais à quelques intercalations réparties sur 1000 m.
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Figure 127
Ouverture du Golfe de Guinée au Crétacé inférieur et comparaison avec la position structurale actuelle de la Mer Rouoe
(BURKE el al., 1970)
0
Opening of lhe Gulf of Guinea in lhe Early Crelaccous compared wilh lhe Red .'lea slruclural posilion now (BURKE el
al., 1970)
Si la présence d'anomalies magnétiques sous le delta du Niger indique certainement une croûte océanique
sous jacente, ce qui est confirmé par d'autres études géophysiques (BENKHELIL et al., 1986) qui placent la limite
océan-continent au droit d'Onitsha, MASCLE (1977) en propose une interprétation différente. Pour cet auteur, la
direction et la signature de ces anomalies pourraient en fait marquer le passage sous le delta aérien de fractures fossiles
telles que celles du Chain et du Charcot.
BURKE & DEWEY (1974), TIIIESSEN et al. (1979) et OLADE (1975) considèrent la Bénoué dans un
système de point triple RRR initié par un point chaud. Dans ce modèle, la Bénoué est considérée comme un bassin
aulacogène.
Un modèle du type RRF est proposé par GRANT (1971), puis par EMERY et al. (1975), donnant un rôle
prépondérant aux failles transformantes le long de la marge du Golfe de Guinée. Le modèle proposé par GRANT
(1971) est basé sur une ouverture en cisaillement créant des bassins géométriquement semblables aux bassins de type
"pull apart" (Fig.128). Dans ce modèle, les futurs bassins marginaux sont échelonnés le long des zones de fractures
océaniques naissantes, le bassin de la Bénoué se formant en distension à l'extrémité de ce système, en domaine
continental. Mais le mécanisme d'extension lente proposé au niveau de la Bénoué s'intègre mal dans le modèle en
cisaillement le long de la marge du Golfe de Guinée.

---

- 199 -
rlde.I C'Oul.
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Figure 128
Schéma montrant la séptu'ation de l'Afrique et de l'Amérique du Sud
au niveau du golfe de Guinée à l'Albien (GRANT, 1(71)
SchenUltic separation ofArricafrom South America in Ihe
Gulf of Guiflca in Albian limes (GRANT. 1971)
MASCLE (1977) dans son étude sur les failles transformantes du Golfe de Guinée, montre une coïncidence
entre le prolongement théorique de la zone du Chain et le rebord septentrional de la fosse de Basse Bénoué (Fig. 129).
Il en est de même entre le prolongement théorique de la zone du Charcot et les directions structurales du domaine
d'Abakaliki. Cette correspondance a été également soulignée par BENKHELIL & ROBINEAU (1983) dans leur
modèle en décrochement (Fig. 130).
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Figure 129
Prolongement des zones de fracture équatoriales au niveau du golfe de Guinée (d'après MASCLE, 1977)
EXlension of the Equalorial Fracture Zones in lhe Gulf of Guinea (aflcr MASCLE, 1977)

---

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GUINEE
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Figure 130
Coulissage sénestre du fossé de la Bénoué dans le prolongement des failles
transformantes océaniques et structures annexes (d'après BENKHELIL & ROB INEAU, 1983)
Sinistra/transcurrent movement a/ong the Benue Trough in the prolongation of the
oceanic tramformfau/ts aM re/ated structures (after BENKllELlL & ROBINEAU,1983)
D'autre part, des corrélations ont été tentées entre la direction des failles océaniques et les discontinuités
tectoniques anciennes sur le continent (Mc CONNELL, 1969; WRIGHT, 1976; FAIL et a/., 1970). Les principales
discontinuités du socle continental autour du Golfe de Guinée comprennent la faille d'Accra, la faille de l'Adamaoua et
la ligne du Cameroun. Ces corrélations varient selon les auteurs, d'une part à cause du tracé imprécis des fractures en
mer, et d'autre part à cause du manque d'informations géologiques concernant les structures continentales (Fig. 131).
Figure 131
Prolongement de ta zone de fracture de la Romanche le long du Flanc de Bénin (d'après FAlL et a/., 1970)
Extension of the Romanchefracture zone a/ong the Benin F1ank (after FAIL et a/ ..1970)

---

- 201 -
L'exemple le plus typique est fourni par l'interprétation de WRIGHT & MC CURRY (1971) concernant le
prolongement des failles de la Romanche, du Chain et de celui de la latitude 27° S qui correspond très probablement à
la faille du Charcot. Le tracé de ces failles en mer est erroné et l'auteur évite délibérément de prolonger l'une d'entre
elles dans le bassin de la Bénoué (Fig. 132). MASCLE (1977) a établi de façon satisfaisante les prolongements
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Figure 132
Possible intersection entre les fraclures océaniques et la marge du Golfe de Guinée (d'après WRIGHT & McCURRY,
1971 )
Possiblc interscction hctlVcen the oecaniefraClurcs and the Guinea [:O(l.lt (a/ier IIRIGIIT & JleCURRr, 1971)
théoriques des failles, du Chain et du Charcot qui encadrent parfaitement le domaine d'Abakaliki. En l'absence de
données géologiques et surtout structurales sur le bassin de la Bénoué, l'auteur compare cette "fosse" à un rift
continental, telle graben du Rhin, où la tectonique aurait été guidée par un "faillage majeur profond". Ce dernier
résulterait d'un phénomène d'extension faible capable de créer, dans la partie supérieure de la lithosphère, une zone
étroite de déformations associées à des phénomènes thermiques et magmatiques. Cette interprétation est certainement
la plus proche de la réalité géologique, à cela près que les mécanismes de la déformation déduits de l'étude structurale
des "Abakaliki" sont plus proches du type coulissage horizontal que de l'effondrement pur.
BENKHELIL & ROI3INEAU (1983) proposent une interprétation de l'ouverture de la Bénoué basée sur
l'interaction des failles océaniques naissantes et des structures en Basse Bénoué. Dans cette hypothèse, les fractures
océaniques sont initiées sur des zones de faiblesses de la croûte continentale. JI existe en Afrique de l'Ouest une
relation étroite entre la position des accidents post-hercyniens et la structuration des zones mobiles réactivées au
Panafricain. C'est le cas du soubassement de la Bénoué qui,traversé par des accidents,aurait induit les directions de
l'ouverture du Golfe de Guinée, tout en étant une conséquence de celte ouverture. Ces failles anciennes supposées en
Basse Bénoué sont parfaitement visibles en Haute Bénoué. Au Cameroun, les mylonites de Ngaoundéré sont un
exemple de structures anciennes panafricaines dont le rejeu est à l'origine de bassins à remplissage crétacé (bassins
crétacés de la Mbéré et du Djerem).

---

- 202-
Lorsque les failles océaniques entrent en activité à l'ouverture du Golfe de Guinée, le mouvement de
coulissage a du s'initier dans leur prolongement continental au niveau des" Abakaliki". Il s'agirait en fait de la
réactivation d'une discontinuité majeure affectant l'ensemble de la croûte et le long de laquelle les phénomènes
thermiques et magmatiques résultent d'un amincissement crustal (Fig. 133).
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1
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+ +
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croûte continentale
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1
1
1
10
croûte
océanique
Figure 133
Interprétation de l'allure d'une zone de faille océanique et de son équivalent continental au niveau de la Basse Bénoué
Interpretation of the aspect of an occanicfracwre zone und its continental equivalent in tlle Lml/cr Renue
En tireté: forme probable des isogrades métamorphiques
Le mouvement d'ouverture du Golfe de Guinée se poursuit jusqu'au Santonien sans modification notable de
trajectoire. Le domaine d'Abakaliki est soumis à un régime où domine l'extension en relation avec le jeu décrochant
des failles de socle. Le changement de pôle de rotation de la plaque africaine au Santonien (80 MA) est marqué au
niveau du Golfe de Guinée par un changement d'orientation des fractures. C'est précisément à cette époque que le
domaine d'Abakaliki cesse de fonctionner en tant que dépocentre, un serrage important se produisant au niveau des
failles majeures qui sont scellées définitivement.
L'étude de la marge en cisaillement du Golfe de Guinée (MASCLE, 1977 ; MASCLE et al, in press) a
permis de reconnaître certaines caractéristiques géologiques qui sont tout à fait similaires à celles mises en évidence
dans les "Abakaliki". Le jeu transformant de la faille de la Romanche au niveau de la ride de Côte d'Ivoire détermine
une succession de petits bassins de type "pull apart" séparés par des faisceaux de faille étroits. Des grabens fortement
dissymétriques sont remplis de sédiments d'âge crétacé inférieur. Les dépôts de base, d'âge crétacé inférieur, sont
affectés par des déformations synsédimentaires incluant des plis ainsi que des failles normales et sont localisées sur la
ride. Une discordance importante scelle les déformations liées au jeu en cisaillement le long de la marge continentale.

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- 203-
Les principales étapes de l'ouverture
Nous distinguerons quatre phases principales dans l'ouverture de l'Atlantique Sud.
1-L'ouverture de l'Atlantique Sud se produit au Valanginien supérieur correspondant à la première anomalie
(MIl) identifiée et datée à 127 MA (SIBUET & MASCLE, 1978). L'ouverture se propage vers le Nord, selon des
modalités discutées ci-dessous, pour rejoindre le système de l'Atlantique Nord. Les derniers liens entre les continents
africain et sud-américain se situent au niveau du Golfe de Guinée. A l'Aptien supérieur, un changement important
intervient avec une accélération de l'expansion océanique. C'est à cette époque qu'à l'échelle régionale un régime
distensif important domine en domaine continental, au niveau de la Bénoué, avec formation d'un système de petits
fossés. Quelques manifestations volcaniques accompagnent ce stade initial soulignant déjà les futures directions
NE-SW du bassin (filons rhyolitiques de Yandev). Cette période correspond presque partout, dans les bassins de marge,
à la fin de l'épisode évaporitique.
2-L'ouverture du Golfe de Guinée et du bassin de la Bénoué entre l'Aptien supérieur et le Santonien
constitue la deuxième étape importante dans l'évolution de l'Atlantique. Le domaine océanique s'approfondit et les
échanges avec l'Atlantique Central et Nord, même si les courants de fonds n'opèrent pas encore complètement, se
produisent au moins par les courants de surface. Le bassin de la Bénoué reçoit les premières influences marines dans
le Sud alors que dans le Nord-Est se développe une sédimentation continentale. Les grandes failles équatoriales de la
Romanche, du Chain et du Charcot se forment, permettant le coulissage des continents le long de la marge nord du
Golfe de Guinée (MASCLE, 1977). En Bénoué, les sous-bassins formés le long des accidents décrochants NE-SW
subsident. La trangression atteindra au Turonien le Nord-Est du bassin où une jonction se produit avec la mer
transaharienne en provenance de la Téthys.
3- Au Santonien, un événement majeur se produit au niveau du mouvement des plaques Amérique du Sud et
Afrique. Un déplacement du pôle de rotation de la plaque africaine entraîne des réajustements intraplaques qui peuvent
être importants. Ce changement de direction est bien marqué au niveau des failles océaniques équatoriales
(MASCLE, 1977). En Bénoué, cet événement est marqué par l'épisode compressif qui ferme et fait émerger le domaine
d'Abakaliki. C'est également, l'amorce de la régression du bras de mer qui recouvrait tout le bassin. Le domaine marin
est repoussé à la fois vers le Sud-Ouest et vers le Nord-Est à partir d'un axe NW-SE situé en Moyenne Bénoué. Cet
événement se marque par des discordances tectoniques dans les bassins des marges africaine et sud- américaine.
4- Du Santonien à l'Actuel, la circulation océanique est complète entre l'Atlantique Sud et Nord. Au cours
du Tertiaire, un changement eustatique majeur, marqué à l'échelle mondiale, se traduit sur les marges par des hiatus de
sédimentation. La Bénoué est complètement émergée dès le Paléocène après l'ultime épisode compressif fini-crétacé de
Haute Bénoué.
Reconstruction initiale et premiers stades de la séparation Afrique- Amérique du Sud
La première reconstruction initiale autour de l'Atlantique (BULLARD et al., 1965), basée sur la
morphologie des marges continentales, fait apparaître des chevauchements et des lacunes de recouvrement entre les
continents.
Afin de résoudre ces problèmes de "fit", de nombreux modèles, s'appuyant la plupart sur cette première
reconstruction, font appel aux données géophysiques et en particulier aux anomalies magnétiques ( FAIL et al., 1970 ;
DELTEIL et al., 1974 ; EMERY et al., 1975; MASCLE, 1977 ; SIBUET & MASCLE, 1978 ; RABINOWI1Z &
LABRECQUE, 1979). Parmi ces modèles, celui de RABINOWITZ et LABRECQUE (1979) est basé sur les

---

- 204-
anomalies magnétiques de la séquence M identifiées sur les marges de l'Afrique du Sud et de l'Argentine (Fig. 134).
Une limite majeure à l'application de ce modèle, qui suppose les plaques rigides, est la zone de compression qu'il
induit au niveau des marges équatoriales et qui, entre le Valanginien et l'Aptien, entraînerait un raccourcissement
d'environ 300 km. Les données géologiques sur cette région excluent un tel mouvement L'hypothèse proposée par
SIBUET & MASCLE (1978) élimine les incompatibilités de trajectoire mais implique un système déjà largement
ouvert au niveau du Golfe de Guinée avant l'Atbien, ce qui est en désaccord avec les données paléogéographiques sur
cette région.
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Figure 134
Position de l'Afrique et de l'Amérique du Sud à la fin de l'Aptien
(d'après RABINOWI1Z & LABRECQUE, 1978)
Position ofAfrica and Soulh America in lhe Lale Aplian
(afler RABINOWI1Z & LABRECQUE. 1978)
11 apparaît donc que les hypothèses proposées ne sont applicables que pour une portion de marge et pour
certaines époques. Aucun modèle ne permet de concilier l'ouverture de la partie méridionale avec une évolution
géodynamique satisfaisante au niveau du Golfe de Guinée au Crétacé inférieur. En fait, ces modèles géophysiques
tiennent peu compte des contraintes géologiques sur le continent, et en particulier au niveau du Golfe de Guinée qui
apparaît comme un secteur clé dans l'ouverture de l'Atlantique Sud.

---

- 205-
Afin de résoudre l'incompatibilité entre l'ouverture de la partie sud et celle du Golfe de Guinée, certains
modèles considèrent les plaques comme des ensembles non rigides qui sont susceptibles de se déformer de façon
importante le long de discontinuités. L'un de ces modèles cinématiques (PINDEL & DEWEY, 1982) situe une
discontinuité intraplaque le long de la Bénoué (Fig. 135). Il suppose, au niveau de la discontinuité, un jeu décrochant
sénestre au Nord et une extension dans la partie sud. Cette hypothèse n'a aucune réalité géologique.
Figure 135
Discontinuité inlraplaque au niveau de la Bénoué (d'après PINDELL & DEWEY, 1982)
lntraplate discontinuity in the Senuc l'rougit ((Ifter PINDELL & DEWEY, 1982)
Des modèles similaires ont été proposés récemment qui tentent de résoudre le problème des lacunes de
recouvrement du modèle de BULLARD et al. (1965). Partant d'une reconstitution initiale serrée au niveau de
l'Atlantique Sud à l'anomalie M4, CURIE (1984) propose une ouverture diachrone de la partie équatoriale par le jeu
d'une discontinuité intraplaque (Fig.136). Celle-ci traversant l'Amérique du Sud à la latitude du bassin de Parana est
soulignée en mer par la ride de Walvis-Rio Grande. Elle aurait fonctionné entre 117 et 107 M.A. en décrochement
dextre, permettant l'ouverture de la partie méridionale de l'Atlantique Sud. Dans cette hypothèse, le Golfe de Guinée et
la Bénoué se seraient ouverts à partir de l'Albien.
MAURIN (1985) reprend cette idée en intégrant les données récentes sur l'ouverture de la Bénoué.
Considérant que les zones de décrochement sénestre (Kaltungo par exemple) ont contrôlé le remplissage sédimentaire
dès l'Aptien, il applique le principe d'une discontinuité intraplaque anté-albienne au niveau de la Bénoué. Le
déplacement de 400 km estimé pour le décrochement de Parana (CURIE, 1984) et qui semble excessif, serait en partie
atténué par un déplacement de plusieurs dizaines de kilomètres,le long de la Bénoué (Fig. 137 ).
Ces deux modèles très proches sont d'un intérêt certain car ils essaient d'intégrer des données géologiques
continentales. L'un des points de désaccord réside dans l'âge de l'ouverture du système équatorial. A notre avis,
l'expression ouverture peut correspondre, selon les auteurs, à la première transgression marine, à une véritable
circulation océanique ou à l'apparition d'une nouvelle croûte océanique. C'est ce dernier phénomène que nous
considérons comme la véritable séparation continentale.

---

- 206-
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Figure136
Reconstitution initiale au Barrémien (A) et principales étapes (B & C) de J'ouverture de l'Atlantique Sud (d'après CURIE,
1984)
Predrift reconstruction atthe Barremi(ln (A) and main stages (B & C) ofthe opening of the South Atlantic (afler CURIE.
1984)

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- 207-
p
•
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AFRIQUE
Figure 137
Modèle à deux discontinuités intraplaques (Bénoué et Faille de Parana) d'après MAURIN (1984)
Model with Iwo intraplall? discontinuilies (Benue and Paranafa ult) (if/cr MAURIN (1984)
Le modèle présenté par CURIE (1984) serait relativement satisfaisant, si la réalité de la discontinuité
intracontinentale sud-américaine était établie par des arguments géologiques directs. Le déplacement supposé de 400
Km en moins de 15 M.A. aurait certainement laissé des traces plus conséquentes que celles invoquées (volcanisme de
Parana).
MAURIN (1985), tout en acceptant le principe du découplage au niveau de la zone de Parana, y associe la
zone de cisaillement sénestre de la Bénoué. Si l'existence en Bénoué de discontinuités actives au cours du Mésozoïque
(MAURIN et al., 1986) est bien établie, ainsi que leur mécanisme tectonique, l'âge de leur activité est encore mal
précisé. En effet, les argumenl~ avancés par MAURIN (1985) pour dater le jeu de cette discontinuité, se résument à
l'existence de palynomorphes d'âge aptien supérieur à la base de la série sédimentaire de l'anticlinal de Lamurde
(ALLI X, 1983). L'existence de ces bassins anté-albiens est probable en Haute Bénoué et sans doute dans le Nord
Cameroun, mais reste tout à fait hypothétique dans le reste de la Bénoué. D'autre part leur géométrie, leur orientation
et leur disposition (cf § 8.3.1.) s'intègrent difficilement dans un jeu décrochant sénestre le long de la discontinuité de
la Bénoué.
Le principe de la déformation intraplaque , évoqué dans ces deux modèles, est applicable à la Bénoué
compte tenu des nouvelles données structurales qui démontrent la réalité de discontinuités importantes. Cependant, si
les mécanismes invoqués pour ces discontinuités sont confirmés par les données géologiques, en revanche l'âge de leur
fonctionnement est encore mal précisé. La discontinuité de Parana aurait fonctionné à partir du Barrémien (117 MA)
âge de la plus ancienne anomalie magnétique identifiable pour RABINOWITZ & LABRECQUE (1979), alors que
pour SIBUET & MASCLE (1978) l'anomalie Mll, correspondant au Valanginien (127 MA), serait l'âge de la
première création de croûte océanique en Atlantique Sud. En Afrique, il est cependant difficile d'admettre de grands
déplacements le long de ces discontinuités au cours du Mésozoïque. CORNACCHIA & DARS (1983) estiment à au
moins 50 km le déplacement le long des linéaments centrafricainS.Mais leur jeu semble être bien antérieur aux dépôts
crétacés, ceux-ci étant à peine fracturés au passage de ces accidents importants.

---

- 208 -
Dans une reconstitution initiale des continents africain et sud-américain autour du Golfe de Guinée
(Fig. 138), l'assemblage serré proposé par CURIE (1984) montre une bonne correspondance entre les principales unités
structurales sur les deux continents.
Les cratons ouest-africain et congolais coïncident assez bien avec leurs vis à vis sud-américains à savoir
ceux de Sao-Luiz et de Sao-Francisco respectivement. D'autre part, les correspondances ont été établies entre les
décrochements panafricains du Cameroun et ceux du Brésil. L'accident de Ngaoundéré, considéré comme le
prolongement de celui de Pemambuco dans les reconstitutions antérieures (in LOUIS, 1970; MASCLE,1976;
MARTIN et al.,1981), est corrélé ici avec celui de Patos. La faille de Pemambuco serait en fait le prolongement
sud-américain de la faille de la Sanaga mise en évidence récemment au Cameroun (DUMONT,1986).
Lors de la véritable séparation des continents, c'est-à-dire à l'Albien, la Bénoué correspond à une zone de
décrochement dont le jeu sénestre serait produit par une vitesse de déplacement différente des blocs situés de part et
d'autre de la discontinuité (Fig.l38). Les structures d'effondrement du Niger (fossés du Téfidet et de Termit-Agadem),
orthogonales au mouvement des blocs, s'intègrent bien dans ce schéma d'ouverture.
Il est donc désormais nécessaire de tenir compte, dans tout modèle d'ouverture de l'Atlantique Sud, du rôle
joué par les discontinuités intracontinentales. Les jeux le long de ces discontinuités sont relativement bien établis, les
âges de ces jeux restent encore imprécis et la quantité de déplacement encore tout à fait hypothétique.
Seule une corrélation entre les structures du socle situé de part et d'autre du bassin de la Bénoué permettrait
d'obtenir une valeur de ce déplacement. Dans notre modèle (BENKHELIL & ROBINEAU ,1983) proposé pour la
formation du bassin de la Bénoué, il n'est pas nécessaire d'évoquer de grands déplacements le long des accidents pour
créer des dépressions même profondes. Ce modèle est, dans l'état actuel des travaux en Bénoué, le mieux adapté aux
réalités géologiques et géophysiques.
En conclusion, il apparait clairement que la plaque africaine ne s'est pas comportée comme un bloc rigide au
cours de son histoire post-hercynienne. Les grandes discontinuités intracontinentales, généralement héritées des
structures panafricaines, ont été actives avant et pendant la séparation continentale Afrique-Amérique du Sud. Il est
cependant difficile d'admettre de grands déplacements le long de ces discontinuités au cours du MéSOZOïque.

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- 209-
CRATON
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Figure 138
Reconstitution montrant la position de l'Afrique et de l'Amérique du Sud autour du Golfe de Guinée à l'Aptien et à l'Albien
Reconstitution showing the position of South America and Africa around the Gulf of Guinea during the Aptian and Albian
limes
1 : Craton ancien; 2 : Zone mobile; 3: Evaporite ; 4 : Sédimentation marine; 5 : Sédimentation limnique ; 6 : Croûte
océanique; 7 : Sous-bassins dont la profondeur dépasse 3000 m ; 8 : Fossés d'effondrement; 9 : Failles de décrochement ;
10 : Coulissage sénestre le long de la discontinuité de la Bénoué; Il : Directions initiales le long desquelles ont été
induites les fractures océaniques; 12 : Failles océaniques; 13 Mouvement des continents (la petite flèche indique un
mouvement moins rapide au NW de la Bénoué induisant le long de celle-ci un coulissage sénestre) ; 14 : Direction
d'extension produisant les bassins du Niger

---

- 210-
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Ig na
6
2 - Carte géologique du bassin de la Bénoué
9
3 - Répartition de l'activité magmatique post-hercynienne dans le bassin de la Bénoué
12
4 - Les grands ensembles du bassin de la Bénoué
15
5 - Principaux découpages Iithostratigraphiques dans le bassin de la Bénoué
19
6 - Coupes synthétiques le long du bassin de la Bénoué montrant les relations entre les différentes unités
23
lithostratigraphiques
7 - Reconstitutions paléogéographiques et répartition des faciès en Bénoué au Crétacé et au Tertiaire inférieur
35
8 - Carte structurale de l'anticlinorium d'Abakaliki
39
9 - Les différents domaines structuraux sur une transversale passant par les Workum Hills
..41
10 - Bloc-diagramme montrant les relations entre le Crétacé et le socle précambrien du bassin d'Ambighir
.42
Il - Coupe interprétative montrant les relations socle-couverture dans la région de Yandev
.42
12 - Cadre structural en Basse Bénoué de l'Albien au 5antonien
.44
13 - Localisation des Workum Hills (W.H.) dans l'anticlinorium d'Abakaliki
45
14 - Micropli synsédimentaire dans un siltstone recoupé par la schistosité 51
.46
15 - Pli précoce dans un siltstone carbonaté ct schistosité de plan axial S'
46
16 - Charnière de micropli synsédimentaire avec schistosité S' de plan axial
.4l1
17 - Queue de cheval à la limite d'un lit gréseux et d'un niveau silto-argileux
.48
18 - Schistosité dans la charnière d'un pli avec injection de filons clastiques dans les plans de
schistosité
.48
19 - Schistosité de crénulation formée par un réseau anastomosé de discontinuités irrégulières
50
20 - Schistosité de crénulation régulière avec décalage apparent des lits induit par la dissolution
50
21 - Micas hérités ct phyllosilicates syntectoniques dans un siltstone des Workum Hills
50
22 - Coupe et microstructures dans le Crétacé métamorphique sur le versant nord des Workum Hills (Ebenta)
52
23 - Coupe et microstructures dans le Crétacé métamorphique sur le versant nord des Workum Hills (Ojekwe)
53
24 - La zone de cisaillement d'Ukwokwu. Vue en plan et coupes
54
25 - Zone mylonitique dans intrusion gabbroïque située sur le versant nord des Workum Hills
55
26 - Amphibole (Amp) recoupée et rebroussée le long de plans de cisaillement "C" dans un gabbro mylonitisé
56
27 - Amphibole brune (Amp) tronçonnée dans un grabbro mylonitisé
56
28 - Macles polysynthétiques sigmoïdes dans la calcite d'une vacuole ct rotation sur les bordures du minéral
56
29 - Valeurs du rapport axial 11/12 de l'ellipse de déformation déterminée sur plusieurs populations d'ammonites
59
30 - Carte des linéations ct stéréogrammes des éléments structuraux de la région des Workum Hills
61
31 - Virgation de la schistosité et éléments structuraux de la région des Workum Hills
63
32 - Carte schématique et coupe d'une partie du versant nord des Workum Hills
64
33 - Coupe d'une zone mylonitisée sur le versant nord des Workum Hills
65
34 - Stéréogrammes de plis coniques situés dans la région d'Ebenta
65
35 - Schistosité, ombres de pression et minéraux anté-cinématiques dans les schistes de la région d'Ameka
65
36 - Forme d'une zone abritée autour d'une chias tolite
66
37 - Filon-couches de microgabbro et de microdiorite dans la régon d'Ameka
74
38 - Lave de la région de Dogu
76
39 - Coupe interprétative de la région des Workum Hills au cours de l'Albien
77
40 - Diagrammes normatifs Q-Ab-Or, Ab-An-Or ct Ab- An- Ne
80
41 - Position des roches magmatiques de Basse Bénoué dans le diagramme alcalins-silice
80
42 - Diagramme Na20/K20 pour l'ensemble des roches magmatiques mésozoïques de la Bénoué
81
43 - Diagramme Na20+K20/AI203
82
44 - Diagramme AFM pour l'ensemble des roches magmatiques
83
45 - Diagramme AI203/MgO/FeO+Fe203
.84
46 - Diagramme MgO+FeO+Fe203+CaO/Na20+K20/AI203
.85
47 - Diagramme K/Rb d'après SHAW (1968)
86
48 - Diagramme KlBa
86
49 - Diagramme Rb/Sr en fonction de Rb
87
50 - Filons minéralisés et éléments structuraux de la région d'Ameka-Enyigba
90
51 - Porphyroblastes de chIorite (C) recoupés par la schistosité SI
92
52 - Filon-couche de microgabbro développant une auréole de métamorphisme dans les schistes de la
92
région d'Ameka
53 - Schiste tacheté
93
54 - Cristallinité des illites et micas en fonction du rapport 002/001 de l'illite
95
55 - Variations de l'indice de cristallinité et de l'intensité de la schistosité à travers l'anticlinorium d'Abakaliki
96
56 - Ombres de pression autour d'un oxyde de fer dans un schiste de la région d'Ameka
97
57 - Cristallisations abritées de quartz ct de chlorite (Qc)
98
58 - Cristallisation de fibres de quartz/chlorite (QC) dans un siltstone carbonaté
98
59 - Cristallisations abritées sigmoïdes (QC) ct chlorite anté-tectonique (Ch)
98

---

- 220-
60 - Comparaison des âges du magmatisme alcalin des provinces du Plateau de Jos, de la Bénoué et du Cameroun .. 104
61 - Diagramme synthétique résumant les principales phases de volcanisme et de métamorphisme
106
62 - Données sur les âges du magmatisme de la Bénoué
JO 7
63 - Le bassin d'Anambra: géologie d'après l'interprétation des images radar
109
64 - Coupe méridienne de la terminaison sud-ouest de l'anticlinal de Kéana
J 12
65 • Zone de faille minéralisée au Nord d'Aloshi
113
66 - Carte des isobathes du socle en Moyenne Bénoué
114
67 - Carte géologique simplifiée de Haute Bénoué
118
68 - Localisation des domaines paléogéographiques de Dadiya-Lau et de Gombé-Pindiga
.119
69 - Localisation des bassins E-W albo-aptiens
119
70 - Carte des isobathes du socle en Haute Bénoué d'après la géophysique
121
71 • Carte géologique du môle de Kaltungo
J22
72 - Orientations préférentielles des axes C du quartz dans les mylonites de la faille de Ka1tungo
123
73 - Directions du raccourcissement Z d'après l'analyse de la fracturation pour les phases d'âges crétacé inférieur . J 24
et crétacé supérieur
74 - Géologie de la région de Gwol-Gubrunde avec notamment le prolongement de la faille de Kaltungo
128
75 - Allure des déformations dans les grès de Bima le long de la faille de TeH
J 29
76 - Bloc-diagramme montrant les déformations plicatives en zone de relais le long de la faille de TeH
129
77 - Carte géologique de la région de Gombé
132
78 - Orientations préférentielles des axes C du quartz dans les mylonites de la faille de Gombé
132
79 - Failles synsédimentaires dans les grès de Bima
.134
80 - Faille normale synsédimentaire dans les grès de Gombé
134
81 - Faille inverse synsédimentaire dans les grès de Gombé
134
82 - Coupe interprétative à travers la boutonnière de Kaltungo et l'anticlinal de Lamurde
137
83 - Schémas d'évolution des flexures le long des failles de direction N50E
138
84 - Coupes sériées le long de la faille de Gwol-Gubrunde
139
85 - Disposition en échelon des plis de la bordure ouest du bassin de Haute Bénoué dans une couverture épaisse
140
86 - Géologie de la région de Libari
141
87 - Pli-flexure sur faille montrant les déformations cassantes le long du flanc verticalisé
143
88 - Microstructures associées au plissement concentrique dans la région de Zurak
143
89 - Plis associés au décrochement sénestre de la région de Senge
144
90 - Carte des éléments structuraux dans le Crétacé et le Tertiaire de la région de Ganjuwa
.145
91 - Coupe de la zone faillée située au Nord de Ganjuwa
146
92 - Décrochement sénestre situé à la sortie ouest de Ganjuwa montrant les fractures conjuguées et les lentilles
J4 7
de cisaillement
93 - Répartition des contraintes liées aux différents épisodes tectoniques post-hercyniens
149
94 - Coupe interprétative à travers le plateau de Kerri-Kerri et la faille de Gombé
.154
95 - Situation du bassin tertiaire de Kerri-Kerri
1 56
96 - La zone de faille de Gombe Aba Hill
157
97 - Coupes de la bordure ouest de la coUine de Gombe Aba montrant les failles normales et les structures
.158
de slump
98 - Géologie de la bordure ouest du Plateau de Kerri-Kerri aux environs de Beni
.160
99 - Coupes au niveau de la faille située à l'Ouest de Beni
161
100 - Renflement lenticulaire le long d'une faille synsédimentaire montrant un réalignement des grains de quartz .. .161
101 - Coupes sur la bordure méridionale de la structure circulaire située au Nord de Ganjuwa
.162
102 - Structure circulaire en forme de cuvette avec des basaltes au centre
163
103 - Plis d'entrainement le long d'une faille N30E injectée de basalte tertiaire
164
104 - Carte d'isodensité de necks volcaniques tertiaires de Haute Bénoué
171
105 - Images d'autocorrélation spatiale sur les pointements volcaniques tertiaires de Haute Bénoué
172
106 - Carte géologique et anomalies de Bouguer de Moyenne et Haute Bénoué
.173
107 - Carte des isobathes du socle d'après les données gravimétriques et magnétiques
174
108 - Diagrammes de fréquence des directions de discontinuités magnétiques
17 6
109 - Carte du champ magnétique total de la région d~ Wuyo
.177
Il 0 - Carte du champ magnétique total de la région de Kaltungo
178
III - Carte du champ magnétique total de la région de Dukku
179
112 - Carte d'anomalie régionale
.181
113 - Modèles bi-dimensionnels de l'anomalie régionale
182
114 - Anomalies gravimétriques résiduelles et modèles interprétatifs
184
115 - Carte schématique montrant la disposition des bassins mésozoïques par rapport aux principaux accidents
.185
magnétiques
116 - Carte schématique des grands ensembles géologiques du NW et du centre de l'Afrique
.186
117 - Répartition des dolérites post-viséen à pré-jurassique et des granites jeunes d'âge fini-paléozoïque à tertiaire 189
en Afrique de l'Ouest
118 - Répartition du volcanisme tertiaire à récent en Afrique de l'Ouest
.189
119 - Localisation du magmatisme alcalin et des reliefs sous-marins sur une reconstruction des continents
189
au Santonien

---

- 221 -
120 - Diagramme interprétatif de la structure actuelle du bassin et de la croûte au niveau des "Abakaliki" et
191
du bassin d'Anambra
121 - Diagramme interprétatif de la structure actuelle du bassin et de la croûte au niveau de la Haute Bénoué
192
122 - Modèle interprétatif de la structure du bassin de Haute Bénoué
J 93
123 - Modèle d'évolution des sous-bassins albo-aptiens de la Bénoué le long d'un système de décrochements
194
124 - Bloc-diagramme montrant le cadre structural au cours de l'Aptien-Albien en Haute Bénoué
.195
125 - Les relations possibles entre le réseau de failles de la Bénoué et le fractures océaniques du Golfe de Guinée .. J 96
126 - Coupe générale des domaines d'Abakaliki et d'Anambra
197
127 - Ouverture du Golfe de Guinée au Crétacé inférieur et comparaison avec la position structurale actuelle de
198
la Mer Rouge
128 - Schéma montrant la séparation de l'Afrique et de l'Amérique du Sud au niveau du Golfe de Guinée
199
à l'Albien
129 - Prolongement des zones de fracture équatoriales au niveau du Golfe de Guinée
199
130 - Coulissage sénestre du fossé de la Bénoué dans le prolongement des failles transformantes océaniques
200
et structures annexes
131 - Prolongement de la zone de fracture de la Romanche le long du Flanc de Bénin
200
132 - Possible intersection entre les fractures océaniques et la marge du Golfe de Guinée
201
133 - Interprétation de l'allure d'une zone de faille océanique et de son équivalent continental au niveau
202
de la Basse Bénoué
134 - Position de l'Afrique et de l'Amérique du Sud à la fin de l'Aptien
204
135 - Discontinuité intraplaque au niveau de la Bénoué
205
136 - Reconstitution initiale au Barrémien (A) et principales étapes (B & C) de l'ouverture de l'Atlantique Sud
206
137 - Modèle à deux discontinuités intraplaques
207
138 - Reconstitution montrant la position de l'Afrique et de l'Amérique du Sud autour du Golfe de Guinée
208
à l'Aptien et à l'Albien

---

- 222-
TABLE DES PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Page
Planche 1
68
1 - Série détritique crétacée redressée contre une faille de direction NE-SW
2 - Le versant sud des Workum Hills
3 - Déformation synsédimentaire
4 - Pli d'entrainement à axe plongeant associé à une zone de cisaillement
5 - Schistosité subverticale et stratification
6 - Petit pli synclinal dans des grès en petits bancs
7 - Micropli conique appartenant à un système à disposition "en échelon"
8 - Réfraction de la schistosité sur un lit gréseux dans une alternance silto-gréseuse
Planche II
71
1 - Microcisaillement dans des siltstones finement lités
2 - Schiste à andalousite (chiastolite) reprise par la schistosité SI
3 - Détail d'une chiastolite avec sa croix noire caractéristique et des ombres de pression discrètes
4 - Queues de cristallisation (chlorite) aux extrémités d'un grain de pyrite allongées dans la schistosité SI
5 - Queues de cristallisation sigmoïdes dans un siltstone schistosé
6 - Queues de cristallisation droites dans un siltstone carbonaté sans schistosité
7 - Gabbro mylonitisé
8 - Amphiboles tronçonnées dans un gabbro mylonitisé
Planche III
.1 00
1 - Micropli anté-lithification avec schistosité de plan axial dans un siltstone carbonaté
2 - Failles normales dans un siltstone carbonaté incomplètement lithifié
3 - Tronçonnement et décalage des lits quartzeux par schistosité de pression-solution
4 - Transposition des lits gréseux le long des plans "c"
5 - Macles polysynthétiques sigmoïdes dans la calcite
6 - Kink band dans un siltstone de la région d'Ameka
Planche IV
.1 03
1 - Plan de schistosité de crénulation (S 1) sans recristallisation syntectonique
2 - Recristallisations syntectoniques de phyllosilicates dans des plans de schistosité SI
3 - Phyllosilicates synschisteux bordant un porphyroblaste de chlorite
4 - Phyllosilicates synschisteux dans des argiles
Planche V
105
1 - Synclinal perché dans les grès de Bima
2 - Cisaillements dans les couches subhorizontales des grès de Bima
3 - Miroir de faille plat dans une zone de cisaillement affectant des grès
4 - Grès de Bima broyés par la faille de Kaltungo
5 - Détail de lentilles de cisaillement dans des grès
6 - Lame mince à travers une bande de cataclasite dans des grès montrant la réduction de grain
7 - Petites failles normales dans des grès
8 - Réseau de petites failles anté-lithification formant un système ordonné de horsts
Planche VI
153
1 - Carte géologique du horst de Kaltungo et des environs
2 - Neck phonolitique tertiaire
3 - Vue du flanc nord de l'anticlinal de Lamurde avec neck volcanique sur la droite
4 - Couches tertiaires redressées le long de la bordure ouest du bassin de Kerri-Kerri
5 - Prismation dans le cœur d'un neck basaltique tertiaire
Planche VII
.166
1 - Barre de grès tordue contre un décrochement
2 - Barre de grès verticalisée le long d'un décrochement de direction Bénoué
3 - Vue en coupe d'une bande de cataclasite dans les grès de Bima
4 - Discordance interne à la formation de Kerri-Kerri
5 - Miroir de décrochement dans une zone de cisaillement affectant les grès de Bima
6 - Faille anté-lithification dans les grès et siltstones de la formation de Kerri-Kerri
Planche VIII
.169
Photo radar d'une partie du bassin de Haute Bénoué

---

- 223-
TABLE DES ANNEXES
A - Méthode de détermination des défonnations principales d'une ammonite défonnée.
B - Analyses géochimiques des roches magmatiques. Tableau des analyses en poids d'oxyde (majeurs et traces).
nonnes CIPW et diagrammes géochimiques.
C- Diffractogrammes de fractions argileuses < 31l extraites d'échantillons des Workum Hills et analyse des
chlorites à la microsonde.
D - Données géochronologiques sur des roches magmatiques et sédimentaires: tableau de données et isochrones
pour les roches de Basse et Moyenne Bénoué.
E - Détennination des tenseurs de la défonnation cassante par la méthode Etchecopar (traitement infonnatique).
F - Carte géologique à 11100 ()()() d'une partie de la Haute Bénoué + notice.
G - Cartes géologiques diverses.

---

- 224-
TABLE DES MATIERES
AVANT PROPOS
3
1. LE CADRE GEOGRAPlllQUE
5
2. LE CONl'EXTE GEOLOOIQUE
;
7
2.1. LE SOCLE PRECAMBRIEN
7
2.2. LES BASSINS SEDIMENTAIRES MESOZOIQUES ET CENOZOIQUES
8
2.3. LES VENUES MAGMATIQUES POST-PANAFRICAINES
.11
2.3.1. Les "Younger Granites" du Nigéria
.11
2.3.2. Le volcanisme crétacé
.11
2.3.3. Le magmatisme tertiaire à quaternaire de la Bénoué, du plateau de los et
de la ligne volcanique du Cameroun
.13
2.4. LES ENSEMBLES STRUCTURAUX
.14
3. LITI-IOSTRATIGRAPlllE DU BASSIN DE LA BENOUE
.17
3.1. urnOSTRATIGRAPHIE DE LA BASSE BENOUE
.17
3.1.1. Le Crétacé
.18
3.1.2. Lithostratigraphie du Crétacé des bordures est et sud du bassin et du flanc de Calabar
22
3.1.3. Le Tertiaire
26
3.2. UTHOSTRATIGRAPHIE DE LA MOYENNE BENOUE
.27
3.3. UrnOSTRATIGRAPHIE DE LA HAUTE BENOUE
.29
3.3.1. Le Crétacé
29
3.3.2. Le Tertiaire et le Quaternaire
.32
3.4. EVOLUTION PALEOGEOGRAPHIQUE DU BASSIN DE LA BENOUE
33
3.4.1. Aptien-Albien-Cénomanien
.33
3.4.2. Turonien-Coniacien-Santonien
.34
3.4.3. Campanien
.36
3.4.4. Maastrichtien
.37
3.4.5. Paléocène à Quaternaire
.37
4. STRUCTURE DU BASSIN SEDIMENTAIRE DE BASSE BENOUE
41
4.1. LES RELATIONS SOCLE-COUVERTURE SUR LES BORDURES DU BASSIN
.42
4.1.1. Région de Yandev
.43
4.1.2. La bordure sud-est entre Gboko et Ugep
.43
4.1.3. Le Bassin de Calabar
.44
4.1.4. Nature des contraintes responsables de la défonnation de la bordure méridionale du bassin
:44
4.2. ANALYSE STRUCTURALE DES FORMATIONS ALBIENNES DES WORKUM HILLS
(anticlinorium d'Abakaliki)
.45
4.2.1. La stratification et les défonnations synsédimentaires
.45
4.2.2. La schistosité
.47
4.2.3. La linéation
.49
4.2.4. Les plis
.51
4.2.5. Fracturation et cisaillements
.51
4.2.6. Les défonnations intracristallines
.56

---

- 225 -
4.2.7. Les déformations tardives
57
4.2.8. Quantification de la déformation
57
4.2.9. Structure d'ensemble et géométrie des déformations du bassin de Basse Bénoué
60
4.3. LE MAGMATISME ET LES MINERALISATIONS
72
4.3.1. Les roches intrusives de la région des Workum Hills
72
4.3.2. Les roches volcaniques
.75
4.3.3. Autres manifestations magmatiques de Basse Bénoué
76
4.3.4. Géochimie du magmatisme de Basse Bénoué
78
4.3.5. Altération et spilitisation des roches magmatiques
88
4.3.6. Les minéralisations Pb/Zn
.89
4.4. LE METAMORPHISME
91
4.4.1. Le métamorphisme d'âge albien
91
4.4.2. Le métamorphisme d'âge santonien
94
4.4.3. Les conditions du métamorphisme
99
4.5. AGE DES EVENEMENTS MAGMATIQUES ET METAMORPHIQUES DE BASSE BENOUE
.104
4.6. LE BASSIN D'ANAMBRA
.108
5. STRUCTURE DU BASSIN SEDIMENTAIRE DE MOYENNE BENOUE
111
5.1. CARACTERES STRUCTURAUX DU BASSIN DE MOYENNE BENOUE
.111
5.2. GEOMETRIE ET STRUCTURE PROFONDE DU BASSIN DE MOYENNE BENOUE
.115
6. STRUCTURE DU BASSIN SEDIMENTAIRE DE HAUTE BENOUE
.117
6.1. FORMATION ET EVOLUTION STRUCTURALE DES SOUS-BASSINS
119
6.1.1. La faille de Kaltungo
.120
6.1.2. La faille de Teli-Wuyo
.127
6.1.3. Les autres structures liées à la formation du bassin
131
6.1.4. Le magmatisme crétacé
.135
6.2. LA PHASE DE COMPRESSION FINI-CRETACEE
.136
6.2.1. Plissement dans les zones à couverture peu épaisse
.136
6.2.2. Plissement dans une zone à couverture épaisse (région de Zurak.- Bashar)
.142
6.2.3. La fracturation liée à la compression fini-crétacée
.142
6.2.4. Géométrie, répartition des structures et distribution des contraintes liées à
la compression fini-crétacée
.146
6.3. LA TECTONIQUE POST-CRETACEE
.155
6.3.1. La bordure occidentale du plateau de Kerri-Kerri
.155
6.3.2. Les failles normales de la région de Yola
.165
6.4. LE MAGMATISME TERTIAIRE
.170
7. GEOPHYSIQUE
.173
7.1. INTERPRETATION DES DONNEES AEROMAGNETIQUES
175
7.2. INTERPRETATION DES DONNEES GRAVIMETRIQUES
.180
7.2.1. Anomalie régionale
.180
7.2.2. Anomalies résiduelles
.180
8. SYNTI-IESE GEODYNAMIQUE
.187
8.1. LE CONTEXTE GEODYNAMIQUE POST-HERCYNIEN EN AFRIQUE DE L'OUEST
187
8.1.1. Les bassins post-hercyniens
.187
8.2.2. Le magmatisme post-paléozoïque
.188

---

- 226-
8.3. LA FORMATION ET L'EVOLUTION DU BASSlN DE LA BENOUE
.190
8.3.1. Les principales étapes de l'histoire du bassin
.190
8.3.2. La Bénoué et l'ouverture de l'Atlantique Sud
.197
Ft~~~~<:~~ 13I13~I()(}FtJ\\JPlII~~~
~()9
TA13~~ DE~ FI(}URE~
~19
TAB~E D~~ P~~<:HE~ PH()TOORAPHI~~~
~22
TAB~E D~~ A~XE~
~23
TAB~E DE~ MATIE~~
~24
INDEX
~27
ANNEXE~

---

- 227 -
INDEX
en italique: terme apparaissant dans une figure ou une planche
en gras: terme faisant l'objet d'une définition ou d'une description détaillée
Aba Omega-----------------------------60
Astarte awensis------------------------27
Abakaliki ---------------------------6,34,41.60,78
Asu River, formation d'-------------1819 22 23 27337891
Abakaliki, anticlinorium d'---------14.15 ,39 ,45,60,76,83,89,
Atlantique------------------------------14: 36: 37:44: 187,190,i 97,203
110-116,155,175,199-192-203
Atlantique Nord------------------------33, 188,203
Abakaliki, argiles d'. (Shales)-----18,23,33,90
Atlantique Sud-------------------------33,36,197 ,203,205,207,208
Abata------------------------------------39
augite------------------------------------75, 7 8
accident magnétique------------------17 5,176
augite titanifère-----------------------75
Accra, faille d '-----------------------200
au lacogène--- -------------- -------- -----1 98
actinote---------------------------------8 8
autocorrélation------------------------170,172
Adamaoua, massif de---------------6,16,34,180, 188,200
Awe--------------------------------------6, 12, 113, 115
Adurn------------------------------------18,21
Awe, formation d'--------------------.? 3,27, Ill, Il 3
aegyrine normative------------------135
Awgu------------------------------------6,8
aéromagnétisme----------------------17 3,174.175,197
Awgu Sandstones---------------------21
Afikpo---------------------------------·21,78,BO
Awgu-Ndeaboh Shales---------------21,2 3 ,28,34
Afikpo, grès d'-----------------------23 ,36
Awgu, formation d'-------------------28,34,36
Afikpo, synclinal d'-----------------·14.23
Awi, formation d'---------------------22, 34
Afropollis sp.------------------------25
Bagale, anticlinal de-----------------138
Agadem-------- -------------------------20 8
Bansara----------------------------------26,39
Agala------------------------------------39,12
Barroisiceras---------------------------31
Agala, grès d '-------------------------21,23,34,36
Barroisiceras nwal ii------------------2 8
Ag bada, formation d'----------------.? 3 .26,37
barytine--------------------------------112
Agbani, grès d'------------------------21,23
basalte ---------------------------------./l 0,1 35,1 63,164, 170, 188, 190
Aguila Hill----------------------------l05
basalte à olivine----------------------115, 170
Aguira-----------------------------------12.39
Bashar-----------------------------------6 ,29,30,136,142,165,170,183
Aïr---------- ------------------------------1 88
Bashar-Muri, bassin de--------------14,15 ,23,183
Ajali, grès d'---------------------------22,23,28,37
bassin flexural-------------------------llO.126,197
Akata, formation d'------------------.? 3 ,27.37
Bauchioceras nigeriense-------------28
albite------------------------------------49,7 3,75,88,89,94
Bauchioceras planum----------------.28
alcalin, magmatisme----------------ll,13,72, 73,78,79,88,104,107 ,1B9
Baya-------------------------------------39
alcalin, basalte------------------------l1, 13,79,88,188
Béni--------------------------------------31,159,160
alcalines, affinités-------------------l1,13, 72,73.79,82,88,104,
188
Bénin, flanc de------------------------15
allongemen t--------------------------62,66,97,141
Benin, formation de------------------23,26,31
Aloshi-----------------------------------112,113
Bénoué, Basse-------------------------5,6, Il,18,26,33- 36,41
al tération-------------------------------7 3,75,78,88,89,105,106
Bénoué, Haute-------------------------5 ,6,8,13,28-34,117,118,192,1,
al tération spilitique------------------73,88
Bénoué, Moyenne--------------------5,6 ,14,18,27 ,30,34, III
Amar-------------------------------------2 3. 28
Bida, bassin de------------------------6,8,15
Amaseri, grès d'-----------------------21,23 ,34,35
Bima Hill------------------------------12 ,29,131,135
Ambighir, grès d'---------------------25,34,42
Birna,formation de, grès de--------.?3,29,34,130,131,133
Ambighir, rivière---------------------25,39 ,42,43
Binding---------------------------------l 30
Ameka-----------------------------------62,65 ,74,75,89,92,96,97,105
biotite-----------------------------------8, 11, 7 3, 75,91,94,99
Ameki, formation d'------------------23 ,26,37
Biu, plateau de-------------------------l 5,165,170,
Ameri- -- ------------------- --------------89
bl ende- ----------------------------------89,
Amérique du Sud-----------------------203,205 ,208
Bogoi Hills, anticlinal de----------29,136,141
amincissement crustal---------------180,190,202
brèche tectonique---------------------122 ,125
Ammobaculites Ni 2P---------------·25
brèche volcanique-------------------.77,127 ,135
ammonite déformée-------------------57 ,58,59 ,60
Bryel------------------------------------·127,130
amphibole------------------------------55,7 3,75,88,104,105
Burashika-------------------------------12 ,lIB ,119
Anambra, plateforme d'--------------34,36,11O
Burashika, complexe de-------------l 07,135,176
Anambra,bassin d', synclinal------5,14,15 ,20,23 ,28,37 ,41,72,
Bu ttin ia andreevii---------------------25
108,109,192
Bwomian Hills------------------------136
anchizone-----------------------------49
Calabar----------------------------------6,11,14,22,25,26,34,37
andalousite-----------------------------41 ,62.72,74,89,93,94,99
Calabar, flanc de----------------------9, Il,15,23,43,44
andésine---------------------------------7 3,78
calcite----------------------------------4 6, 49,5 6,73,75,76,88,89,94,
andésite---------------------------------78 ,BD ,B7, 198
99,113,135
Ankpa----------------------------------l 08,1 09
calco-alcalines, affinités------------72, 78,82,8 3, 198
anomalie de Bouguer-----------------173, 180
Cameroun Central---------------------197
anomalie magnétique----------------·121,175,203,204,205,207
Cameroun, ligne du-------------------8,II, 13,1 04,105-1 07
anomalie régionale-------------------180,IBl,IB2
Cameroun, Nord-----------------------13 ,16.34, 120, 188, 190
anomalie résiduelle-------------------114,l15, 180,183,IB4
Carbonaceous Beds-------------------31
anté-tectonique, minéral------------62, 91,92
cataclase--------------------------------122 .127,142,146,163
Anwog bor--------------- ---------------39
cataclasite------------------------------123,12S, 127,131,141
Anyim, ri vière------------------------62, 9 4, 9 6
Chain, faille du-----------------------9 ,196,198,199,201,203
apatite-----------------------------------55, 7 3,75,78
chal copyri te------- ------------------- --8 9
aplatissement-------------------------45 ,55 ,57 ,58 ,60,62,66
Charcot, faille du---------------------9, 196,198,201,203
aplatissement rotationnel----------66
chiastolite------------------------------66,93,96
ardoise----------------------------------91
c hlorite--------------·-------------------4 9,56,73,75,76,78,88- 91-
arfved son ite---------------------------8
97,9B.99,123, 126
Ariadnaesporites spinosus----------25
chlorite, porphyroblaste de--------91,92 ,99
Arufu-------------------------------------6
C hol e------ -------------- ------- ---------32
Arufu, calcaire d'--------------------23,27,30,34,35
cinéri te----------------------------------l 35
Ashaka----------------------------------6, 32,195

---

- 228-
cisaillement----------------------------45 ,49,51,53 ,54-57,60, 62, 67,
ellipse de déformation---------------58,59
76,123,131,139,142,146,198,202,207
ellipsoïde des contraintes----------{;2
cisaillemen t ductile-----------------·12 3,125
E10biceras cf. angustum-------------18
cisaillement simple-----------------60,66
Elobiceras sp.------------------------18
cisaillement, lentille de-------------146,147,159
en échelon---------------------------{;6,51,53 ,60,72,90,131,14 0,
Classopollis sp. aff. jardinei------22
138, 148,183, 195
Classopollis sp. SP 60a-----------22
Enchod us lamberti-------------------32
Classopollis sp. SP 60B-----------·22
Enugu-----------------------------------5, 17,21,39,60,72,108,1 09,110
cl in opyroxène----------- -------------~ 9
Enugu-Nkporo, argiles d'-----------·21,36,72,105, 108
cl ino zoïs ite ----------------------------8 8
Enyig ba (Enyeba)---------------------3 9,89 ,90
Coal Measures, Lower---------------21,26
Ephedripites spp.--------------------25
Coal Measures, Upper--------------22,109
épidote----------------------------------75,88,89,91 ,94,99
Coïtopoceras-------------------------·31
épizone-------------------------------4 9,94,106,1 26,
compression---------------------------45,47 ,57 ,62,1 06,11 0,113,115,120,
Exogyra columba -------------------30
126 131, 133,135,136,141,142,143,146,190,197,204
expans ion océanique----------------20 3
conglomérat intraformationnel----53 ,45 ,46,57
extinction onduleuse---------------56,57 ,125
Cophinia apiformis------------------31
Eze Aku, formation d'--------------l8,21 ,28,34,36,72
corindon normatif-------------------79
Eziator----------------------------------3 9,79,83,95,105
cornéenne------------------------------S 5, 72,91, 93,
faille hydroplastiq ue-----------------155, 164
Coronifera oceanica-----------------25
faille inverse-------------------------43,52 ,110,113,125,126,133,
coulée-----------------------------------·77, 105 ,115 ,135 ,170
134,135,141,143,164,187
craton-----------------------------------·18 8,
faille minéralisée---------------------89,90,112 ,113
Cretacaeiporites mulleri-------------25
faille normale-----------------------44,46,108,ll 0,120,133,134, /41,
Cretacaeiporites polygonalis------ 22
155,158,159, 163-165, 170,176,187,188,195,202
Cretacaeiporites sp.------------------21
faille océanique----------------------·187 ,196,197 ,198,20 /-203
cristallisation abritée--------------48 ,62,66,97,98
faille synsédimentaire---------------74, 108,127,130,133,134,159,
croûte continentale-------------------23 ,18 3,190,196,20 1
161,163,195,197, 202
croûte océanique----------------------·23 ,183,190,196,198,205,207
False Bedded Sandstone------------22
cumulat----------------------------------7 3,83,84,88
fel site-----------------------------------84, 88
Cytherella sp. -------------------------22
fente d'ex tension---------------------Sl,5 2,54,65,130,142
Cytherelloidea sp. -------------------2 2
ferromagnésien------------------------5 5,73,78,89
Dadiya, synclinal de----------------14,30,31,136,176
Fika, argiles de----------------------·23,32
Dadiya-Lau, bassin de---------------.?3 ,14,36,37 ,119,136
Filiya, faille de-----------------------·136,170
daly gap---------------------------------88
filon------------------------------------41 ,57,72,75,88,89,90,104-
Darazo----------------------------------155
106,113,115,122,135,170,203
débit en crayon----------------------47 ,49,90,111
filon-couche--------------------------·7 5,79,92
décrochement--------------------------54,57 ,62,66,113,123,126,130,
foliation mylonitique----------------122, 123,125,131
131,141,143,146,148,164,165,183,188,190,193,194,199,205
Foyum-----------------------------------3 9,1 05
décrochement intracontinental---·195
fracturation----------------------------13 ,41,42,43,44,5 1,54,1 08,
Detlandrea sp. -------------------------25
113,124,125,126,133,139,142,143
déformation cassante--------------·14,44,47,126,143,159,
Futuk-------------------------------------30, 138, 146
déformation diagénétique-----------·57,58
gabbro--------------------------------S5,56,65,73,75
déformation finie---------------------57,58
Galacornea c1avis---------------------22
déformation plastique---------------125, 131
galène----------------------------------89
déformation synsédimentaire------43,45-47 ,57 ,62,77,159,202
Ganjuwa--------------------------------·13 3,1 59 ,162 ,164,170
Dekina---------------------------------·l 08,1 09
Ganjuwa, faille de--------------------·143,146, 155 ,163,164
déversement----------------------------62,197
Garoua----------------------------------12 ,13
dex tre,décrochement-----------------S 3,125,126,205
Garoua, bassin de---------------------15 ,17 5
diagenèse-------------------------------9 4,96,99
Gboko----------------------------------6 ,14 ,25,34,43,72,105,111 ,1 SO
diagénétique----------------------------43,57,5 8,60,133
Gboko, calcaire de-------------------43
dinotl agellés------------------------25
géochimie-----------------------------78,79,85,1 98
Dinogymnium sp.------------------25
géochronologie----------------------l 1,105
Dinopterigium c1adoides------------25
géophysique--------------------------·17 ,44,60,88,108,115,133,173,
diorite-----------------------------------7 3,75,76,78
190,198,204,208
dipol océratidés-------------------- ---27
Golfe de Guinée---------------------6 ,13,14,33,196,197,198-205
discon tinuité intraplaq ue------------2 05,2 07 ,20 8
Gombé-------------------------------6,14,30,32,36,3 7,119,120,131,
discordance angulaire----------------ll 0,133,163,202,203
134
dissol ution ----------------------------49,97
Gombe Aba HiII-----------------------1 55,157, 159
distension-----------------------------ll 0,131,141,187,188,190,198
Gombé, faille de---------------------- 131, 133,154,155
Djerem, fossé du----------------------16,188 ,20 1
Gombé, grès de-----------------------.?3 ,28,32,33,38, 133,136, 159
Dogu-------------------------------------56,7 5,76,89,105
Gombeoceras gongilense----------28
dolérite--------------------------------72,7 3,75,76,78,105,115,170
Gombeoceras compressum--------28
Dong------------------------------------·31
Gongila, formation de---------------23 ,30,32,36
Dukku-----------------------------------9 ,15 5,165 ,176,179
Gongola, branche de la-----------·15,29,30,136,148,155,175,183,
Dukul, formation de-----------------30,31,36
195
Dumne, bassin de-------------------23
Gongola, rivière---------------------127 ,135 ,155,159,165,170, 180
Eben ta-----------------------------------18,52 ,62,65,75,96
graben-----------------------------------43,120,133,187, 188190,193,195
Ekukunela- -----------------------------·22
201, 202
Elaterocolpites castelaini----------25
granite alcalin-------------------------8, 120
Elaterosporites cf. verrucatus-----22
granites ultimes---------------------13,l 04,1 05,188,190
E1aterosporites klas zii--------------·22

---

- 229-
gravimétrie---------------------------41,l14 ,115,120,121,173,174.
kink band-------------------------------57,74
180,183,193
Kombo--------------------------------136
green schis t-------------------------l 06
Konshisha, grès de-----------------2 3,34,35
Gubrunde------------------------------120, 127,128,135,139 ,143,176,180
Konshis ha, rivière-------------------·21,3 9,62,94
Guduk-----------------------------------163,164,170
Kumberi-----------------------------6,1 17
Gumeli----------------------------------·13 1
Kumberi, formation de--------------13 ,2 8, 30,36
Gwanjara-------------------------------127,135
Kumo-----------------------------------32
Gwol-----------------------------------120, 123 ,127 ,128,135,136,139,176,
Kwaya Terra----------------------------14 8
180
kyanite--------------------------------93,99
gypse------------------------------------37
labrador--------------------------------78,135
has tingsi te----------------------------7 3
lacustre---------------------------------33,120
hawaiite------------------------------ll,13,81
Lafia-------------------------------------l 15
Hedbergella ,delrioensis-------------·21
Lafia, formation de-------------------23 ,28, 36, 37,115
Hedbergella planispira--------------·21,25
Lag os------------------------------------8, 10, Il, 14,26
Hedbergella simplex-----------------21
laminations convolutes-------------29
Hedbergella sp.---------------------·25
Larnja----------------------------------31
Hedbergelles--------------------------18
Lamja, grès de-------------------------30,31
Heterohelix globulosa---------------18
Lamna serrata--------------------------32
Heterohelix globulosus -------------18,25
lamprophyre---------------------------72
Heterohelix pulchra------------------18
Lamurde, anticlinal de---------------14,23 ,29,136,137,142,143,207
Hexaporotricolpites emelianovii-·25
Landsat, image------------------------120, 176
Hoplitoïdes----------------------------·31
lapitt i-----------------------------------·75
horn blende---------------------------8, 73,75,78
Lau--------------------------------------6 ,120
hydrothermalisme---------------------57 ,135
Laukpauku (Lokpauku)---------------39, 60
hyperalcalin---------------------------·ll,13,82
leucogabbro essexitique-------------73
hypers thè ne---------------------------7 8
le ucoxène------------------------------7 5,78,88,89
hypersthène normatif----------------79
Libari, anticlinal de------------------138,141
hypovolcanique-----------------------13, 45,72,76
Lima------------------------------------- 27
ldah--------------------------------------l 08,1 09
linéament-------------------------------l 08 ,176,187,207
1gbor------------------ -------------------39
linéation-------------------------------47,49,61,62,90
Ig 01 0---- --- ---- ------------------------6
linéation d'étirement-----------------55,12 3 ,125,131
Igolo, grès d' --------------------------26, 34
linéation d'intersection-------------62,64 ,112 ,113
Ikang, fosse---------------------------44
linéation de microplissement-----49
Ikom ------------------------------------6, 22,43,95
litage magmatique--------------------55, 73
Ikyuen-----------------------------------39
Lokoja---------------------------------6,7
illi te-------------------------------------49, 99
Longapertites spp.-------------------25
illites, cristallinité des--------------94,95,96
Longuda, plateau de------------------30,31 ,136
ilménite---------------------------------75,78
macle------------------------------------56
lmo, argile d'--------------------------2 3 ,26,27
magmatisme---------------------------·12,13 ,41,72,78,79,83,84,88,
intracon tinental-----------------------130,173, 187,190,195,207,208
104,106,115,123,135,170,175,183,188,190
intrusion--------------------------------l1,41 ,55,62,72-76,78, 91,93, 96,
Maiduguri-------------------- -----------6 ,33
99,121,175
Makurdi--------------------------------5 ,6 ,21, Il 1
isobathe de socle---------------------114,121,174,183
Makurdi, grès de----------------------21 ,23 ,28,36
Ituk. ride d'---------------------------44
Mamfé, bassin de---------------------6,8,14,22,34,43
lullemmeden, bassin des------------8,37
Mamu, formation de-----------------21 ,23 ,108,109
Iziagu, (Eziagu)------------------------39,76, 78,83,105
marge continentale-------------------13,44,187 ,190,196,202-204
larawa Hill-----------------------------6 ,30,33,136,138,146
Mbéré, fossé de la--------------------16, 188,197,201
lessu-----------------------------------30
Mbock----------------------------------·26
lessu, formation de------------------·30,31,36
métamorphisme ----------------------7,8,72,91,94,96,99,105.106
los, plateau de-------------------------5,8,ll,13,15 ,37 ,38,81,84,85.
métamorphisme de contact---------72,74 ,89,91,92,105,106
88,104,
107,120,135,170,176,180,188
métamorphisme régional-----------41.45 ,94,180,196
KjAr, datation-------------------------l 05,135
métamorphisme thermal-------------93,188
Kadarko--------------------------------14,l15
mica ------------------------------------49 ,50,91-95-97,99120,126,131
Kadarko, bassin de-------------------14,15,23 ,34,114,115,183
microcis ailleme nt----------------- ---49
Kadi--------------------------------------33
micropli--------------------------------l 8,45,46,49,51,54,61 ,64,78 ,97
kaers utite-------------------------------73
Mod iola-------------------------------27
Kaltungo-------------------------------29 ,138,176,180
Monocolpites marginatus----------·33
Kaltungo, faille de--------------------120,123,131,135,136,138,143,170,
mon zod iori te-------------- ------------ -7 3
176,205
monzon ite------------------------------7 3,76,79,88
Kaltungo, môle de, horst de--------8,14,118,l19,123,136,137,143,146, monzos yénite--------------------------73, 82,1 05
148,170, 180
mugéarite-------------------------------13,81
Kanabiceras septemseriatum--------28
Muri-------------------------------------6, 14,28,29, 180
kaolinite--------------------------------99
Muri, grès de---------------------------29, 142
Kartyo----------------------------------39 ,76
muscovite------------------------------8 ,56,91,93,123,126
Katsina Ala---------------------------· 25,43,113
Mutum Biyu----------------------------6,29,117 ,183
Kéana------------------------------------27 ,115
mylonite---------------------------------8,55 ,62,64 ,65 ,122,123,125,201
Kéana, anticlinal de------------------14,15 ,28,111,112 ,113
Nafada-----------------------------------6,8
Kéana, formation de----------------13 ,28,34
Nahantsi--------------------------------130, 131
Kerri-Kerri, bassin de----------------14,15 ,23,154 ,155,15 6,164,170,176,
neck-----------------------------------·13,76,163, 170,171
197
néphéline-------------------------------73
Kerri-Kerri, formation de----------13 ,33,155,159
néphéline normative----------------7 9

---

- 230-
Nfamosing, calcaire de--------------25, 33
Popandi---------------------------------125
Ngaoundéré, faille de----------------·208,209
porph yroclas te------------------------5 5
Niger, delta du-------------------------5 ,11,17 ,26,27 ,33,3 7,69,108,
post-crétacée, tectonique------------164
175,180,196,198
post-hercynien-----------------------187, 197 ,20 l, 208
Niger-Tchad, bassin du-------------187
Potiskum------------------------------6, 33
Nkalagu-------------------------------18,28
Praeglobotruncana algeriana-------18
Nkalagu, calcaires de-----------------34
proto delta------------------------------37
NkporolEnugu, argiles de-----------21,23
Protoeacidites sp. SP 102----------25
Nord Cameroun, bassins du--------·120,188,190,193,207
protomyloni te------------------------123, 125
Nsukka---------------------------------l 08,11 0,183
Pse udomelania----------- --------------2 7
Nsukka, formation de---------------22,23,28,37
Pseudotisso tia------------- ------ ------30
Numanha, argiles de-----------------·30,31,36
Pseudotissotia nigeriensis----------32
Oban, massif, d'----------------------·14 ,22,44
pull apart-------------------------------187,198,202
obi--------------------------------------28
pyri te-----------------------------------4 8 ,5 7,66,78,96,97
Odukpani, formation d'--------------22,23 ,25,26,34
pyroclastique, roche------------------75, 78
Ogwashi/Asaba, formation d'-----23,26
pyrophylli te---------------------------9 3,94,99
Ogoja------------------------------------6,14, 34, 72, 76,95,105,183
pyroxènes ----------------------------75,76,89,105
Ogoja, grès d'-------------------------·33
quartz-----------------------------------4 9 ,51,5 4 ,57 ,60, 7 3,75,79,89,93,
Ogori------------------------------------18,46,97
98,99,113,123,125,127,130,131,135,142,163,170
Ohana-----------------------------------J 9 ,95,105
quartz normatif------------------------79
Ojekwe----------------------------------53,5 5 ,62, 92
quartzite---------------------------------7 ,8,91,93
Okuni------------------------------------22
queue de crista1lisation--------------57, 97
oligoclase-----------------------------7 3, 75,78
raccourcissement----------------------124 ,125 ,126,128 ,141,204
olivine----------------------------------75,76,l15,170
rajeunissement------------------------·l 05 - 107
oli vine normative--------------------79
rapport ax ial---------------------------5 9,60
ombre de pression-------------------65,96,97,99
régression------------------------------34, 36, 37 ,203
Onits ha---------------------------------·l 08,1 09,183,198
Reme, synclinal de-------------------31
Ostracode KET 1520-----------------22
renversée, couche--------------------129,130
Ostracode KET 1870-----------------22
Retidiporites magdalenensis-------25
Otobi, grès d'--------------------------21,23
Retimonocolpites sp.1--------------32
Ovocytherida gr. symmetrica----- 31
rétromorphose-------------------------89, 92,94, 96,106
Owelli, grès d'-------------------------21,23
rhyolite---------------------------------ll,13,42 ,43,79,80,135
Oxytropidoceras (Adkinsites) sp.-27
ride océanique-------------------------·197
Oxytropidoceras aff. mirapelianum-27
rift continental------------------------20 1
Oxytropidoceras aff. roissiyi------27
ripidolite--------------------------------92
Ox ytropidoceras androiavites------27
ripple marks---------------------------29
Oxytropidoceras cf. bravoense----27
Romanche, faille de la--------------·187,200-203
Oxytropidoceras hausa--------------·27
rotation---------------------------------49 ,55 -57 ,66,97,123,146, 202
Oxytropidoceras manuaniceras sp.-27
Sahara--------- -- ---------------- --------36,203
ox ytropidocératidés------------------27
sanidine--------------------------------l 35
Pai, rivière-----------------------------142
Schist Belt-----------------------------7
Palaeocystodinium sp.--------------·25
sc his te tacheté-------------------------72, 91-93
Palaeohystrichophora infusorioïdes 25
schiste vert, faciès-------------------94,99
pal yn0 morphe----- ------- -------------32-34,207
schistosité-----------------------------45 ,4 6 ,47,48,57,60,62,92,96,97,
panafricain-----------------------------7,8 ,11,120,126,188,201,208
159,197
Parana, faille de-----------------------205,207
schistosité ardoisière----------------47 ,49 ,57
Paravascoceras----------------------·30
schistosité de crénulation----------49,50,52
Paravascoceras costatum------------32
schistosité de flux--------------------49
Pasam Hill-----------------------------·13 8,141
schistosité de fracture---------------4 7,49,57,60,90,96
Passage beds---------------------------27, 30
schistosité de plan axial-----------46,47,97
Patos, faille de-----------------------208,209
schistosité de pression-solution--47
Pero Hills------------------------------·12 7,130
schistosité précoce------------------47
Pernambuco, faille de----------------208,209
Schizorhiza stromeri----------------32
Pervinquiera depressa----------------18
Sékulé, formation de-----------------30,31,36
Pervinquiera quadrata-----------------18
Sernifusus africanus------------------·27
phe ng i te- ----------------------------- --9 4
sénestre---------------------------------55 ,57 ,66,67,89,123,125,126,
ph YII ite---------------------------------8 9,92,97
131,133,138,141,144,146,147,148,165,193,195,200,205
pigeon ite-------------------------------7 8
Senge, col de--------------------------143,144
Pindiga, formation de--------------.J 1,130,135,136,141,170
séricite----------------------------------73,78
Pindiga-Gombé, bassin de----------14,l19,136
Shendam--------------------------------183
pistachite (pistacite)-----------------75,88,89
sidérite----------------------------------89
pli----------------------------------------14, 38,45 ,46 ,51,60,90,108,110-
sigmoïde--------------------------------ll,55-57 ,62,66,97,98,123,125
113,130,131,141,148,163,164,188,197,202
sill-------------------------------------5 5,72,73,78,88,89,92
pli concentrique-----------------------51,142,143
Slar, image-----------------------------1 09,120
pli conique-----------------------------51,65
slump------------------------------------45,52 ,60,62,90,97,155,158
pli droit---------------------------------136
smec tite--------------------------------9 4
pli isopaque----------------------------lll,141
socle magnétique---------------------·175,180
pli- flexure------------------------------136,143
sodalite---------------------------------·7 3,75
plissement de couverture------------136,142
sodique--------------------------------8, 75,79,81
pl om b--------------- -- ----------- -------89
Sokoto, bassin de-------------------15
pl uton ------ -----------------------------55,89
Song------------------------------------1 70

---

- 231 -
sous- bass in-----------------------------119 ,120,133,183,187,190,194,203
Workum Hills-------------------------4,5,6 ,18,39 ,41,45,51,57 -62,66,
sous-saturé-----------------------------7 3,79,88
72-76,78,88-92,95,96,104,105
sphène-----------------------------------7 3,75
Wukarl---------------------------------6 ,14,29, Il 3, 115,1 83
sphéroli te-------------------------------7 5,88,89
Wuyo----------------------------------127,177
Spinizonocolpites badulatus------33
Xenascus ceratioïdes----------------25
Stoliczkaia sp.------------------------18
Yandev----------------------:..----------6,14,25,42 ,43,203
stratifications obliq ues-------------2 9,163
-_y ola---------..;.--._-----------~-~--------6, 14,29
Stratodus apical is---------------------32
Yola, bll$sinde,bran~heAe--------5,14,16,29,136,141,146,165,
strie--------------------------------------51,52 ,64 ,74 ,113,125,126,130,
. 175;f76,193,195
;'
"--
y oldé---
..Lc;:
--30
141,142,164,165
Sukuliye Formation------------------31
Yo1dé, formation de.L --------------23 ,30,130,141,142
syénite----------------------------------8,72, 7 3,76, 79 ,81,82,88,104
Younçer Grani~f-·".----------------II,12,84,85, 88,188.190
syéni te néphélinique-----------------73
Zaki Blam--------------------------6,25
syncinématique, croissance---------89
Zarnbuk----------------------------------3 0
syntectonique--------------------------50,91,92,94,96,99
Zambuk, ride de----------------------14 ,15,119,131
tal c---------------------------------------75
Zaria-------------------------------------6,7
Taoudenni, bassin de-----------------187
zéolite-----------------------------------76,94
taux de déformation------------------57 ,5 8
zinc------------------- -------------------8 9
Tchad, formation du------------------33
Zurak------------------------------------6 ,30,142,143 ,146
Tchad, Lac -----------------------------5,13,16,29,32,38,155,170,190,195
Téfidet, fossé de-----------------------187 ,208
Teli---------------------------------------11 9,129
TeH, faille de--------------------------118, 120,127,130,131,148,176
tenseur----------------------------------42 ,4 3,44,1 08,1 09,11 3, 126,133,135,
148, 164,165
Termit-Ténéré, fossé de--------------187 ,197 ,208,209
Téthys-----------------------------------36,3 7,203
Tex anites -------------- ----------------- 31
texture grenue sub-ophitique-------78
tex ture in tersertale--------------------7 5
texture microlitique vacuolaire-----75
tholéiite---------------------------------13, 72,78- 80,8 2,83,84,170,188
tholéiitc continentale---------------87,88
Ticinella roberti -----------------------25
tilanomagnétile-----------------------74, 75
tonali te----------------------------------7 5
Toungo-Kontcha, bassin de--------16,34
trachyte---------------------------------11, 13,72,75,76
Transition bed s------------------------30
transitionnel---------------------------13, 79 ,80,88 ,135, 188
tran spos il ion --------------------------51
trémol ite--------------------------- -----8 8
Trigonarca-------------- --------------- -2 7
Triorites africaensis------------------22
Trochammina sp.---------------------25
lUf----------------------------------------72,7 5, 77 ,127 ,135
Tula, anticlinal dc--------------------29
Ugcp-------------------------------------22,39 ,43,72,76,78,79,80,83
Ukwokwu-------------------------------18 ,51,54,62
Umuahia--------------------------------60
Uomba, formation de----------------23 ,27
Upper Limestoncs--------------------31
Vascoceras- ---- -- ----- -- --------------- -3 0
Vascoccras bul bosum----------------32
Vascoceras depressum----------------28
Vascoceras gl obos um----------------2 8
Vascoceras nigcricnse --------------28
Veenia DM 545-----------------------22
volcanisme ----------------------------11,13, 30,33,36,45,56,57,75,7678,79,
89,94,105,106,111,115,127,129,170,172 ,176,189,207
volcanisme alcalin-------------------13,79
volcanisme synsédimentaire-------76,127 ,128 ,193
volcano-sédimentaire----------------75,76,105,127,135
Wadatta, calcaire de------------------21 ,34
Waj i--------------------------------------1 27
Walvis-Rio Grande, ride-------------205
Wanakande-----------------------------39, 72,7 5,80 ,82,93,104
Wase-------------------------------------6,29,l17 ,170
Wh iteinella bal tica-------------------25
Whitcinella brittonensis------------21

---

---

ANNEXE A
Méthode de détennination des défonnations principales d'une ammonite défonnée
Method of determination of the main strain axes ofa deformed ammonite

---

Al
Méthode de détermination des déformations principales d'une ammonite déformée
La méthode de détennination des caractéristiques de la déformation d'une ammonite utilisée dans
cette étude a été mise au point par 1. QUIBLIER (1980).
Cette méthode permet de déterminer, à partir de l'étude d'un seul fossile, la déformation subie
par ce dernier. Il reste, bien entendu, que la déformation mesurée est celle du fossile et l'extrapolation à
l'ensemble de la zone porteuse du fossile suppose que la déformation soit homogène et continue entre
le fossile et sa matrice.
Mode opératoire: Sur l'ammonite déformée reproduite par photographie ou projetée
directement sur un transparent et agrandie, on effectue trois mesures de longueurs et deux mesures
d'angles (Fig. ). Les notations pour les longueurs sont DA, OB, OC et pour les angles V 1, V2.
On effectue alors les calculs suivants:
1
1
a= exp (
Log
OB
)
.
b =
271"
OA
'
V1+ Log 2 a
V
x
I + -tg-V-:-t-g-y
c= Arc sin b (en radians)
1t-C
OB
t} =(sin c Log a + cos c)a
x
OA
1
t l - - -
Si on constate que:
tg YI
on remplace la valeur de c utilisée jusqu'ici par 71" - C (que l'on notera toujours c).
On calcule, après avoir fait ce test:
1t-C
OB
p= a
q= _.1_ (p + _pl)
OC
sm c
et on démontre qu'à un faible biais près on a les déformations principales recherchées:
(positives s'il y a étirement, négatives s'il s'agit de compressions)
L'orientation des déformations principales s'obtient sans biais par rapport à l'axe
arbitraire Ox par l'angle:
1
2 cos c
-Arctg
p __1_
2
P

---

A2
z
•
x
OA= 2~
OB= 6,4
OC = 7,4
V =
1
72 0
V2= 1000
V
rI = 0,188
ÀlIÀ2 =1,18
Figure Al
Reproduction de l'enroulement d'une ammonite déformée et paramètres à mesurer (exemple de calcul)
Reproduction of the coil ofa deformed ammonite and parametres to measure (exemple of
computation)

---

A3
Un programme de calcul (voir listing ci-dessous) a été réalisé et environ cinquante échantillons
répartis sur dix stations ont été analysés.
Remarques
TI existe deux difficultés majeures à l'application de la méthode:
1) les déformations principales des terrains ne se situent pas nécessairement dans le plan du
fossile. Les fossiles étant le plus souvent parallèles à So lorsque le plan de schistosité lui est
perpendiculaire, les déformations principales seront alors dans le plan de l'ammonite.
2) L'hétérogénéité mécanique constituée par le fossile peut entraîner le fait que celui-ci ait subi
des déformations moins intenses que celles de l'encaissant (l'effet d'enroulement et l'effet de voûte de
la gangue autour du fossile contribuent à en faire un corps moins déformable que le terrain porteur).
. La dispersion obtenue sur certaines mesures a pour origine des causes physiques, parmi
lesquelles on peut citer les suivantes:
- forme de l'ammonite ne représentant pas une spirale parfaite;
- déformation non homogène;
- difficulté de cerner avec une grande précision la forme observée, ce qui entraîne une
imprécision dans la mesure des angles V1 et V2 ' paramètres très sensibles au niveau du calcul.
L'erreur due à la mesure des paramètres a été atténuée en prenant au moins trois couples de
mesures pour chaque échantillon.
PROGRAMME DE CALCUL DU TAUX DE DEFORMATION DUNE AMMONITE PAR
LA METHODE DE IQUIBLIER (1980)
••••••••••••••••••
1. PROGRAMME PRINCIPAL
10 OPEN "R",#1,"TABAT',99
20 FIELD#l,l AS P$, 4 AS CO$,4 AS A$, 4 AS B$, 4 AS C$, 4 AS D$, 4 AS E$, 4 AS F$, 4 AS G$, 4 AS
H$, 4 AS 1$, 4 AS J$, 4 AS K$
30 PRINT "l=INmALISATION"
40 PRINT "2=PROGRAMME CALCUL
50 INPUT "FAITES VOTRE CHOIX";N
60 ON N GOSUB 80,160
70 GOTO 30
80RE~*****************************
90 INPUT'ON y VA" ;R$
100 IF R$="o" OR R$="O" THEN 110 ELSE 30
110 LSET P$=CHR$(255)
120 FOR 1=1 TO 500
130 PUT#l,1
140NEXTI
150RETURN
160 REM****************************
170 FOR 1=1 TO 500
180 GET#l,1
190 IF P$=CHR$(255) GOTO 250
200 NEXT 1
210 PRINT "FICHIER PLEIN"
220 PRINT CHR$(7)
230 Z$=INKEY$:IF Z$="" THEN 230
240RETURN
250 REM**************PROGRAMME CALCUL******
260 LSET P$=CHR$(O)
270 PRINT CHR$(29)

---

A4
280 PRINT"COOE OA OB
OC
VI V2
El
E2
TETA hEl 1+E2 REIE2"
290 INPUT"COOE=";N$
300 INPUT"OA=";OA
310 INPUT"OB=";OB
320 INPUT"OC=";OC
330 INPUT"V1=";W1:V1=W1 *3.14159/180:INPUt"V2=";W2:V2=W2*3.14159/180
340 PRINT V1;V2
350 A=EXP(LOG(OB/OA)/213.14159)
360 B= lISQR(l +LOG(A)*LOG(A)):B=B*SQR(l +lITAN(V1)1TAN(V2))
370 C=ATN(B/SQR(-B*B+1))
380 Tl=(SIN(C)*LOG(A)+COS(C))*AA(3.14159-C)
390 Tl=Tl *OB/OC
400 T2=(SIN(C)*LOG(A)-COS(C))*AAC
410 T2=T2*OB/OC
420 X=ABS(Tl-lITAN(V1)): Y=ABS(T2-1ITAN(V1))
430 IF X>Y THEN C=3.14159-C
440 P=AA(3.14159-C): P=P*OB/OC
450 Q=(p+ lIP)/SIN(C)
460 R1=SQR(Q+2): R2=SQR(Q-2)
470 E1=(R1+R2)12-1: E2=(R1-R2)/2-1
480 IE1=1+E1: IE2= 1+E2: REIE2=IElIIE2
490 TETA=ATN(2*COS(C)/(P-1/P))/2: TETA=TETA*180/3.14159
500 PRINT TEXT:PRINT "A=";A" B=";B" C=";C" Tl=";Tl" T2=";T2"
510 PRINT "P=";P" Q=";Q"
520PRINT"OA=";OA" OB=";OB" OC=";OC" V1=";V1" V2=";V2"
530 PRINT"E1=";E1" E2=";E2" TETA=";TETA"OEGRES
540 V1=V1I3.14159*180: V2=V2/3.l4159*180
550 PRINT N$; TAB(5);
560 PRINT USING"##.# ";OA; OB; OC;
561 PRINT USING"###";V1 ;V2;
562 PRINT USING" #.###";E1;E2;
563 PRINT USING" ##.#";TETA;
564 PRINT USING"##.###";IE1;IE2;REIE2
570 LSET CO$=N$
580 LSET A$=MKS$(INT(lOOO*OA))
590 LSET B$=MKS$(INT(lOoo*OB))
600 LSET C$=MKS$(INT(lOOO*OC))
610 LSET 0$=MKS$(INT(l000*V1))
620 LSET E$=MKS$(INT(l000*V2))
630 LSET F$=MKS$(INT(loo0*E1))
640 LSET G$=MKS$(INT(1000*E2))
650 LSET H$=MKS$(INT(1000*TETA))
660 LSET I$=MKS$(INT(l000*IE1))
670 LSET J$=MKS$(INT(1oo0*IE2))
680 LSET K$=MKS$(INT(l000*REIE2))
690 PUT#l,I
7001=1+ 1
710 GOTO 290
2. FICHIER
10 OPEN"R",#1,"TABAT",99
20 FIELO#l, 1 AS P$,4 AS CO$,4 AS A$,4 AS B$,4 AS C$,4 AS 0$,4 AS E$,4 AS F$,4 AS G$,4 AS H$,4
AS 1$,4 AS J$,4 AS K$, 4 AS L$
25 CLS
30 INPUT "N" OEPART";N1
40 INPUT "N° FIN" ;N2

---

A5
45 PRINT "N°
CODE
OA
OB
OC
VI V2
0
I+El
I+E2
I+ElIl+E2"
60 FOR I=Nl TO N2
70 GET#I,1
800A=CVS(A$)/I000
900B=CVS(B$)/I000
100 OC=CVS(C$)/lOoo
110 Vl=CVS(D$)/I000
120 V2=CVS(E$)l1oo0
130 TETA=CVS(H$)/loo0
140 lEI =CVS(I$)I 1000
150 IE2=CVS(J$)/1000
160 RE=CVS(K$)/loo0
165 PRINT 1;
170 PRINT CO$;
180 PRINT USING"
###.# ";
OA,
OB,
OC;
185 PRINT USING"### "; Vl,V2, TETA;
190 PRINT USING"###.###";IEl,IE2,RE
200 IF P$=CHR$(255) THEN END
210NEXT 1
220 X$=INKEY$: IF X$="" GOTO 220
230 GOT025

---

ANNEXEB
Analyses chimiques des roches magmatiques. Tableau des analyses en poids d'oxyde (majeurs et
traces), nonnes CIPW et diagrammes géochimiques
Chemical analyses ofmagmatic rocks. Table ofthe analyses in oxides weights (major and trace
elements), CIPW norms and geochemical diagrams
- Diagramme NazO+KzO / SiOz
- Diagramme NazO / KzO
- Diagramme NazO+KzO / Alz0 3
- Diagramme MgO / FeO / FeZ03 (courbes de référence; 1 : série tholéiitique de Thingmuli ; 2 : série
alcaline d'Hawaï; 3 : série calco-alcaline)
- Diagramme NazO+KzO / Feo+Fez0 3 / MgO
- Diagramme Alz0 3 / FeO+Fez0 3 / MgO
- Diagramme FeO+Fez0 +MgO+ CaO / Al
3
z0 3 / NazO+KzO

---

Analyses chimiques et normes CIPW
....._1__
2
__1._ __'!.._J ._5__
6
7
8
9
10
11
12
----
,.---._- -_...._- .....................................
"' ..................... -....&.00 ........
c...._~.}..""..
14
15
._--------
...----
----
AmlOa
Am12b
Aml2e
Am2SlAm33
BH8b
BH20 8H30
DG2
DG9
Du3
Du3a
DuS -ËbïT
EF19
5102
40.23
46.47
46.721
44.88
46.89
54.20
50.22
55.42
46.60
45.26
42.65
45.74
44.51
47.68
45.20
' 1 - ' - - ' - r-"·T4.48
A1203
15.00
12.84
16.10
15.31
14.70l
13.91
13.43
15.30
16.22
14.60
13.60
15.82
14.60
15.10
Fe203*
8.64
8.37
10.41
................."- .......!..<L~ _____~1.:2.1
11.38
10.22
10.36
--------------- --_.._.... ---- .........~
~-- ....
Fe203
2.88
2.79
2.50
3.47
3.38
4.50
3.97
3.79
4.00
3.43
2.60
1.50
3.45
3.80
4.40
FeO
_. 6.39
6.19
5.40
7.70
7.51
5.70
8.81
8.42
6.30
7.61
6.80
8.50
7.67
5.60
6.30
-"~~-
MNO
0.17
0.14
0.14
0.16
0.16
-
0.18
0.17
-
0.15
0.15
0.16
0.18
0.16
-
MGO
6.35
10.28
5.60
7.73
5.94
4.70l
7.51
4.83
8.70
8.21
8.60
5.60
7.01
8.00
7.00
CAO
10.94
12.77
11.30
7.90
11.79
8.00
9.15
7.10
9.40
6.90
8.40
8.50
9.09
9.10
8.80
NA20
0.96
3.19
3.~%-3.75
3.38
2.90l
2.95
3.14
2.50
4.38
2.50
1.90
2.74
2.80
3.20
K20
LlO
0.56
0.65
1.05
0.36
. 0.48t
0.74
Ll7
0.91
0.02
0.11
0.24
1.99
0.17
0.53
TI02
2.17
1.57
2.00
2.59
1.72
1.80
1.84
1.75
2.50
2.35
2.40
2.40
2.64
2.10
2.60
P20S
OAO
0.29
0.49
0.60
0.27
0.19
0.33
0.20
0.47
0.47
0.50
0.66
0.68
OA8
0.57
H20
..................
----;;.
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AAO..O~.-.. ........LU..?
3.53
5.80
4.64
4.03
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1.00
3.10 .........:1·5.2 _1Q.:2Q
11.20 i-- 4.Q~:-_?.40
6.10
.............,........,.....-"U"O~~
---
TOTAL
99.74
100.01
100.00
99.02
99.17
99.871 100.03
99.59
99.78
98.81
100.01
100.00
99.07
99.89
99.80
td
......
NormeCIPW
~.....--------->---- ....__.. --::---j-:--+-~_.-
IQuartz
i-"'''i2]~·-O.21
_.
----....--- - - ---
9.39
-
-
6.35
-
2.14
-
Orthose
6.67
3.34
3.89
6.12
2.22
2.8~L_'L'!1 '""2~:~; 5.38 0.11 0.65 1.42 11.68 1.01 3.13
Albite
1
8.12
13.88
27.25
26.98
25.41
24.5l!
24.89
2Ll3
35.11
21.13
16.06
22.53
23.66
27.05
Anorthite
33.22
19.04
27.24
21.82
23.21
..
__..l?:.~1}..~
19.04 __?1J~..?.!i!.
....-
.........
28.26
.......... &A&.O _ _ , .
.. 27.~.1
25.02
26.73
25.24
._.-------------_. --_. --_.. .................
...._. _.................
.-..~
Diopside
M~
5.15
12.75
7.40
3.85
8.45
3.67
5.35
3.40
4.93
1.50
2.97
2.29
3.10
4.79
4.53
Fe
1J.l ~.3.30
2.44
1.45
4.75
1.25
2.84
2.71
0.99
1.32
0.92
1.75
1.32
0.95
1.m.
Ca
7.71
17.69
10.73
5.74
13.98
5.35
8.70
6.32
6.59
4.75
4.25
4.19
4.75
6.39
6.15
Hvpersthène
M
9.35
-
-
-
-
8.081
13.45
8.70
2.14
-
11.51
11.71
-
15.21
2.14
Fe
3.30
-
-
1
-
-
2.76
7.26
6.99
1.81
-
3.02
3.55
-
3.02
1.81
Olivine
Mgl
1.96
10.50
4.91~..?- 4.48
-
1
-
-
3.59
13.02
4.92
-
10.08
-
3.38
..
..~~
..
Fe
1.22
2.65
1.73!
4.49
2.85
-
j
-
-
0.80
4.49
1.68
-
4.49
-
0.83
Magn~!.i.~_.._ .__~-...3.1-'j-?.:J9L--4.82C~Jl1_5.8Qc........2.:.?1........1-.kI?..8
3.77
2)J
4.99
5.51
6.38
!lm én ite____..J
~!Q. _1.9i _.l:?..Q~~~!~..J~?§ lAlJrllO ~_ 3.~ ~:75
4.40
4.56
4.56
5.01
3.99
4.94
r-
__1:'§§'
1.05
1.24
·~I!!!!!!'..----F-!'()() --'!!i7--...u~t_ll~f--Q,.~I--..Qj~--!!.?~-Ql.\\l _1.:.91.i--_111 __LQ§ _1.:...~
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1
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l
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-
1.13
-
-
0.28
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--:........----..:=1 :: :: -:::: t~-:·_+-~--~r- ....·..~·..-l~"":·--r -
...
...
...
...
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HematIte
-
-
-
-
-
- !
-
.
-
-
-
-
-

---

Analyses chimiques et normes CIPW
16
1 17
1 18
!
19
1 20 1 21
1 22 1 23
1
24
!
25
1 26
!
27
1 28
1
29
1 30 !
31
1
EF24
EF149! EG2~L~.930t IK41 L~I5.9101 K027 t K036
Oj51 0.Jl!..L.9H7...LQK27h
SI02
t 40.58
44.10\\
54.16156.90
46.27f 82.25
78.16
77.79
43.50
52.5~.90
,1.1203
1 14.361 14.291
14.401
14.201 12.501 12.08L.).Q:.?~1
9.941 11.13~
14.72{
20.091 19.801 10.71 1 15.30t 14.73{ 7.601
Fe203*
12.97
8.47l
8 . 8 5 r - f
1.73
1.09
14.36
7.34
3.88
10.81
9.15
1
Fe203
t 4.321 2.82t 2.701 3.80t 3.40L.....?:.9.5L..--2:Q~ 0.58t 0.36t 4.791 2.451 1.291 3.601 1.701 3.051 2.00t
FeO
9.60
6.27
8.50
7.60
8.80r6~551 0:00
1.28
0.81
10.63
5.43
2.87
8.00
4.30
6.77
9.00
~
MNO
\\
0. 131
0.141
-
t - 1 - 1 0.22t- 0.06t 0.051 0.061 0.22{ 0.14( 0.141 0.191 0.08} 0.16L.... Q:Jl
MGO
6.30
8.10
6.30;
2.60
2.20
10.36
- -
0.44
0.12
6.09
2.15
1.13
13.16
4.60
5.9il16.3O~
1
CAO
t
9.681
7.55t
8. 101
5·6.QL.....~·90
12.861
0.28 1
0.35L..QJU·t
10.341
5.001
2.23t 10.041 6.201 11.291
6.40~
NA20
3.48
4.14
3.10
4.5or-4.50
3.17
0.22
2.411 - 3.43
3.69
4.25
7.05
1.61
4.30
3.59
0.43
1
K20
1 0.891 0.19\\
0.44J
2.0qt
1.1 01
0.27{
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3.6~i
4.801
0. 621
0.67t
0.60f
0.501
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3.07
1.71
3.00
1.90
2.10
2.57
0.13r- 620ro:T4! -TOI
1.92
1.13
2.14
1.80
1.66
1.40
P205
t
0.661
0.641
0.551
0.70t 0.51!
0.251
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0.251
0.451
0.761 0.201
0.40
....
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6.64
11.971
8.60
2.80 2."90Î
3.17
2.55
1.38
0.95f
3.18~811 0.951 5.57f 7.70
4.26
6.70
TOTAL
1 98.76\\
98.62\\
99.791
99.80\\
99.8I! 100.071
98.771
99.34\\ 100.04\\ 100.491 100.48! 100.24\\
98.80! 100.001
98.961
99.80
tJ:j
NormeCIPW
N
QE.artz
t - 1 - t - L......?.:Q2Ll!.88L.:....~~ 44.31 37.17L.:........1 - ! - t - t 6.51h 1 4.00
Orthose
5.28
1.11
2.60!1l.801
63Ï!
1.67t..17J9 ._27,52 _ 31.7QL_..8.90
21.12 28.36
3.61
3.96
3.33
2.96~
H
Albite
H5.461
25~1 26.201 38.00.1 38.031 17.29t-+84L...?.9::43\\ 27.24! .J.L7.2L.)2.91
36.34H6.20
3.631
Anorthite
20.99
19.74
24.05f
12.61
10.64
17.93
l.39!T39
-
119])4f20.15
20.44
22.38
17.31
Diopside
~
5.75t 4.25t 3.19.1 1.98H·56 13.60L.....::......J.......~......J - t 6.0.s..L...::........L..Q,.25 t 7.85t 1.561 8.~_..Ml
Fe
3.30
1.39
1.751
2.43
2.86
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0.03
3.69f-=--f026
2.37
0.50
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1.10
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C~
9. 571
6.15H·25
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-
t - 1 0.02!-!Q12L. - t 0.52 1 11.191 2.25113.511 4.95
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M
-
-
7.90
4.52l3.94!
-
-
1.10
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-
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-
6.35
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UT - ..
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Fe
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l
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1
Ma~nétite
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3.91:
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3.48
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3.19
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3.64
2.12
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-
-
-
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1.83~
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-
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5.11
-
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'
5.11
-
~L:........
-
- __1.61 6.96
2.27
-
Rutile
-
-
-
-
-
-
O.13L=--
-
-
-
-
-
-
-
Hématite
-
-
-
-
-
-
- !

---

Analyses chimiques et normes CIPW
32
!
33
1
34
!
35
1 36
i
37
! 38 ! 39 1 40 ! 41 1 42 !
43
!
44
1
45
1
46
OK27i! OK35! ORI4!
wn7ad Wn7bl WnlO
WnlOli WnI2J.. Wh53! WhS22a Wh522b WhS2;M...W.~523b
1
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4721
46.421~29 61.67r4453f-54~03r- 61.78
49.97
54.36r--S5.92
Al203
1
10.73 1 14.00.1
15.07t
16.30
19.01 1 16.301 17.891
17.201 18.83!
15.98\\ 1 9.841
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2.20
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1.191 3.1~L'h__.J5~L ~,7Q.
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8.58
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1.50
1.62,
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5.07!
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1
MNO
1
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0.13!
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MGO
17.491
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3.40
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0.761
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0.39
3.25
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1.80
1
CAO
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1.50H·52W·86L.. 4.93!
2.26L.u'h...§ ..~.7.L""h'~'0~
6.00
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3.Mi 4.52l6.491
5.4or-sA91
7.00
6.661
2.94163ïr7:08~-:95
5.60
K20
1
1. 51 1
1.631
1.50!
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5.321
0. 381
0. 371
4.701
4.85
0.67,[
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2.291
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1.82
2.83
2.55r2.30
0.84
2.00
2.231
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1.11
2.501
1.98\\
0.84
2.58
1.69
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J
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0.13Ln.Q.86Lun().97f-u().20L._...Q:.3..1i
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Albite
1
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24.6~+- 55.021 ~ 41.1 31 59.1~
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59.741
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Anorthite
20.57
23.631
-
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1.59
5.28
28.63
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2~ 21.78
Diopside
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2.751
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Fe
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2.11
3.43~
1.38
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1 -
1.32
0.661
-
1
1.451(>.66
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IHypersthène
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Fel
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1
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Olivine
Mg
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4~Or 5.321~ 4.031 4.90;
-
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12.181 2.80!
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4.41
2.45
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Fel
2.851
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-
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1.4?
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Ma~n~tHe
1
5.57
5.57
4.751
5.22
1.50~ .4 9..3.. 4.17: 2.38 1.04: 4.41 3.24j
LI!
4.52
2.32R3.2l
Illmenlte
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5.32
4.86L~.:~.Q __1.59L..l&Ql~~:~.L 1.84
2.12.L.....i-.Z}..~..J.:.~9j~_!.:§.~ __._~·86 _~:.~ ~_1.:.~.9.
Apatite
1
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3.02
1.34\\
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Nép~éline
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RutIle
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Hématite
1
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1
-
1
-
1 0.561
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1
-
i
-
,
-
,
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-

---

Eléments traces
Analyses chimiques et normes ClPW
47
Î
48
49
50
BA
CO
CR
CU
NI
SR
V
RB
Wh523c
Wh611
Wh612
Yall
~ -:--~.
171
14
298
50
189
146
215
5'Ô~
Am10a
SI02
57.47
62.58
62.85
77.49
2 Am12b
164
66
653
150
175
422
245
10
AI 203
18.30
17.73
18.66
12.11
4 Am25
510
52
202
58
146
616
234
75
Fe203*
0.08
2.93
5 Am33
118
61
44
103
50
312
269
108
Fe203
2.60
0.03
0.98
0.00
~ BH20
226
84
301
86
200
354
203
72
FeO
3.00
0.06
2.17
0.00
~ ir:fï3'01
182
48
185
89
72
233
199
41
-mr
MNO
0.00
0.00
0.14
0.03
DG9
205
86
159
25
167
664
187
<10
MGO
1.80
0.02
0.03
0.15
13 Du5
730
34
215
54
113
813
278
145
CAO
5.90
0.56
0.39
-
'ï6 EF24
959
150
43
37
111
856
228
20
......,-,;::.
NA20
5.60
2.66
7.27
0.29
17 EF147
438
67
209
43
221
850
141
<10
r-:rr
K20
2.30
9.98
5.70
7.12
Ïk41
260
<10
1265 >150
170
693
473
39
f 22 ~k010
TI02
116
47
25
>150
20
25
10
255
1.50
0.04
0.40
0.06
P205
23 K027
217
42
12
>150
<10
19
<10
168
0.55
0.13
0.07
0.05
24 K036
229
19
12
40
<10
3~
<10
297
H20
0.87
5.31
0.78
1.76
~. 'KS38
430
150
26
23
141
1156
213
45
TOTAL
99.89
99.09
99.22
99.06
b:J
f - - - -
"'2"6 ·N·sZ"tf..·.. ..··12T.. ··..·6·S....··....16.... ·.."Ts....·.....ï'j..... "'484'" "'147'" "'Tn'"
+>-
NormeCIPW
27 'NS661
1158
50
22
<10
<10
274
38
99
Iquartz
3.53
8.05
-
47.37
28 Oj5
289
82
760
81
366
362
249
32
Orthose
13.60
58.94
33.91
43.37
30 0'17
202
47
41
115
51
J
373
287
16
Albite
47.33
22.53
55.81
2.62
~32 OK27i
184
92
1004-
14
543
286
198
-81~
Anorthite
17.96
1.95
1.56
-
~33 ûRJs- Tl 06
78
18
<10
18
518
150
33
DioDside
M{
2.35
-
-
-
'"-34 (rRT4~ ,....0....
-~
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755
115
135
54
82
678
189
37-
Fe
0.57
-
-
-
r-33' Vg4f'
168
50
25
39
51
531
329
<10
Ca
3.23
-
-
-
36 Wn3c
718
26
<10
<10
<10
17
37
105
Hypersthène
M
2.15
0.05
-
0.40
'38" Wn1b
97
<10
16
12
<10
423
159
14
Fe
0.52
0.04
-
-
'40 'WnIOï) '692
<10 '14-
<10
<10
59
20
....._--:..~
~2
Olivine
MI:!
-
-
0.70
-
4i Wn12
410
70
306
47
216
949
276
16
Fe
-
-
2.14
-
--
42 Wh53
1997
37
11
<10
<10
925
92
54
Magnétite
3.77
-
1.39
-
43 Wh522a 697
23
13
<10
<10
723
43
50
IIménite
2.85~~9·7~
-
44 Wh522b 540
34
22
<10
<10
838
167
61
Apatite
1.20
0.33
0.16
-
45. Wh523
834
14
28
<10
<10
1242
86
43
illvrine
-
-
-
-
"48"Wï-ï6'ü".'T2"89" ....<Hf ''':;j()''···..d6.. ''':en)''··..2:10·.. ·....so·..· ..·S08....
Corindon
-
1.83
-
3.68
'49 Wh6ïï 122 <10 <10 <10 <10
12
<10
184
t,léphéline
-
-
2.98
-
50 Yall
773
29
14
<10
<10
15
<10 . 306
Rutile
-
-
-
0.80
Hématite
-
-
-
-

---

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15
49.
48·
27.
.36
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2
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'2
1
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t:O
VI
33.
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•
37
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•
3,\\
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5
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17
35
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• •
•
15
3 ••
6
• 1~ 2,.••:
18
21
•
•
• 1 32
i 1
5i02
50
60
70

---

B6
8
6
_27
40 _
-39
4
46
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_
~7\\5
-44
2
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2
4
6

---

B7
ALe
12
10
8
4
31
o
o
5
10
15
20

---

B8
M
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QI
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N
....

---

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12
_25
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•
•
•
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16
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•
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•
..37
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• • 44
4.
OJ
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19
3.·
.10
41
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•
.28
•6 .17
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1
.29
46
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.2
.,32 •
-47
·9
.45
.43
39. 27
•
• 40
N~p 64tJ
,
MgO
K20

---

.45
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•
3'
•
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___
\\ MgO
Fe203

---

FeO + Fe
+
20
MgO + CaO
3
t:d
......
......
29.·20
37·eJ8e44
•19
2~
42Y46
47·45
.39
.27
.43
23.
.40
49
36
• •
.24
.48
.22
N~O~Ir...
=-
....._) AI203
K20

---

ANNEXEe
Diffractogrammes de fractions argileuses < 3 ~ extraites d'échantillons des Workum Hills et analyse
des chlorites à la microsonde CAMEBAX
Diffractograms of clay fractions <3j1 of samples from the Workum Hills and chlorite analysis at tlze
CAMEBAX microprobe

---

Cl
Analyse des chlorites: échantillon OKle
,
34
36
i 38
39
42
43
44
1
46
1
48
49
50
l
Si
5.27
5.24 ! 5.09
5.15
504
5.04
4.93 i 5.291 5.12
5.26
4.96
AIIV
2.73
2.76 ! 2.91
2.85
2.6
L~>..,LQLl2·71 i )'?.L 2.74 ~;.@4~·~,~,
AIV
3046
3·1.LL~.:.rr... ;-3A,L ~~A1...~..:.~I..}2LL~1... ...1.3L Jl2....L......_
Fe2+
5.04
5.09 ! 5042
5.28
4.68
5.2
5.12 ~ 5.29 ! 5.28
5.16
5 · L L _
MI!
2.81
2.92 1 2.92
2.69
2.75
2.93
2.76 i 2.85 ~ 2.92
2.99
2.77 1
Mn
0.07
0.05 !
-
0.54
0.03
0.03
0.02 t 0.Q2: 0.03
0.01
,.JLQ.LL_~_
K
0.15
0.11 ! 0.Q9
0.14
0.18
0.09
0.14 ~~AJ._O.O.?_ l-Q.:2L J;QLL.-
Ca
0.07
0.06 ~ 0.07
0.05
0.14
0.08
0.09 , 0.09 i 0.07
0.09
0.07
Na
0.12
0.1
! 0.1
0.12
0.13
0.13
0.119 i
0.1
i 0.1
0.05
0.08
6-I, VI
0.31
0.25 ! 0.19
0.26
0043
0.21
0.1L0.;27 : 0.21
0.24
0.16
L
!
i
........._.. -~._-~--
52
53
! 54
56
60
68
691721-74-
79
~L
Si
5.03
5.19 ! 5.18
5.28
5.18
5.18
5.31 i 5.14 1 5.09
5.24
5.21 1 5.08
AIIV
2.97
2.81 ! 2.82
2.72
2.82
2.82
,~
2.69 Lf.8~J.1YLHjL,..1:79....L~J.J~
AIVI
3.02
3.24 i 3.26
304
3049
~;l~ ...l~m,:,~ ,~.1~'~"iJ33·-t 3·;·W·}:·~·L
Fe2+
5.56
5.15 T5.29
5.26
4.97
5.31
5.25
5.34, 5.~~,_?12
5.17 l 5.05
MI!
2.94
3.1U2.92
2.78
2.98
2.79
3.09 ! 2.92 . 2.91
3.02 ........2.86 j 3.04
Mn
0.1
O.O?..J_Q:9..L ~9·03..~~95
0.02
0.02!
...:....L9Jl)
0.03
O.O~-.LQ.2L.
+..
K
0.1
0.11
i 0.12
0.08
0.12
0.06
0.06 ~~.L9·0?__9.09 ,-9.:l1..
9.:.~
11---" ~
Ca
0.18 l 0.09 1 0.14
0.08
0.05
0.1
6
! 0.14
1 0.12
0.07
0.12
0.11
Na
0.12
0.12 i 0.15
0.11
0.08
0.11
0.09 f 0.16 1 0.19
0.17
0.26
0.23
6-I, VI
0.19 t.Q2)_LQJ.L~:26 ,...2;.25 ... ~Q.:~_~2.dLL 0.23 i Q.25
0.25
0.31 _L.Q:~
•
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f
.. 1
_
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1-~1-~-~"
1
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1
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,
l
i
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Analyse des chlontes: échantillon OKlf
1
.........~......-
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5
6 7 9
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e-.B._
Si
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5048
5.13
4.96
5.99
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5.07, 5.29
5.16 l 5.16
AIIV
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2.52
2.87
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2.01
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AIVI
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3.64
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2.89
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2.9
3.25
2.9! 2.82 1 2.91 !...1:§L
Mn
0.04
0.04
0.04
-
0.03
0.04
0.1
0.08 l 0.03
0.05 1
-
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O..;Q!... f.-._-- ~ O.O.§...
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-0.08
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0.17
0.11
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0.11
0.29
0.17
0.Î4
1
................
18
-12.
20
21
23
25
26
29
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...............................
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1
AIVI
3.38
3.36
3.61
3042
3.35
3.34
3046
3.65 1 3.76
304
Fe2+
5A~_ ~.;.'!.L r-~Q.L 5.37
5041
5.22
5.Q,L ~8 1 5.26
5.3
..........~~
.~1.L.- 2.87
2.88
2.79
2.86
3.03
2.89
2.79
2.55
3.2
2.95
Mn
0.04
0.09
0.03
0.04
-
0.06
0.05
0.06
0.02
0.04
.K
-
0.01
0.09
-
-
0.04
0.05
0.14
0.01
0.02
Ca
-
-
-
0.01
0.01
-
0.02
0.01
-
0.01
Na
-
-
0.07
-
-
-
0.05
0.02
0.01
0.04
'6·~rvÏ
0.13
0.12
0.24
0.15
0.1
0.18
0.25
0.32
0.12
0.15 i
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....
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146 +
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1

---

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o
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....
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5
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2.0
30

---

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H
...
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---

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15
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5
VJ

---

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Ks7
N
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-
0
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IJ~
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H
H
i
i
i,
i
i
i
i
i
i
,
3
4
5
"1-
g
9
'10
-15
20
.30

---

C6
c~
OK48
Il
Il
,
i
1
i
i
1
i
do2e
tt
.H
~lt
AO
b
2.

---

---

ANNEXED
Données géochronologiques sur des roches magmatiques et sédimentaires: tableau de données et
isochrones pour les roches de Basse et Moyenne Bénoué
Geochronological data on magmatic and sedimentary rocks: data table and isochrones for the rocks
from Lower and Middle Benlle

---

Dl
Données géochronologiques sur des roches magmatiques de Basse et Moyenne
Bénoué
Echantillons et fractions
40 K /36Ar
Age
4O
analysés
K%
Ar*
4~r /36Ar
Air%
10-5
Apparent
Am32 RT (60-100 I-l)
0,60
0,0482
1178
1,976
25,1
75,3
RT (1 0O-18OI-l)
0,65
0,0499
891
1,395
33,2
71,9
DG2 RT (60-1001-l)
0,76
0,0840
958
1,108
31
100,8
RT (100-1801-l)
0,74
0,0820
1176
1,432
25
102,8
EF19 RT (60-1001-l)
0,28
0,0276
540
0,456
55
91,8
RT (100-18011)
0,26
0,0260
499
0,367
59
93,1
EF149 RT (60-IOOI-l)
0,34
0,0351
653
0,635
45
96,3
RT (100-1801-l)
0,32
0,0331
576
0,488
51
96,2
KS73 RT (60-1001-l)
1,50
0,0801
819
1,763
36,1
50,3
KS74 RT (60- 1001-l)
4,50
0,1136
953
0,2010
31
55,4
YD20 RT (60-1001-l)
2,30
0,1657
1166
0,2177
25,3
67,5
RT (100-18OI-l)
2,35
0,1570
841
0,1472
35,1
62,7
YD24 RT (60-1001-l)
3,18
0,1427
1313
0,4084
22,5
42,3
RT (100-1801-l)
3,23
0,2048
1098
0,2279
26,9
59,6
YD 131 RT (60-1 ool-l)
5,70
0,5423
6150
Il,09
4,8
88,6
RT (100-180p)
5,30
0,5386
5294
8,86
5,5
94,5
EG26 RT
0,94
0,0767
813
1,163
36
76,5
EG30 RT
1,82
0,1436
1012
1,637
29
73,9
Bh8b RT
0,38
0,0179
350
0,213
84
44,5
RT décarbonatée
0,42
0,0132
366
0,414
81
29,8
Attirable 0,5
0,42
0,0327
330
0,082
89
72,9
Non attirable
0,18
0,0135
309
0,024
97
95,3
GW23 RT (60-IOOI-l)
0,45
0,0389
575
0,5818
51,4
80,8
GW27 RT (60-100,u)
0,58
0,0218
613
0,1518
48,2
35,6
RT (1 00-180,u)
0,58
0,0279
713
0,1562
41,4
45,4

---

D2
Echantillons et fractions
Age
analysés
K%
4~r*
4~r
40 K /36
/36Ar
Ar
Air%
10-5
Apparent
Wn.523b
RT( 100-180,u)
2,20
7,4076
2968
5,412
10
84,6
Attirable 0,4 A (l00-180,u)
1,90
8,0990
2037
2,785
15
106,5
Attirable 0,5 A (60-1oo,u)
1,62
6,7682
6462
10,064
5
104,4
Non att. 2A (100-180,u)
2,76
9,8337
2488
4,195
12
89,4
Non att. 2A (60-180,u)
2,54
9,1645
1746
2,740
17
90,6
Wn.523c
RT (100-180,u)
2,10
7,8080
1693
2,562
18
93,2
Wn.lO
RT (100-180,u)
3,94
Il,8174
1806
3,435
16
75,6
Attirable 0,3A (60-100,u)
4,66
17,7968
2117
3,252
14
95,7
Non att. 2A (100-180,u)
4,00
12,5126
2596
5,015
Il
78,8
Non att. 2A ( 60-100,u)
3,74
11 ,9332
1590
2,767
19
80,3
Wn.7
RT(l 00-180,u)
0,34
1,2347
500
0,385
59
91,1
RT décarbonatée (100-180,u)
0,40
1,6751
989
1,139
30
104,7
AM.12e
RT
0,56
2,0959
334
0,067
89
97,2
RT décarbonatée
0,60
2,0089
1166
1,773
25
84,2
Attirable 0,5A
0,38
1,2184
486
0,405
61
80,7
Non attirable
0,56
1,5937
594
0,713
50
71,8
Du.3
RT
0,80
0,0367
301
0,075
98
12
RT décarbonatée
0,12
0,3400
389
0,226
76
71,5
2,u
0,18
0,5607
397
0,280
75
62,4
Oj.ll
RT
0,58
1,9996
738
0,876
40
86,6
RT décarbonatée
0,74
2,4829
1177
1,792
25
84,4
Ok.27h
RT
0,42
1,4206
453
0,318
65
85,0
RT décarbonatée
0,40
1,3678
493
0,394
60
85,9
Eb.ll
RT
0,16
0,6611
428
0,219
69
103,3
RT décarbonatée
0,20
0,4469
456
0,489
65
56,6
Attirable 0,5
0,26
0,8435
391
0,201
76
81,6
Non attirable
3,24
10,4691
1923
2,688
19
82,1
Du.3a
RT
0,12
0,3013
350
0,148
84
63,5
RT décarbonatée
0,12
0,3446
400
0,248
74
72,4

---

D3
Données géochronologiques sur des sédiments métamorphiques de Basse
Bénoué
40
36
40
36
49\\r*
Air%
Echantillons
Fraction
K%
ArIAr
KI
Ar
Age
fl
10-6
10-5
Apparent
0123
< 0,3
5,6
18,4860
2187
3,9072
14
81,5
0127
< 0,3
4,2
6,927
1823
6,210
16
41,2
BAN22
< 0,3
3,4
10,77
1209
1,9340
24
78,3
0116
< 0,3
3,5
Il,8732
781
0,9208
38
90,3
V0811
< 0,3
4,9
18,2610
2934
4,746
10
91,7
OK27e
< 0,3
2,8
10,05
791
0,9257
37
88,4
Am33
< 0,2
4,37
0,43368
7602
13,26
4,3
92,4
"
"
0,2 à 0,5
4,84
0,52283
11160
18,12
2,65
100,7
Am44
< 0,2
2,63
0,25328
2560
4,236
11,5
89,7
"
"
0,2 à 0,5
3,67
0,37515
4457
7,333
6,60
95,1
Am47
< 0,2
3,43
0,33037
3384
5,7760
8,73
89,7
"
"
0,2 à 0,5
3,58
0,39779
5099
7,7870
5,49
103,1
Am54
< 0,2
3,90
0,35322
10190
19,67
2,9
84,5
"
"
0,2 à 0,5
4,78
0,47234
12890
22,96
2,37
92,0
OK46
< 0,2
4,15
0,37845
2461
4,2790
12
85,0
"
"
0,2 à 0,5
4,96
0,45417
3024
5,3670
9,37
85,4
OK48
< 0,2
1,09
0,19657
402
0,108
73,5
90,5
"
"
0,2 à 0,5
1,10
0,12037
415
0,19730
71,1
101,6

---

D4
/
111
104MA±3
/ '
REFERENCE
./80MA
/ '
Wnl0
•
"""'Wnl0 •
Wn10
/
10
•
R.T.
o R.T. décarbonaté.
5
i)
Amphibole brune
•
Feldspaths
2
3
4
Isochrones K/Ar (diagramme 40Ar*_K%) pour les syénites (WnlO, Wh523b, Wh523c) et un basalte
associé (Wn7) du massif de Wanakande (Workum Hill)
104MA±3/
o WhII23b
8000
4000
•
R.T.
o R.T. décarbonaté.
K1 Amph ibol.
•
Feldspatha
----SOMA
.".-
.......
.......
•
........Wnl0
, /
(j,Wnl0..............
2000
Wh523 (J:
.......
,...
.1~nlo
"" Wh523c
....... ""
2
Il
10
Isochrones K/Ar (diagramme 40Ar/36Ar - 40K/36Ar) pour les syénites (WnlO, Wh523b, Wh523c) et
basalte associé (Wn7) du massif de Wanakande (Workum Hill)

---

Ds
40Ar/ 36 Ar
2000
1500
1000
•
RJ.
o R.T. décarbonatée
+ Attirable o.S A
(1-
Non attirable
At.
Argiles,2microns
soo
......~
.....
.......-ikP
295p6
•
4OK/36Ar
2
3
Isochrone K/Ar (diagramme 40Ar/36Ar - 40K/36 Ar) pour des roches basiques des Workum Hills
(Aml2e, DU3, Du3a, Ebll, Ojll, Ok27h)
15
•
RJ.
o R.T. décarbonatée
+ Allirable 0,5 A
(1-
Non attirable
... Argiles" 2 microns
10
5
2
3
1
Isochrone KI Ar (diagramme 40Ar*_K%) pour des roches basiques des Workum Hills (Am12e, DU3,
Du3a, Ebll, Ojll, Ok27h)

---

D6
40Ar/ 36Ar
10000
5000
o
RT 60-100
Q
RT lOO-IBO
•
lOO-IBO <2,B
•
lOO-IBO >2,B 0.5A
•
60-100
<2.B
Q
40K/J6Ar
200
",./
10
20
Isochrone K/Ar (diagramme (diagramme 40Ar/36Ar - 40K/36Ar) sur filon doléritique (Am32) d'Ameka
1500
•
Roche totale
o
Fraction 100-180,..
1000
500
5
10
15
Isochrones KIAr (diagramme 40 Ar/36Ar - 40K/36Ar) sur filons et sills basiques de la rivière Anyim
(EF19,EF149) et de Dogu (D02)

---

D7
1500
o
RT 100-180
•
100-180 >2.8 06 A
•
100 -180 >2.8 0.3A
... 60-100
>2.8 06A
~ 60 -100
>2.8 0.3A
1000
o
500
40K/36Ar
15
20
Isochrone K/Ar (diagramme 4oAr/36Ar - 4oK/36Ar) sur une monzosyénite de Foyum (région
d'Ogoja-Gboko)
40Ar/ 36 Ar
2000
o
RT 60-100
Ô
RT 100-180
... 60 -100 > 2.8 0.5 A
~ 60 -100 > 2.8 1A
•
100-180 >2,8 lA
61,8MA± 7
0--
•
100 -180 >2.8 0.5 A
10
•
367
5
10
15
20
Isochrone K/Ar (diagramme 40Ar/36Ar - 40K/36Ar) sur une syénite alcaline d'Abata Hill

---

D8
40Ar/ 36 Ar
10000
5000
o
AT60-100
Q
AT 100-180
•
100-180 <2,8
•
60 -100
<2,8
40K/36Ar
5
10
15
Isochrone KIAr (diagramme 40Ar/36Ar - 40K/36Ar) sur un filon rhyolitique de la région de
Gboko.
40Ar/ 36 Ar
74/
•
EG30
1000
500
5
10
15
Isochrone K/Ar (diagramme 40Ar/36Ar - 40K/36Ar) sur les microdiorites des carrières d'Eziator
et d'Iziagu

---

D9
40Ar/ 36Ar
GW23
Q
RT 100-180
.. 60-100
<2.8
•
100-180 <2.8
•
100-180 >2,8 lA
GW27
10
o RT60-100
.. 60-100 >2,8 O,SA
P. 60 -100 >2,8
<>- 100 -180 >2,8 0,5 A
0---
Q
;--.
40K/36Ar
5
10
15
20
Isochrone KIAr (diagramme 40Ar/36Ar - 40K/36Ar) sur un basalte (GW27) et une dolérite (GW23) de
la région de Bashar
40Ar/ 36Ar
•
RJ.
o RJ. décarbonatée
+ Attirable 0,5 A
.j) Non attirable
500
o ~
314
~
23,3MAt5
40K/36Ar
0,5
Isochrones K/Ar (diagramme 40Ar/36Ar - 40Kl36Ar) une dolérite (BH308) de la région de Bashar

---

DlO
Am33
oAm54~
10000
5000
Am47
Am4~+
..
+ ~ 0,211
o 0,2-0,511
DK46
40K/36Ar
5
10
15
Isochr~ne K/Ar (diagramme 40Ar/36Ar _40K/36Ar) sur fractions granulométriques SO,2 J.1 et
compnses entre 0,2 et 0,4 J.1 des sédiments métamorphiques des Workum Hills
40Ar/ 36Ar
/
94MAt4 81MAt 2,6
3000
V G 8 1 1 /
2000
1000
2
5
6
Isochrones KlAr (diagramme 40Ar/36Ar - 40Kl36Ar) sur fractions granulométriques SO,3 J.1 pour des
sédiments épimétamorphiques des Workum Hills (Oj16, 0k27e, Vg811), de la région de Bansara
(Ban 22 ,Oj23) et d'Ohana (Oj27)

---

ANNEXEE
Résultats du traitement des données de la fracturation par la méthode développée par A.
ETCHECOPAR (1984)
Results ofthe data computing of the fracturing using the ETCHECOPAR' s method (1984)
,

---

T ENS E URS
STATIONS
0/0
a1
a2
a3
R
Direction
Pendage
Direction
Pendage
Direction
Pendage
BH18
85
138±5,5
0,3±1,2
235±12 ,3
87±8
048±5,4
2±7,9
0,10±0,07
BH23
55
288±12,1
83±2
078+13,5
6+2,7
168+13,6
3±1,7
0,03±0,10
BH41
65
316±?
37±20,8
050±?
5±?
146±8,7
52±28,5
0,24±2,5
BH7
80
303±?
83±21,4
040±7,5
1±6,7
130±7,1
7±21 ,7
0,78±0,43
FUTUK
70
145±16,3
9±10,4
239±?
25±?
037±?
63±?
0,00±0,06
GWF
50
252±?
8±?
350±?
44±?
155±?
45±?
0,83±0,00
HINNA
90
160±7,8
4±1,3
250±7,9
6±1,1
034±6,4
83±1,3
0,19±0,19
K022
90
340±3,9
5±2,5
250±0,6
4±38,5
125±?
83±21,7
0,00±0,02
K028
60
305±1,7
62±0,3
207±0,6
4±0,7
115±0,5
27±0,2
0,88±0,00
K04
50
336±2,6
8±8
071 ±13,3
31±87,5
234±50,2
58±84,1
0,02±0,05
K07
75
351±6,1
1±7,4
242±?
87±6,2
081 ±6,2
3±8,6
0,06±0,08
K08
90
135±19,9
5±17,5
262±?
82±7,7
044±20,4
7±17,4
0,23±0,32
KSH
70
141±13
19±9
246±?
37±?
030±?
47±?
O,O1±O,0
OG9
70
342±15
35±82
168±22
54±82
074+12
3±2
0,92±0,2
WD1
90
148±18
63±32,9
270±6,2
15±16,5
006±20,4
22±?
0,36±0,46
WD11
85
158±5,2
79±2,8
343±7,8
11±2,8
253±7,7
1±0,8
0,21 ±o, 13
WD12
90
153±0,7
26±0,8
282+1,2
52+0,6
049+0,5
25+0,2
0,42+0,01
WD13
90
296±19,1
13±20,2
168±?
70±44,2
030±20,3
15±?
0,15±0,39
WD2
90
119±11
17±5,3
338±?
69±?
213±?
12±?
0,00±0,11
WD9
85
341±13,9
37±25,4
185±27,7
51±23,6
080±11,5
12±5,8
0,45±0,49
YAD
60
156±7
14±7
268±?
58±?
058±?
29±?
0,07±014
YUL
80
232±13,7
79±5,2
136+17
1+3,4
046+17,4
11+5,2
0,20+0,19
ZAB
50
141±2
4±6
262±37
82+3
050+6
6+1
0,68±0,07

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ANNEXEF
Carte géologique à 1.100.000 d'une partie de la Haute Bénoué + notice
Geological map at 1. 100,000 ofpart of Upper Benue + explanatory note

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1986
BENKHELIL Jean
STRUCTURE ET EVOLUTION GEODYNAMIQUE
DU BASSIN INTRACONTINENTAL DE LA BENOUE
(NIGERIA)
Résumé
Le bassin intracontinental de la Bénoué, au Nigéria, s'est formé au Crétacé
inférieur en relation avec l'ouverture de l'Atlantique. Le remplissage sédimen-
taire de ce bassin comprend d'épaisses séries continentales et marines, ces der-
nières correspondant à la grande transgression qui, au Turonien, a permis la
communication entre l'Atlantique et la Téthys à travers la Bénoué et le Sahara.
En Basse Bénoué, l'évolution du domaine d'Abakaliki est comparable à un
cycle orogénique comprenant sédimentation, magmatisme, métamorphisme et
tectonique en compression. Une zone d'accidents NE-SW, dont le jeu est res-
ponsable localement de déformations précoces des sédiments, a été mise en évi-
dence dans les Workum Hills. Dans cette région, une intense activité magma-
tique, en grande partie contemporaine de la sédimentation albienne, présente
des affinités alcalines alors qu'à l'extrémité méridionale du bassin on note la
présence de tholéiites continentales. L'histoire thermique a été marquée, entre
l'Albien et le Campanien, par un gradient suffisamment élevé pour donner
naissance à un métamorphisme anchi à épizona1. Une phase de compression
de direction N 155 E est responsable, au cours du Santonien, du plissement et
de l'apparition d'une schistosité; l'ensemble montrant un léger déversement
vers le NW.
Des accidents NE-SW à jeu sénestre, tel celui de Kaltungo, structurent la
Haute Bénoué au cours de l'Aptien-Albien en un ensemble de sous-bassins sé-
parés par des rides de socle. Une phase de compression, d'âge fini-crétacé, est à
l'origine d'un faisceau de plis dont le style et la direction sont souvent contrôlés
par les accidents de socle.
La structure profonde du bassin de la Bénoué, révélée par la géophysique,
est caractérisée par un « haut» axial bordé par deux gouttières. A l'intérieur de
celles-ci s'individualisent des sous-bassins dont la forme et la disposition suggè-
rent une ouverture en « pull apart». L'amincissement crustal mis en évidence
au droit de la Basse Bénoué s'atténue en direction du NE.
Le bassin de la Bénoué est considéré dans le cadre de l'ouverture de
l'Atlantique. Les principaux événements géologiques se produisant en Basse
Bénoué sont mis en relation avec l'initiation des fractures océaniques du Golfe
de Guinée. Le bassin de la Bénoué est replacé dans un modèle d'ouverture de
l'Atlantique Sud faisant intervenir des discontinuités intraplaques.
Mots Clés: Nigéria - Bénoué - Crétacé - Bassin sédimentaire - Décrochement
- Compression - Magmatisme - Métamorphisme - Géophysique - Golfe de
Guinée - Géodynamique.

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