Soutenance mémoire
GEOLOGIE ET STRATIGRAPHIE
Géologie
Le bassin de Douala est connu par des synthèses réalisées par Dumort (1968), Njike Ngaha (1984) et Regnoult (1986). Les travaux effectués dans le cadre de la convention entre la Société Nationale des Hydrocarbures du Cameroun et l’Université de Douala (SNH/UD, 2005, rapport inédit), et de nombreux autres travaux antérieurs à ces dernières ont permis également de préciser les différents mécanismes à l’origine du développement et de la structuration des bassins de la marge ouest africaine. On peut citer : Belmonte, 1966 ; Reyre, 1966 ; Leyden et al., 1972 ; Mascle, 1976 ; Fairhead, 1988 ; Hubbard, 1988; Standlee et al. 1991 ; Guiraud et Maurin, 1991 ; Maurin et Guiraud, 1993 ; Benkhelil et al. 1995 ; Ala et Selley, 1997 ; Popoff, 1998 ; Pletsch et al., 2001; Benkhelil et al. 2002.
L’existence du bassin de Douala, comme celle des autres bassins ouest africains, est liée à l’ouverture de l’Atlantique Sud au Crétacé supérieur. Le rift sud-atlantique s’est ouvert progressivement du sud au nord, créant des bassins de plus en plus jeunes. L’emplacement du Golfe de Guinée s’est ouvert en dernier, formant un continium de mer anoxique entre le pont de Walvis et l’Afrique du Nord (fig. 17).
Cinématique de l’ouverture de l’Atlantique sud
Permo-Trias – Jurassique moyen
A cette période, l’Afrique est relativement stable. L’essentiel de l’activité tectonique est localisée le long des chaînes panafricaines. Il se superpose à ces phénomènes tectoniques une activité magmatique dans les régions du domaine centrafricain. Les océans Indien et Atlantique commencent à s’ouvrir au milieu du Jurassique. Cette ouverture est précédée par une phase de rifting intracontinental durant le Permo-Trias, créant le bassin du Karroo en Afrique du Sud et de l’Est. Ce rifting prend fin au milieu du Jurassique (180 Ma) avec la mise en place de la croûte océanique le long de la marge sud-est du continent.
Jurassique moyen– Crétacé inférieur : phase I du rifting
L’ouverture océanique effective débute au Jurassique moyen avec la fragmentation de la Pangée. Le rifting de l’Atlantique sud est amorcé vers 150-120Ma (Oxfordien-Hauterivien), à partir du Sud jusqu’au parallèle 38°S. Cette extension se traduit par une surrection généralisée des bassins intracratoniques tels que celui de la Bénoué, du Sud du Tchad et du Nord Cameroun (Maurin et Guiraud, 1993) et par une fracturation du socle. Dans la zone équatoriale, les premières déformations commencent seulement à apparaître. Vers 130Ma, le rifting s’étend au parallèle 28°S, alors que dans le fossé de la Bénoué, il se manifeste entre 126,5 et 118,5Ma. La fin de cette phase de rifting est marquée par un volcanisme des deux côtés de l’Atlantique sud et dans la partie équatoriale incluant le Nord Cameroun.
Crétacé inférieur: phase II du rifting
La 2ème phase de rifting, qui correspond à la phase de transition Aptien supérieur– Albien supérieur, commence après 118,5Ma (Hauterivien – Barrémien). Pendant que le domaine austral et le domaine tropical s’océanisent, l’Atlantique équatoriale commence à s’ouvrir en créant des petits bassins divergents. Cette ouverture débute par un mouvement de translation sénestre dans le fossé de la Bénoué. Dans le domaine tropical, un milieu marin peu profond entraîne un confinement qui conduit au dépôt d’évaporites à l’Aptien .
Crétacé inférieur – base du Crétacé supérieur : phase III du rifting
Vers 100Ma entre l’Albien supérieur et le Cénomanien, l’apparition du plancher océanique, permet la formation de petits bassins océaniques, marquant la séparation finale des deux continents. Une divergence latérale entre les blocs lithosphériques africains entraîne un rifting à travers l’Afrique centrale.
base du Crétacé supérieur (Cénomanien – Campanien) : phase de dérive I
Après le rifting du Crétacé inférieur, l’évolution des différents bassins se poursuit avec pour conséquence un fossé dû à la subsidence thermique. Une phase tectonique régionale (Santonien supérieur – Campanien inférieur) liée au changement de vitesse et de direction de la plaque africaine coïncide avec la propagation de la dérive nord de l’océan. Le résultat est la compression N-S entre les plaques africaine, sud américaine et européenne créant une transgression dans la zone Afrique centrale. La ligne volcanique du Cameroun pourrait être une conséquence de cet événement.
Crétacé terminal – Eocène moyen : phase de dérive II
Durant cette période, une subsidence thermique ponctuée de combinaisons de mouvements décrochants et de compressions crustales du Crétacé inférieur et moyen, conduisant à la réactivation locale des failles, entraîne l’affaissement de tous les bassins ouest et centre africains. Cette subsidence se termine par une compression majeure à l’Eocène moyen (40Ma) qui reflète probablement une phase de collision entre l’Afrique et l’Europe (phase pyrénéoatlasique) .
Eocène supérieur à Actuel : phase de dérive III
La phase la plus récente de rifting ayant affecté le continent africain commence à l’Eocène supérieur. Le soulèvement initié pendant le Crétacé supérieur entraîne à l’Oligocène un important basculement vers l’Ouest de la marge. Durant le Néogène, les bassins de la marge atlantique continuent de s’enfoncer avec une subsidence ponctuée de plusieurs épisodes tectoniques. Au Miocène inférieur et moyen (20 Ma), l’évènement marquant serait la rotation de la plaque africaine. Le Miocène terminal est marqué par une surrection régionale le long de la marge ouest africaine incluant les parties adjacentes de la ligne du Cameroun. La surrection du Pléistocène terminal entraîne une érosion considérable d’une partie du sous-bassin de Douala. Les mécanismes à l’origine de cette surrection sont encore mal connus, et seraient liés aux processus mantelliques .
Histoire tectonique et éléments structuraux du bassin de Douala
Du point de vue structural, le bassin de Douala résulte de l’extension E-W du rift de l’Atlantique Sud où se superposent les directions NE-SW à ENE-WSW de la ligne volcanique du Cameroun. L’évolution du sous-bassin de Douala semble être profondément influencée par ces deux éléments structuraux. Trois phases tectoniques sont reconnues dans la structuration du bassin de Douala. Elles sont accompagnées de discordances majeures visibles sur les profils sismiques. Aucune tectonique paléozoïque n’est connue dans la région avant la cassure du Gondwana au Mésozoïque. Avant le rifting (jusqu’à 140 Ma), les sédiments continentaux jurassiques étaient localisés dans une dépression afro-brésilienne appelée également fosse synclinale intracratonique. La limite nord-est de cette dépression se situerait dans le bassin de Douala bien que les puits d’exploration n’aient jamais atteint ces niveaux.
La partie continentale du bassin est caractérisée par des affleurements des formations d’âge crétacé à éocène. Les principales structures définissent un système en demi-graben et sont compensées par des linéaments de direction NE-SW. Dans les demi-grabens de l’Est, il existe plus de 5 000 m de sédiments crétacés et une mince épaisseur du Tertiaire due à l’érosion consécutive à la surrection. Au niveau du demi-graben de la Sanaga, les sédiments tertiaires sont préservés. La partie offshore est composée de sédiments épais post-rift présentant quelques structures dont des linéaments de direction majeure NE-SW et des plis. Ces derniers seraient liés aux structures profondes pré- ou syn-rift. Le deuxième système de fractures est formé par des failles transversales de direction N 60° E qui sont superposées aux structures de direction N-S. Leur tracé linéaire et leur décalage horizontal apparent indiquent plutôt un important décrochement, probablement en relation avec les transformantes générées durant l’océanisation de l’Atlantique Sud. Les structures plissées sont localisées dans les zones où le socle est très peu profond et directement couvert par les « Grès de base » Aptien Albien. Du côté Est, le bassin est limité par un socle précambrien surélevé. Les failles qui définissent la limite Ouest du socle sont de direction générale N-S avec une flexure orientée NE-SW à l’extrémité Sud du bassin.
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
PREMIERE PARTIE : CONTEXTE GENERAL
CHAPITRE I : ASPECTS : PHYSIQUES, CLIMATIQUES ET GEOLOGIQUES
I.1. – Situation géographique
I.2. – Principaux traits du climat
I.2.1 – Aperçu sur la circulation régionale
I.2.2 – Climat de Douala
I.2.2.1 – Précipitations mensuelles
I.2.2.2 – Précipitations interannuelles
I.2.2.3 – Température
I.2.2.4 – Humidité
I.2.2.5 – Insolation
I.2.2.6 – Evaporation et évapotranspiration
I.2.2.7 – Vents
I.3. – Hydrographie, végétation et sol
I.3.1 – Hydrographie
I.3.1.1- Le Wouri
I.3.1.2- Le Mungo
I.3.1.3 – La Dibamba
I.3.2 – Végétation et sols
I.3.2. 1 – Végétation
I.3.2.2 – Sols
I.4 – Géologie et stratigraphie
I.4. 1 – Géologie
I.4.1.1 – Cinématique de l’ouverture de l’Atlantique Sud
I.4.1.2 – Histoire tectonique et éléments structuraux du bassin de Douala
I.4.2 – Stratigraphie et paléoenvironnements du sous-bassin de Douala
I.4.2.1 – Le Mundeck ou « Grès de base » (Apto-Albien)
I.4.2.2 La Formation de Mungo ou de Logbadjeck (Turonien supérieur – Campanien inférieur)
I.4.2.3 – La Formation de Logbaba (Campanien supérieur – Maastrichtien)
I.4.2. 4 – La Formation de N’kapa (Paléocène supérieur – Eocène inférieur)
I.4.2.5 – La Formation de Souellaba (Oligocène-Miocène inférieur)
I.4.2.6 – La Formation de Matanda (Pliocène supérieur – Pléistocène)
I.4.2.7 – La Formation du Wouri (Pléistocène – Holocène)
I.5 – Conclusion
CHAPITRE II : CONTEXTE DE L’ETUDE
II. 1 – Aspect socio économique
II. 2 – Secteur de l’eau au Cameroun
II. 2.1 – Aspect institutionnel
II.2.2 – Accès à l’eau
II.2.3 – Assainissement
II. 4 – Méthodologie et contraintes techniques
II.4.1 – Etat des lieux
II.4.3– Contraintes techniques
II.5 – Conclusion
CHAPITRE III : SYNTHESE DES CONNAISSANCES ANTERIEURES A L’ECHELLE DU BASSIN
III. 1 – Aquiferes profonds
III.1.1 – Les grès de base
III.1.2 – Les sables paléocènes
III.1.2.1 – Conditions aux limites et géométrie de l’aquifère
III.1.2.2 – Hydrodynamique de la nappe
III.1.2.3 – Hydrochimie de l’aquifère paléocène
III.2– Aquifères superficiels
III.2.1. – Les sables du Mio-Pliocène
III.2.1.1 – Données des forages pétroliers
III.2.1.2 – Caractéristiques lithologiques du Mio- Pliocène
III.2.2 – Les alluvions quaternaires
III.2.2.1 – Caractéristiques lithologiques
III.2.2.2 – Hydrochimie
III. 2 – Conclusion
CHAPITRE IV : CARACTERISATION GEOPHYSIQUE DE L’AQUIFERE MIO-PLIOCENE PAR SONDAGES ELECTRIQUES
IV.1 – Mission de terrain géophysique
IV.2 – Matériel et méthode
IV.3 – Présentation et interprétation des résultats
IV.2.1 – Typologie des courbes de sondages électriques verticaux
IV.2.2 – Inversion
IV.3 – Conclusion
DEUXIEME PARTIE : CARACTERISATION HYDROCHIMIQUE ET ISOTOPIQUE DE L’AQUIFERE MIO-PLIOCENE
CHAPITRE V : PHYSICO-CHIMIE DE LA NAPPE SUPERFICIELLE DES SABLES MIO- PLIOCENE DE DOUALA
V.1 – Introduction
V.2 – Localisation des sites de mesure
V.3 – Paramètres physico-chimiques
V.3.1 – Mesures in situ
V.3.1.1 – Température
V.3.1.2 – pH
V.3.1.3 – Conductivité électrique
V.3.1.4 – Niveau statique
V.3.1.5 – Distance puits/latrine
V.4 – Hydrochimie
V.4.1 – Balance ionique
V.4.2 – Faciès chimiques des eaux
V.4.3 – Acquisition de la minéralisation
V.4.4 – Nitrates
V.5 – Conclusion
CHAPITRE VI : CARACTERISATION HYDROCHIMIQUE
VI.1 – Choix et repérage des sites d’échantillonnage et de mesure
VI.1.1 – Choix des sites
VI.1.2 – Mission de terrain
VI.1.3 – Mission de terrain topographique
VI.1.4 – Localisation des points d’échantillonnage
VI.2 – Hydrochimie
VI.2.1 – Mesures in situ
VI.2.1.1 – Température
VI.2.1.2 – Conductivité électrique
VI.2.1.3 – pH
VI.2.1.4 – Alcalinité
VI.2.2 – Analyses chimiques
VI.2.2.1 – Faciès chimique
VI.2.2.2 – Origine de la minéralisation
VI.3. – Conclusion
CHAPITRE VII – CARACTERISATION ISOTOPIQUE
VII.1 – Introduction
VII.2 – Signal d’entrée des précipitations dans le système hydrologique du bassin de douala
VII.2.1- Prélèvement des eaux de précipitation
VII.2.2 – Etude des précipitations
VII.2.3 – Teneur en isotopes stables des précipitations
VII.2.4 – Effet de masse et variation interannuelle des précipitations
VII.3– Teneurs en isotopes stables dans les eaux souterraines et les eaux de surface
VII.3.1– Variation des teneurs en isotopes stables entre 2004 et 2007
VII.3.2 – Relation δ2H‰ vs δ18O‰ dans les eaux
VII.3.3 – Relation oxygène 18 – profondeur
VII.3.4 – Relation oxygène 18 – chlorure
VII.4 – Isotope radioactif (tritium)
VII.4.1 – Estimation des teneurs actuelles en tritium
VII.4.2 – Relation entre teneur en tritium et profondeur de la nappe
VII.4.3 – Relation entre teneur en tritium et δ18O‰
VII.5 – Conclusion
CONCLUSION GENERALE
PERSPECTIVES ET RECOMMANDATIONS
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ANNEXES
