Contexte géologique du bassin du Bas Congo, sur la marge ouest africaine

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ETAT DES CONNAISSANCES SUR L ES STRUCTURES D’ECHAPPEMENT DE F LUIDES

Les échappements de méthane en surface se produisent dans tous les milieux de dépôts, que ce soit en milieu continental, sur la côte (estuaires, deltas,…), sur le plateau continental, sur la pente continentale et dans les bassins profonds. Les fuites de gaz génèrent des modifications topographiques sur le fond de la mer sous la forme de reliefs positifs (volcans de boue et monticules carbonatés notamment) et de reliefs négatifs (pockmarks) (Gay et al., 2006b ; Judd & Hovland, 2007).
Les fluides migrent à travers la pile de sédiments par des chemins préférentiels, c’est pourquoi la distribution des figures d’échappements de fluides est généralement contrôlée par des structures géologiques enfouies telles que les failles majeures, les failles polygonales, les diapirs ou encore les corps sédimentaires poreux et perméables (Gay et al., 2006a).

LES POCKMARKS

Les pockmarks sont des dépressions superficielles de forme circulaire ou allongée sur le fond marin. Leur nom, qui signifie « marque de petite vérole », est du à King et MacLean qui les ont découverts en 1970.
Les pockmarks apparaissent généralement dans les sédiments à grains fins. Leur taille et leur nombre varient en fonction de la nature du sédiment : les dépressions répertoriées dans les sédiments sableux (1 à 10m sur 1 m de profondeur) sont beaucoup plus petites que celles observées dans les sédiments argileux qui peuvent atteindre 1500 m de diamètre sur une profondeur de 80 m (Hovland & Judd, 1988 ; Pilcher & Argent, 2007 ; Anka et al., 2012).
La répartition spatiale des pockmarks :
Le principal facteur responsable de la formation des pockmarks est la remontée de fluides (King & MacLean, 1970), qui vont être drainés vers la surface du fait de la présence de structures enfouies. Ces dernières peuvent correspondre à des structures tectoniques telles que des systèmes de failles (e.g. Papatheodorou et al., 1993 ; Boe et al., 1998 ; Soter, 1999 ; Pilcher & Argent, 2007 ; Forwick et al., 2009) ou des réseaux de failles polygonales (Cartwright et al., 2004 ; Gay et al., 2004 ; 2006b). La répartition spatiale des pockmarks peut être également contrôlée par la présence de corps sédimentaires enfouis, tels que des paléo-chenaux (Gay et al., 2003 ; Gay et al., 2006b ; Pilcher & Argent, 2007 ), des rides de contourites (Plaza-Faverola et al., 2010), des injectites sableuses (Davies et al., 2006) ou encore des masses glissées enfouies (Bayon et al., 2009 ; Plaza-Faverola et al., 2010 ; Reiche et al., 2011). Certains types de pockmarks (les pockmarks à hydrates) ont récemment été associés à la présence d’hydrates de gaz enfouis dans les premiers mètres de sédiments (Sultan et al., 2007 ; 2010 ; Imbert & Ho, 2012 ; Riboulot et al., 2016).
Les modèles de pockmarks :
Il a été démontré que les pockmarks se forment par échappement de fluides en fond de mer (King et MacLean, 1970 ; Hovland & Judd, 1998). Ils peuvent être plus ou moins bien conservées après enfouissement, témoignant ainsi d’une paléo-activité (Hovland & Judd, 1998). Les pockmarks sont des structures d’échappement de fluides très largement étudiées à travers le monde ; cependant,il n’existe pas de modèle universellement accepté pour leur processus de formation. Les principaux modèles proposés dans la littérature sont les suivants :
Selon Hovland & Judd (1988), la formation des pockmarks repose sur un évènement catastrophique d’expulsion de gaz et de sédiments dans la colonne d’eau se construisant en trois phases (F igure 1.A.) :
– Lors de l a phase T 0, le gaz s’accumule dans un réservoir superficiel, ce qui va provoquer un bombement sur le fond de la mer du fait de l’augmentation locale de la pression interstitielle.
– La phase T 1 se produit lorsque la pression de rupture est atteinte, le réservoir précédemment formé explose ; il se produit alors une expulsion d’un panache de sédiments et de gaz, ce qui forme une dépression sur le fond de la mer.
– Lors de l a phase T 2, une partie des sédiments ainsi remis en suspension retombe dans le pockmarks ou alentour, et les particules les plus fines sont emportées par les courants.
Selon Josenhans et al., (1978), la formation des pockmarks repose sur la remobilisation des sédiments, sous l’effet du flux sortant de gaz, qui sont alors remis en suspension dans la colonne d’eau (Figure 1.B.) :
– Lors de l a phase T 0, un pockmark circulaire se forme du fait de la remontée de gaz, induisant une fluidisation des sédiments, qui sont alors remis en suspension et dispersés dans la colonne d’eau.
– Lors de l a phase T 1, le plume de gaz est dévié par la présence des courants de fond entrainant la formation de pockmarks allongés (Hovland, 1983).
– Lors de l a phase T 2, l’expulsion de gaz s’arrête et le pockmark est drapé.
Selon Gay (2002), la formation d’un pockmark est un phénomène lent qui résulte de l’interaction entre l’expulsion des fluides sur le fond de la mer et la sédimentation (F igure 1.C.). La dépression observée sur le fond de l’eau est le résultat d’un différentiel de sédimentation, provoqué par l’expulsion de fluides, qui empêche le dépôt de sédiments au niveau de la sortie du gaz, formant ainsi un pockmark (F igure 1.C.)
Contrairement, aux modèles proposés par Josenhans et al., (1978) et Hovland & Judd,(1988), le modèle de Gay (2002), prend en compte la sédimentation pour expliquer la formation des pockmarks, qui correspondraient ainsi à des structures syn-sédimentaires et non plus post-sédimentaires.
Selon certains auteurs, la présence d’hydrates de gaz peut également jouer un rôle dans la formation de certains pockmarks, appelés les pockmarks à hydrates (Sultan et al., 2007 ; 2010 ; Imbert & Ho, 2012 ; Riboulot et al., 2016). Sultan et al. (2010) propose ainsi que la formation des pockmarks à hydrates soit un phénomène dynamique uniquement lié au processus de formation/dissociation des hydrates de gaz. Son modèle présente cinq stades expliquant la formation et l’évolution de ces structures, qui sont liées à la migration de gaz vers la surface. Ce modèle repose sur le fait que la formation des hydrates de gaz massifs (associée à la migration de gaz) s’accompagne d’une compaction de sédiment environnant et d’un bombement de la partie sus-jacente du fond marin. Lorsque ce système n’est plus alimenté par le gaz, les hydrates de gaz massifs vont alors se dissoudre, créant une dépression en forme d’anneau, puis un cratère à fond plat. Lorsque les hydrates ont complètement disparu, un cratère irrégulier et profond se forme en fond de mer.
Les études menées sur les pockmarks et leur mode de formation montrent que plusieurs facteurs jouent un rôle dans la formation mais aussi l’évolution de ces dépressions au cours du temps et/ou de l’enfouissement. Leur répartition spatiale semble être liée à la présence de structures sédimentaires et/ou tectoniques enfouies mais aussi à la présence d’hydrates de gaz dans les sédiments superficiels. Il est donc important de connaître les structures présentes dans les sédiments sous-jacents afin de mieux comprendre l’origine de la localisation des pockmarks. Dans cette étude, il a donc été nécessaire de faire une étude de la répartition des failles et des chenaux turbiditiques, constituant une origine possible pour la formation de pockmarks actuels et/ou enfouis.

LES CIMENTATIONS DE CARBONATES METHANOGENES

Origine des cimentations carbonatées :
La sédimentation carbonatée se produit généralement dans les régions littorales de basses latitudes, car les apports silico-clastiques provenant du continent sont faibles, mais surtout car la production des carbonates biologiques y est très importante. En effet, la précipitation du calcium, dans les coquilles notamment, est favorisée par les fortes températures et la photosynthése accrue du fait de la forte énergie lumineuse dans ces eaux peu profondes.
Bien que la production des carbonates se fasse majoritairement dans des environnements littoraux, des oasis de vie ont été identifiées beaucoup plus loin des côtes, dans les eaux profondes : ce sont les MDAC (Methane-derived authigenic carbonates) qui constituent une anomalie dans la sédimentation des carbonates (James, 1997). La prolifération de ces carbonates est associée à des fuites de méthane, gaz qui va être oxydé en conditions anaérobie par un consortium de micro-organismes ; formant ainsi des monticules de tailles et de formes variables qui ont été observés sur les fonds marins. Les MDAC sont des croûtes carbonatées, des concrétions ou encore des bioaccumulations omniprésentes dans les pockmarks relâchant du méthane à l’actuel (Campbell, 2006).
Les eaux profondes constituent ainsi des zones froides dans lesquelles le fond de la mer est l’objet de fuites localisées de fluides, majoritairement constitués de méthane. Ce phénomène constitue la base de tout un écosystème qui se développe dans différents environnements de dépôts, ce qui va permettre la mise en place de communautés benthiques (Paull et al., 1992). Ces monticules carbonatés constituent ainsi le produit final d’une chimiosynthèse microbienne dans laquelle des complexes de communautés d’Archaea méthano-oxydantes et de bactéries sulfato-réductrices (par exemple les Beggiatoa) prolifèrent sur la surface du sol autour des fuites de méthane en oxydant ce dernier. Les monticules carbonatés sont donc constitués d’un empilement de ces précipitations calcaires et débris coquilliers et sont les témoins de fuites de méthane actives sur le fond de la mer.
Les processus de formation des carbonates méthanogènes :
Différents processus, comme le taux de sédimentation, la quantité de méthane relâché, le taux de précipitation des carbonates et l’érosion affectent l’environnement de dépôt des MDAC et doivent être pris en compte dans l’explication de leur formation. La morphologie de chacune de ces « oasis de vie » dans les fonds marins est vue comme le résultat de l’interaction de trois processus qui peuvent être replacés dans un diagramme ternaire dont les sommets représentent les fuites de fluides, le taux de sédimentation et l’érosion (Buerk et al., 2010) :
– Les fuites de méthane représentent l’élément clé responsable du changement des propriétés des fonds marins. La durée et l’intensité de ces échappements déterminent la quantité des carbonates authigènes qui précipitent. Toutefois, la morphologie de ces MDAC est également contrôlée par les processus de sédimentation et d’érosion.
– Une fuite de fluide soumise à une forte érosion pendant une longue période de temps sera caractérisée par l’absence de couverture sédimentaire et une morphologie en relief escarpé. La prolifération des carbonates est importante dans cette configuration et vont former de larges encroûtements.
– Une fuite de fluides soumise à de forts taux de sédimentation sera caractérisée par la présence de dépôts sédimentaires successifs qui recouvrent partiellement ces échappements gazeux. Une faune particulière se développe dans les conduits par lesquels transitent le méthane pendant qu’il fuit sur le fond de la mer. Les carbonates sont scellés dès que l’activité dans les conduits cesse, ils témoignent aisi de paléo-fuites de méthane.
Figure 6 : Modèle générique expliquant la grande variabilité de carbonates associés à des fuites de gaz, incluant les variables temps et espace (Buerk et al., 2010).. Trois processus interagissent dans la morphologie des MDAC : (1) les fuites de fluides enrichis en méthane (en bas à gauche). (2) lorsque les quantités de méthane qui fuit sont faibles ou que le taux de sédimentation est élevé (en bas à droite) les dépôts hémipélagiques et la subsidence prédominent dans ces zones. (3) lorsque l’érosion prédomine, elle va modeler la surface des fonds marins en fonction de la résistance du sol à l’érosion (en haut)
Signature sismique des cimentations carbonatées :
Sur les données sismiques, les monts carbonatés apparaissent majoritairement comme des évènements ponctuels très réflectifs (des patchs), pouvant avoir une forme en dôme. Les MDAC sont principalement identifiables de par leur signature sismique de très forte amplitude (Bayon et al., 2009 ; Savini et al., 2009 ; Ho et al., 2012 ; Römer et al., 2014), contrastant fortement avec les réflecteurs de faible amplitude, continus, subparallèles, définissant les dépôts courants sur le fond de l’eau.

ORGANISATION DU MANUSCRIT

Cette thèse s’articule autour de l’étude du réseau des indices de migration de fluides dans la zone d’étude, et a notamment aboutit à la publication d’un article scientifique définissant une nouvelle structure d’échappement de fluides.
Le chapitre 1 porte sur la présentation de la zone d’étude, située sur le talus du bassin du Bas Congo. Elle permet de présenter le contexte sédimentaire et tectonique de la zone ainsi que la physiographie du bassin. Une étude des carottes de surface a été réalisée afin de mieux comprendre la sédimentation de ce domaine de pente.
Le chapitre 2 permet de présenter l’ensemble des données utilisées dans ce travail, qui s’est basé sur une approche multi-outil. La majorité des données correspond à de la sismique 3D et 2D THR. D’autres types de données ont également été utilisées : des données géophysiques (sonar à balayage lattéral, bathymétrie), des données géochimiques (isotopie) ou encore des photos et des vidéos du fond de la mer et des prélèvements d’échantillons de carbonates.
Le chapitre 3 porte sur l’étude d’une structure d’échappement de fluides nouvellement définie (la structure en araignée), dont le fonctionnment est intimement lié à la présence d’un BSR penté, localisé au-dessus d’une fuite sur un point haut d’un réservoir faillé d’hydrocarbures. article scientifique accepté.
Le chapitre 4 s’attèle à l’étude des indices de migrations de gaz liés à la présence d’hydrates de gaz, avec d’une part une étude du BSR actuel, de sa localisation, et des migrations de gaz focalisées l’alimentant ; et d’autrre part l’étude d’un échappement de gaz régional, localisé au niveau du paléo biseau des hydrates de la dernière période de bas niveau marin.
Le chapitre 5 consiste à étudier la répartition spatio-temporelle des IMFs de la pile sédimentaire Mio-Pliocène, afin de détecter la présence de structures en araignées enfouies et de bandes de pockmarks enfouis, dans le but de tenter de comprendre les éléments déclencheurs de ces phénomènes.
Enfin dans le chapitre 6, la nature et l’orgine des fluides, ainsi que les chemins de migrations de fluides et les processus associés seront discutés. Un modèle de la répartition spatio-temporelle des IMFs, intégrant toutes les observations sera proposé, ainsi qu’un calendrier des migrations des fluides, intégrant les éléments déclencheurs des migrations de fluides.
L’ensemble de ces chapitres a pour but d’étudier la répartition spatio-tempoirelle des indices de migrations de fluides, afin de détecter une éventuelle organisation de ces derniers, qui permettraient de mieux comprendre le réseau de la « plomberie » de la zone, les processus de migration et les éléments déclencheurs de ces migrations.

CARACTERISTIQUES DU BASSIN DU BAS CONGO

Le bassin du Bas Congo est délimité par deux compartiments hauts de socle correspondant à des blocs basculés le long de failles normales. Il est alimenté par le Congo, qui se met en place à partir de l’Oligocène et constitue le plus gros apport terrigène du bassin angolais (Brice et al., 1982 ; Uchupi, 1992 ; Anka & Séranne, 2004).
Le fleuve Congo actuel mesure 4700 km de long et a une aire de drainage correspondant à 3.7 106 km2, qui représente la seconde plus grande au monde (Droz et al.,1996). Le bassin versant de ce fleuve correspond à des terrains très anciens constituant le craton du Congo, qui forment une cuvette située à l’est de la chaine Mayombe. Ce fleuve draine ainsi un socle métamorphique et volcanique d’âge archéen (e.g., Clifford, 1970 ; Cahen et al. 1976, Bessoles &Trompette 1980). De plus, le fleuve Congo présente la particularité d’être directement relié à la plaine abyssale par le biais d’un canyon qui pénètre à l’intérieur de l’estuaire sur environ 30 km, ce qui permet une alimentation directe du canyon par le fleuve (Droz et al., 2003). Ce canyon est situé au niveau de la zone de fractures majeures du Congo, d’orientation N°105, ce qui explique sa morphologie relativement linéaire. Il incise fortement la plateforme et la pente, avec un relief qui atteint 950 m en bordure de plateforme, et qui s’élève à plus de 1300 m, à 100 km des côtes. Il alimente, dans le bassin profond, à des profondeurs comprises entre 5 200 m et 5 600 m, un gigantesque éventail sédimentaire sous-marin (F igure 8) qui s’étend jusqu’à plus de 1 000 km au large de la marge angolaise et couvre une surface d’environ 300 000 km2 (Savoye et al., 2000 ; Droz et al., 2003). Ce cône sédimentaire représente un volume gigantesque de sédiments terrigènes tertiaires d’environ 0.7 Mkm3, ce qui place ce système détritique parmi les plus importants de l’Océan Atlantique, comme le montre la Figure 8 (Droz et al., 2003 ; Anka & Séranne, 2004).
Ce système sédimentaire est encore actif aujourd’hui, ce qui est notamment démontré par la rupture de câbles très régulièrement dans le canyon (Droz et al., 2003), et par l’analyse de carottes récentes qui a révélé la présence d’une épaisseur de 10 m de turbidites à grains fins d’âge Holocène, déposées près de la crête de la levée du chenal turbiditique actuel (Van Weering & Van Iperen, 1984 ; Babonneau et al., 2002).

CADRE GEODYNAMIQUE DE L ’OUVERTURE DU BASSIN

Le bassin angolais dans lequel s’intègre le bassin du Bas Congo, se met en place sur un socle précambrien, à la limite entre deux cratons stables depuis 2 milliards d’années : le craton de Sao Fransisco (Brésil) et celui du Congo (Afrique).
La marge passive ouest-africaine actuelle résulte du morcellement du super continent pangéen (au Jurassique) puis du Gondwana (au Crétacé inférieur). L’ouverture de l’océan Atlantique s’est effectuée en trois étapes successives, le long des zones de faiblesse héritées de l’orogénèse panafricaine (Scotese et al., 1988) :
• l’ouverture de la portion méridionale de l’Atlantique Nord au Jurassique moyen (175 Ma),
• l’ouverture de l’Atlantique Sud du Jurassique supérieur au Crétacé inférieur (144 à 125 Ma), bien que l’âge exact du début du rifting soit encore controversé aujourd’hui.
• l’ouverture de l’Atlantique équatorial au Crétacé inférieur (120 à 110 Ma).
Le rifting continental à l’origine de la séparation de l’Amérique du Sud et de l’Afrique débute au Berriasien (Crétacé inférieur), aux alentours de 144-140 Ma, et prend fin avec l’ouverture de l’Océan Atlantique aux alentours de 127-117 Ma (Brice et al., 1982 ; Jansen et al., 1984 ; Nürnberg & Müller, 1991 ; Guiraud & Maurin, 1992 ; Karner et al., 1997; Marton et al., 2000). La formation du sud de l’Océan Atlantique résulte de cette phase d’extension majeure qui s’initie au sud du super-continent pangéen, et se propage vers le nord (Brice et al., 1982 ; Nürnberg & Müller, 1991 ; Standlee et al., 1992 ; Marton et al., 2000), atteignant la zone juste au sud de la ride de Walvis, il y a 126 Ma, puis la dépression de la Bénoué (Nigéria), il y a 119 Ma. L’ouverture diachrone de l’Atlantique sud structure la marge ouest-africaine en trois domaines, dominés par une histoire sédimentaire : le domaine équatorial, le domaine central qui correspond au bassin angolais et le domaine austral (F igure 9).
Les marges ouest africaine et sud-américaine deviennent passives dès le début de la production de croûte océanique au milieu du proto-océan Atlantique. Une importante phase de subsidence thermique continue est alors amorcée. Elle se produit du fait de la contraction induite par le refroidissement progressif du magma émis au niveau de la ride médio-atlantique, au fur et à mesure que l’accrétion éloigne la jeune croûte océanique de la dorsale. C’est ce phénomène de subsidence thermique qui marque le début des intrusions marines dans le bassin à l’Aptien inférieur (Cole et al., 2000 ; Broucke et al., 2004). C’est avec ces premières entrées d’eau salée que le rifting et les bassins continentaux syn-rifts associés s’arrêtent à l’Aptien inférieur (Karner et al., 1997).

STRATIGRAPHIE SEDIMENTAIRE POST-RIFT

La sédimentation dans le bassin du Bas Congo, et plus généralement sur la marge ouest-africaine est principalement divisée en trois grandes unités correspondant à trois phases tectoniques majeures (Marton et al., 2000) :
• Une phase pré-rift, associée à des dépôts continentaux au sein du Gonwana (Jurassique).
• Une phase syn-rift (F igure 10), associée à des dépôts fluvio-lacustres, qui aboutit à l’ouverture de l’océan Atlantique (Crétacé inférieur).
• Une phase post-rift (F igure 10) associée au fonctionnement de la zone en marge passive. Elle est caractérisée, à sa base, par une large accumulation de sel (aptien moyen) associée à une transgression marine provoquée par l’approfondissement du bassin du fait de la subsidence thermique (Brice et al., 1982). Ce niveau salifère est recouvert par une épaisse succession de sédiments marins (Albien à présent). Selon Séranne et al., 1992, la sédimentation post-rift est divisée en deux super unités de dépôt séparées par une érosion majeure de 10-20 Ma à la base de l’Oligocène. Ce passage d’une super unité aggradante (Albien- à Oligocène inférieur) à une super unité progradante (Oligocène inférieur-Actuel) reflète des changements majeurs du climat et de la circulation des courants océaniques, qui seront développés un peu plus bas dans ce chapitre.

LE NIVEAU DE DECOLLEMENT EVAPORITIQUE

La subsidence thermique qui caractérise la fin du rifting de l’Atlantique Sud provoque un approfondissement du bassin angolais. La ride de Walvis, qui isolait jusqu’alors le bassin allant de l’Angola au Cameroun, ne peut plus jouer son rôle de barrière et laisse les eaux marines entrer par le sud. Ces incursions marines se généralisent rapidement à l’ensemble du bassin et sont associées au dépôt d’un épais niveau régional évaporitique (F igure 10), déposé dans un milieu marin confiné de type mer épicontinentale, en conditions anoxiques. Ce niveau évaporitique (F igure 10), atteignant plus de 1000 m par endroit, correspond à la formation L OEME (Burollet, 1975 ; Brice et al., 1982 ; Uchupi, 1992) qui est majoritairement composée de halite, recouverte d’un mince niveau d’anhydrite et de sapropèles (Brice et al., 1982 ; Teisserenc & Villemin, 1989 ; Marton et al., 2000).
Cette unité sédimentaire constitue le niveau de décollement de la tectonique salifère régionale qui affecte la séquence de dépôt post-rift sus-jacente (Duval et al., 1992 ; Lundin, 1992 ; Spathopoulos, 1996 ; Cramez & Jackson, 2000 ; Fort et al., 2004 ; Jackson et al., 2004).

LA SEQUENCE AGGRADANTE

La période allant du Crétacé inférieur à l’Oligocène inférieur est dite ‘green-house’. A cette époque, selon Lawver et al., 1992, la circulation océanique est réduite car les océans ne sont pas connectés entre eux et sont séparés par des passages étroits(Figure 11). En effet, dans l’hémisphère sud, l’Antarctique est séparé de l’Amérique du Sud et de l’Afrique par deux détroits, correspondant respectivement aux passages de Drake et de Tasman, qui sont fermés pendant cette période. La faible circulation des courants océaniques, aussi bien de fond que de surface, ne permet pas de réguler la température des eaux océaniques qui reste très élevée dans la bande équatoriale et très faible au niveau des pôles.
Figure 11 : Reconstitution paléogéographique de la région Antarctique à l’Eocène moyen (période green-house) illustrant la fermeture des passages de Drake et de Tasman qui déconnecte les océans (d’après Gay, 2003, p 29, modifié d’après Lawver et al., 1992).
Cette période green-house (F igure 12) est caractérisée, d’une part, par des variations du niveau marin de faible amplitude et de basse fréquence uniquement contrôlées par le volume des dorsales, variant en fonction de l’intensité de l’expansion océanique; et d’autre part par un climat stable, chaud et humide (Rowley & Markwick, 1992 ; Schulz & Schäfer-Neth, 1997 ; Séranne, 1999).
Pendant la période Albien-Oligocène inférieur, sous ce climat, une séquence de dépôt aggradante se met en place (F igure 12) avec des taux de sédimentation uniquement contrôlés par la subsidence du bassin, et donc le taux d’accommodation (Read et al., 1991 ; Steckler et al., 1993). A l’Albien, une plateforme/rampe aggradante mixte, carbonatée et silico-clastique, se développe sous une faible profondeur d’eau et correspond à la formation PINDA sur la Figure 10 (Eichenseer et al., 1999 ; Lavier et al., 2001). Au début du Cénomanien (Crétacé supérieur), selon Brice et al., 1982 et Broucke et al., 2004, la subsidence thermique s’accentue et induit une transgression marine continue qui s’étend aux bassins côtiers de la marge ouest-africaine et provoque une augmentation des taux de sédimentation. La ride de Walvis est alors submergée de façon permanente ce qui engendre une modification importante du milieu de dépôt évoluant vers un environnement marin ouvert qui devient plus profond. Des conditions anoxiques se mettent alors en place de façon périodique, ce qui permet le dépôt marin profond de boue carbonatée, d’argiles et de marnes noires riches en matière organique constituant la formation I ABE sur la F igure 10, (Anderson et al., 2000, Valle et al., 2001). Au Campanien terminal, le taux de subsidence thermique diminue fortement, ce qui est accompagné d’une phase de régression marine régionale qui perdure pendant tout le Paléogène (Brice et al., 1982). Cette baisse du niveau de la mer est associée à une baisse des apports détritiques et donc du taux de sédimentation dans l’Atlantique sud, au Crétacé supérieur. Ce phénomène est associé au dépôt d’un niveau condensé de boue carbonatée de type ‘mudstone’ dans le bassin profond qui correspond à la formation L ANDANA sur la F igure 10 (Anderson et al., 2000, Valle et al., 2001).
Les hydrocarbures contenus dans les réservoirs du tertiaire proviennent généralement de la formation I ABE (Crétacé supérieur) et de la formation L ANDANA (Paléogène) qui produisent de l’huile thermogénique et du gaz par craquage de la matière organique, et sont matures depuis le milieu du Miocène (Burwood, 1999 ; Cole et al., 2000).

LA DISCORDANCE OLIGOCENE

A la transition entre l’Eocène et l’Oligocène, un évènement érosif majeur (Séranne et al., 1992 ; McGinnis, et al., 1993), connu sous le nom de discordance Oligocène basal (F igure 10), a été identifié (Teissenrenc & Villemin, 1989). Bien que l’origine de ce hiatus de 10 millions d’années soit encore aujourd’hui sujet à controverse, selon Lavier et al., 2000, il correspondrait à une érosion sous-marine sous une profondeur d’eau comprise entre 500 et 1500 m, qui déplacerait pas moins de 500 m de sédiments depuis la plateforme vers le bassin profond.
A l’Oligocène inférieur, les océans Indien et Pacifique se connectent du fait de l’ouverture partielle de la mer de Tasman (Kennett et al., 1972 ; Weissel et al., 1977), comme le montre la F igure 13 . Sous l’effet de la force de Coriolis, les courants océaniques froids contournent l’Antarctique ce qui amorce un isolement thermique du continent (Lawver et al., 1992). La discordance oligocène régionale, bien développée sur la plateforme, pourrait alors être le résultat d’une diminution globale du niveau marin en réponse à une phase de glaciation au niveau de l’Antarctique (Haq et al., 1987 ; Haq et al., 1988 ; Bartek et al., 1991).
L’Oligocène inférieur correspond également à une période de réorganisation stratigraphique de la marge ouest-africaine qui se manifeste par le passage d’un contexte dépositionnel aggradant vers un régime progradant, correspondant au passage d’une période « green-house » à une période « ice-house ». Ce passage est également associé à une forte augmentation des apports terrigènes dans le bassin, mis en évidence par le développement de l’éventail sous-marin du paléo-fleuve Congo (Séranne et al., 1992).
Le soulèvement du continent africain pourrait également être à l’origine de ces importantes modifications de l’Oligocène basal (Walgenwitz et al., 1990 ; Lunde et al., 1992 ; Walgenwitzet al., 1992 ; Burke, 1996). En effet, il permet une forte érosion continentale associée à une incision des rivières et des cours d’eau, ce qui constitue une importante source d’apports terrigènes envoyés dans le bassin profond ouest-africain par le biais des éventails turbiditiques sous-marins du paléo-fleuve Congo (Droz et al., 2003 ; Anka & Seranne, 2004).

LA SEQUENCE PROGRADANTE

La période allant de l’Oligocène inférieur à l’Actuel est dite « ice-house ». Elle est le résultat d’une interconnexion entre tous les océans du monde du fait de l’ouverture du passage de Drake entre les océans Pacifique et Atlantique, au Miocène inférieur, comme le montre la Figure 14 (Boltovskoy, 1980 ; Barker & Burrell, 1982). Cette ouverture a deux conséquences majeures :
• Une meilleure circulation des courants océaniques qui jouent alors pleinement leur rôle de transfert de chaleur et de régulateur du climat.
• Un isolement thermique intégral du continent Antarctique qui subit alors un brusque refroidissement, se traduisant par la formation de la calotte glaciaire, associée à une régression marine mondiale (Haq et al., 1988 ; Bartek et al., 1991 ; Séranne, 1999).
Figure 14 : Reconstitution paléogéographique de la région Antarctique au début du Miocène (période ice-house) illustrant l’ouverture du passage de Drake et l’isolement total de l’Antarctique permettant une meilleure circulation des eaux océaniques (d’après Gay, 2003, p 32, modifié d’après Lawver et al., 1992).
Cette période « ice-house » (F igure 15) est caractérisée par des variations de niveau marin de forte amplitude (>100 m) et de haute fréquence, régulée par les changements du volume de la calotte glaciaire (Miller et al., 1991 ; Séranne, 1999). En effet, le climat est constitué d’une alternance rapide entre des périodes interglaciaires chaudes et humides et de périodes glaciaires, sèches et froides faisant varier le volume de glaces piégées aux pôles (Roberts & Barker, 1993 ; Séranne, 1999).
La sédimentation associée à cette période de régression marine mondiale est dominée par une incision des réseaux de drainage entraînant une érosion massive sur les continents. Cette importante quantité de matériel terrigène est alors déversée dans le bassin, permettant la mise en place de systèmes progradants vers l’ouest, sur la plateforme (Marton el al., 2000).
Dans le bassin du Bas Congo, le paléo-fleuve Congo se met en place. La discordance Oligocène est ainsi recouverte par un système deltaïque progradant vers l’ouest (d’âge Oligocène – Actuel) qui correspond à la formation MALEMBO sur la F igure 10 (Broucke et al., 2004). Le canyon associé au paléo-fleuve Congo nourrit un système turbiditique qui se dépose, dans un premier temps, sur la pente, et, dans un second temps, dans le bassin (Brice et al., 1982 ; Droz et al., 2003). Ce canyon permet la formation de l’éventail sédimentaire sous-marin du Congo, constitué de lobes de turbidites sableuses, s’intercalant avec des dépôts argileux qui recouvrent le fond du bassin.
Ces turbidites sableuses de la formation MALEMBO constituent la majorité des réservoirs d’hydrocarbures miocènes. Ces derniers représentent également des sources potentielles pour la migration des fluides vers la surface. Les processus de migrations de fluides dans l’intervalle mio-pliocène vont être, en partie, stratigraphiquement contrôlés par l’évolution spatio-temporelle des dépôts de ces deux super-unités post-rift.

LA T ECTONIQUE SALIFERE

Une des caractéristiques tectoniques principales de la marge ouest africaine correspond au glissement des sédiments post-rift sur le niveau de décollement, associé aux évaporites d’âge Aptien, comme le montre la Figure 16 (Burollet, 1975 ; Duval et al., 1992 ; Lunde et al., 1992 ; Lundin, 1992 ; Spathopoulos, 1996 ; Marton et al., 2000 ; Rouby et al., 2002). La charge sédimentaire post-rift soumet les dépôts salifères de la phase évaporitique, étendus sur 1500 km de long et 200 km de large sur les bassins du Gabon, du Congo et de Kwanza, à une forte halocinèse. Dans le bassin du Bas Congo, la tectonique salifère débute dès le dépôt de la formation PINDA, à l’Albien, et se poursuit tout au long du Crétacé supérieur et du Cénozoïque. La déformation associée à cette tectonique gravitaire affecte la totalité des sédiments post-rifts, et se traduit par l’apparition d’un domaine en extension, en haut de pente qui évolue vers un domaine compressif en pied de pente, comme le montre la Figure 17 (Spathopoulos, 1996 ; Dominey & Wiffe, 1998 ; Marton et al., 2000). L’escarpement angolais marque la limite externe du bassin évaporitique responsable de l’intense tectonique salifère (Cramez & Jackson, 2000). La zone étudiée se situe en haut de pente dans le domaine en extension, comme le montre la F igure 17.

Table des matières

I. Problématique
II. Etat des connaissances sur les structures d’échappement de fluides
1. Les pockmarks
2. Les hydrates de gaz
3. Les cimentations de carbonates méthanogènes
III. Organisation du manuscrit
Chapitre Premier : Contexte géologique du bassin du Bas Congo, sur la marge ouest africaine
I. Introduction
II. Le bassin du Bas Congo actuel
1. Cadre géographique
2. Caractéristiques du bassin du Bas Congo
III. Cadre géodynamique de l’ouverture du bassin
IV. Stratigraphie sédimentaire post-rift
1. Le niveau de décollement évaporitique
2. La séquence aggradante
3. La discordance Oligocène
4. La séquence progradante
V. La tectonique salifère
1. Le domaine en extension
2. Le domaine en translation
3. Le domaine en compression
VI. Caractéristiques de la zone d’étude : Moho
1. Stratigraphie sismique de la zone de Moho
2. La sédimentation sur la pente
A. Le forage ODP 1076
B. Les carottes Kullenberg
3. Les failles polygonales
VII. Conclusion
Chapitre Deuxième : Matériels et Méthodes
I. Introduction
II. Les données géophysiques
1. Les données de sismique Réflexion
A. La sismique 3D pétrolière et la 3D HR
a. Principe d’acquisition
b. Les données
c. La méthodologie d’interprétation de ces données
B. La sismique 2D – THR (très haute haute résolution)
2. La bathymétrie et le Sonar à balayage Latéral
A. La bathymétrie
B. Le sonar à balayage latéral
III. Les carottes et les données de pénétration
1. Les données de carottes
A. Les carottes de forage
B. Les carottes gravitaires
C. Les carottes acquises avec le ROV
2. Les données de Cone Penetration Test (CPT)
IV. Les campagnes ROV
1. Les vidéos du fond marin
2. La chimie de l’eau de mer
3. Les prélèvements de roche
V. Les analyses des Roches
1. Les analyses isotopiques du carbone et de l’oxygene
A. Le rapport isotopique du carbone
B. Le rapport isotopique de l’oxygène
2. Les lames minces
3. Le Microscope Electronique à Balayage (MEB, ou SEM)
VI. Conclusion
Chapitre Troisième : Les structures en araignée : un enregistrement d’échappements de fluides focalisé au-dessus du reservoir de Moho, sur la pente continentale du Congo
I. Les caractères morphologiques associées à la migration des fluides
II. Abstract
III. Introduction
IV. Geological setting
V. Data and methodology
1. Seismic data
A. Exploration and High resolution (HR) 3D data
B. High resolotion 2D-AUV seismic data
2. Seabed bathymetry
3. Side Scan Sonar (SSS) data
4. Seafloor videos and sampling
5. Isotopic analyses
6. Water column geochemistry
VI. Geophysical characterization
1. Morphology and distribution of seafloor morphotypes
A. Morphotype A
B. Morphotype B
C. Morphotype C
D. Morphotypes association
2. Large amplitude anomalies on seismic sections
3. Shallow sub-seafloor amplitude anomalies
VII. Biological and geological characterization at the seafloor
1. Visual identification of seafloor morphotypes
A. Morphotype B (MB)
B. Morphotype C (MC)
2. Morphology of seafloor carbonates
VIII. Chemical analyses of carbonates and water samples
1. Seafloor carbonates isotopic compositions
2. Near-bottom water chemical analysis
3. Water column chemical analysis
IX. Discussion
1. Are spider structures seafloor seeps?
A. Fluid venting activity within the spider structures
B. Flux vs carbonate development
2. Origin of fluids
3. Fluid pathways
4. Methane seepage evolution over geological time
A. Buried carbonates and seabed fluid fluxes in Morphotype B
B. Seabed carbonates and fluid fluxes in Morphotype C
C. Temporal evolution
5. Origin of the depression
6. Genetic model of the Spider Structure
A. Present-day situation
B. Evolution since the most recent carbonates (from level 4 to present)
a. Active gas venting activity at the giant pockmark (MB)
b. Upslope shifting of the gas venting activity, from the giant pockmark (MB)
to elongated pockmarks (MC)
c. Setting of the current gas venting activity in elongated pockmarks (MC)
C. Speculative evolution of the fluid venting activity below the giant pockmark (MB), over four carbonates levels
X. Conclusion
XI. Acknoledgements
XII. References
XIII. analyses pétrographiques des carbonates présents dans les pockmarks allongés (Morphotype C)
1. Analyse des lames minces de carbonates authigènes
A. Les cheminées
B. Les carbonates à débris coquilliers
C. Interprétation
2. Formation des carbonates authigenes
3. Conclusion
Conclusion du chapitre 3
Chapitre Quatrième : Etude des indices de migrations de fluides (IMF) de subsurface en lien avec les hydrates de gaz
Introduction
I. Le BSR (Bottom Simulating Reflection) actuel
1. Caractéristiques sismiques du BSR
A. Description du facies sismique du BSR
B. Cartographie du BSR actuel
2. L’intervalle Fond de Mer – BSR
A. Une zone contenant du gaz
B. Des niveaux à carbonates et/ou à hydrates
3. Source et chemins d’alimentation du BSR
A. Les chenaux turbiditiques du Miocène supérieur
B. Les indices de migration de fluides Pliocène-actuel
II. un évènement de dégazage régional
1. Caractéristiques de l’évènement
A. Définition du Morphotype D sur le fond de l’eau
B. Caractéristiques sismiques 3D
C. Caractéristiques sismiques 2D
2. Cartographie du morphotype D
3. Interprétation et Discussion
A. Estimation de l’âge de l’évènement
B. Interprétation de l’origine de l’évènement
C. Timing des échappements de méthane par dissolution des hydrates de gaz
III. Modèle
IV. Conclusion
Chapitre cinquième : Les témoins d’une activité d’échappements de fluides ancienne (mio-pliocène) : Les paléo-araignées et les bandes de pockmarks de forte amplitude 
I. Introduction
II. Description des paléo-structures d’échappement de fluide plio-pléistocènes
1. Caractéristiques sismiques des faciès en profondeur
2. Cartographie des faciès en profondeur
3. Synthèse des relations géométriques entre les faciès en profondeur
III. Interprétation & discussion
1. Relations avec les structures actuelles
A. Les paléo-araignées
a. Définition des structures de paléo-araignées
b. Variabilité des structures de paléo-araignées
B. Les paléo-dégazages régionaux
2. Variabilité spatio-temporelle de ces structures
A. Le flux de gaz
B. Les paléo-araignées
C. La bande de pockmarks
3. Origine de ces structures
IV. Conclusion
Chapitre Sixième : Discussion
I. L’origine et la nature des fluides
1. Origine spatiale des fluides
2. Nature des fluides
II. Processus et facteurs de contrôle de la migration des fluides
1. La migration des fluides le long des failles
2. La fracturation hydraulique en sub-surface
III. Les indices de migration de fluides
1. La migration verticale focalisée
A. La migration focalisée dans les structures d’échappement de fluide de type « cheminée »
B. La migration focalisée dans des structures d’échappement de fluides de type « conduit »
2. La migration de fluides dispersée
3. Les niveaux concentrant les IMFs
4. Les indices de migrations : fossiles à actuels
IV. Le calendrier des migrations de fluides
V. Définition d’un modèle général de migration de fluides
1. Définition du modèle
2. peut-on généraliser ce modèle ?
Synthèse & Conclusions 
I. Rappel des objectifs de la thèse
II. Principaux résultats
1. Les associations de pockmarks formant les structures en araignée
2. Les IMFs liés au BSR et à la fluctuation de la position du biseau des hydrates
3. Les IMFs enfouis dans l’intervalle Miocène supérieur – Actuel
III. Conclusion générale
IV. Perspectives

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