Soutenance mémoire
Crétacé de la marge ivoirienne
Située en Afrique de l’Ouest entre 4° et 11° de latitude Nord et 2° et 9° de longitude Ouest et entre l’Équateur et le Tropique du Cancer, la Côte d’Ivoire fait partie de l’Afrique occidentale et couvre une superficie de 322 462 km² (Martin, 1977). La Côte d’Ivoire, dont la forme s’inscrit approximativement dans un carré, est située en bordure du Golfe de Guinée. Elle est bordée à l’Ouest par le Libéria et la Guinée, au Nord par le Mali et le Burkina-Faso et à l’Est par le Ghana. Sa situation géographique en fait un pays de la zone intertropicale, c’est-à-dire de la zone chaude et humide. Appartenant pour sa majeure partie à la vieille plate-forme africaine (Figure 2), la Côte d’Ivoire possède un relief de pénéplaine dont l’altitude varie de 400 m environ au Nord, à moins de 50 m au Sud, pénéplaine vallonnée de collines orientées SSONNE. Seule la région de Man, avec des sommets dépassant 1 000 m, mérite le qualificatif de montagneuse. La forêt couvre le Sud du pays (110000 km²) alors que la savane s’étend au Nord (212 000 km²) (Martin, 1977).
La géologie de la Côte d’Ivoire se caractérise par un socle d’âge précambrien qui occupe 97,5% du territoire et une couverture sédimentaire réduite (2,5%) d’âge Crétacé inférieur à Actuel et localisée dans la zone côtière, autour de la capitale Abidjan. Le socle précambrien appartient au craton ouest africain et plus particulièrement à la dorsale de Man ou dorsale de Léo qui, avant l’ouverture de l’Atlantique, était en continuité avec le craton du Brésil (Blarez, 1986 ; Mascle et al., 1987). Cette dorsale est divisée en deux domaines : le domaine Kénéma – Man et le domaine Baoulé – Mossi (Bessoles, 1977) séparés par la faille de Sassandra. Le socle n’est en contact avec la mer que dans l’Ouest du pays, à partir de Sassandra. Il est constitué de roches magmatiques (granites et granitoïdes) et de roches métamorphiques (micaschistes, gneiss ou migmatique, pyroxénite) parfois recoupées par des filons de roches basiques (Kouamelan, 1996).
Cadre géographique du bassin sédimentaire ivoirien
Le bassin ivoirien correspond à une marge passive située dans la partie occidentale du Golfe de Guinée . Créé à la faveur de l’ouverture de l’Océan Atlantique au Crétacé inférieur (106 millions d’années), il s’étend le long de la côte atlantique qui représente la frontière naturelle du pays vers le sud, de Sassandra à la frontière du Ghana avec une superficie totale estimée à 30 000 km². Ce bassin est limité au Nord par les failles transformantes de Saint-Paul et de la Romanche au Sud. Le bassin comprend deux parties, l’une terrestre (onshore) et l’autre marine (offshore). La partie « onshore » ne représente que 2,5% de celle qui se trouve sur le territoire dont la superficie est de 800 km2 . La partie « offshore » représente la majeure partie du bassin et s’affiche sur plus de 100 km de large. Elle est subdivisée en deux marges : la marge d’Abidjan à l’Est et la marge de San Pedro à l’Ouest.
Cadre géologique du bassin sédimentaire ivoirien
Les formations du bassin sédimentaire ivoirien sont d’âge Crétacé à Quaternaire. L’histoire de ce bassin est liée à celle de la fracturation du Gondwana, puis à l’ouverture de l’Atlantique Sud au Crétacé inférieur. Cette ouverture a abouti à la séparation de l’Afrique et de l’Amérique du Sud (Gnanzou, 2014).
Origine du bassin sédimentaire ivoirien
Le bassin sédimentaire de Côte d’Ivoire s’est formé à la faveur de l’ouverture de l’Atlantique Sud au Mésozoïque (Blarez et Mascle, 1988) . La mise en place du bassin s’est déroulée en plusieurs étapes :
– une phase d’extension Est-Ouest entraînant la subsidence et la structuration du bassin profond par des failles normales ;
– une phase de mouvements coulissants qui, jusqu’à la limite Albien–Cénomanien (96,5-93 Ma), se fait entre deux domaines continentaux (Afrique et Amérique du Sud) et qui, à partir du Cénomanien, a lieu entre le domaine continental africain et le domaine océanique entraînant ainsi la dérive de l’Amérique du Sud par rapport à l’Afrique ;
– la marge transformante devient totalement inactive au Santonien. Le bassin devient alors une marge passive siège d’une subsidence modérée, assez régulière, entrecoupée de réajustements tectoniques favorisant le dépôt de biseaux sédimentaires. Elle est le siège de transgressions et de régressions qui déposeront d’importantes séries marines à partir du Sénonien jusqu’à la fin du Tertiaire ; ;
– au Miocène a lieu un dernier soulèvement qui marque la fin de la sédimentation, purement marine et le début de dépôt continentaux à fluvio-lacustres appelés Continental Terminal sur l’onshore .
Géologie structurale du bassin sédimentaire ivoirien
Le bassin de la Côte d’Ivoire peut être considéré comme un bassin d’extension à glissement latéral formé par les failles d’extension et de transformation qui ont conduit à la séparation de l’Afrique équatoriale de l’Amérique du Sud au Crétacé inférieur. Les caractéristiques tectoniques les plus importantes du bassin sont la principale faille côtière et la dorsale Côte d’Ivoire-Ghana. Le cadre structural du bassin offshore est fortement affecté par ces deux éléments tectoniques (Chierici, 1996).
La principale faille côtière
La nature de cette structure est assez complexe bien qu’elle soit généralement représentée comme un « arc » divisant le bassin (Chierici, 1996). Une analyse attentive de plusieurs lignes sismiques indique que cette structure se compose de deux systèmes de failles principaux : l’un orienté WSW-ENE et l’autre orienté WNW-ESE. L’énorme différence d’épaisseur des sédiments entre le versant aval (plus de 5000 m) et le versant amont (environ 300 m) suggère une nature partiellement synsédimentaire du fonctionnement de la faille (Gnanzou, 2014).
La crête Côte d’Ivoire-Ghana
Cette importante structure régionale est un haut-fond orienté WSW-ENE, dont la frontière méridionale correspond au bord du talus continental. La dorsale Côte d’Ivoire-Ghana est interprétée par de nombreux auteurs (Mascle, 1976 ; Sibuet et al., 1978) comme le prolongement de la zone de fracture de la Romanche. Une carotte prélevée sur le dessus a révélé une série allant de sédiments détritiques grossiers d’âge albien inférieur à moyen à 7 m de sédiments récents (Delteil et al., 1974). D’après les lignes sismiques, la crête semble être composée de larges blocs de croûte continentale qui plongent vers le nord-ouest. Son flanc nord est coupé par une série de failles normales parallèles à l’axe de la crête (Gnanzou, 2014 ; Scarselli et al., 2018).
Notion de palynofaciès
Définition
Le terme « palynofaciès » a été créé par Combaz (1964), par analogie au terme du microfaciès. Selon la définition originale, le palynofaciès correspond à « l’image microscopique globale des constituants organiques d’une roche complémentaire de son ‘‘microfaciès’’, après macération, concentration et montage dans des conditions standards de préparations » (Combaz, 1964). Le résidu comprend deux phases principales :
– La matière organique (MO) ;
– Les microfossiles organiques ou éléments figurés (EF) .
Type de la matière organique
Dans la MO on peut distinguer plusieurs types (Raynaud, 1978):
– Moa : c’est une matière organique amorphe et autochtone, qui se présente au niveau des lames palynologiques sous formes de « plages », de granules ou sous forme de masses floconneuses, ne montrant aucune structure identifiable ;
– Mob : c’est une matière organique constituée de débris de bois et de fragments qui n’ont pas de formes déterminées (généralement allongés) ;
– Mov : c’est la matière organique composée de tissus vasculaires et de cellules végétales ;
– Mox : c’est la matière organique sombre (noire) charbonneuse, constituée de formes diverses, souvent anguleuses.
Microfossiles organiques
Les microfossiles organiques ou palynomorphes ou éléments figurés (EF), ont deux origines :
– Les palynomorphes d’origine continentale représentés par les spores et les grains de pollen ;
– Les palynomorphes d’origine marine représentés par les kystes de dinoflagellés, les acritarches, les tasmanacées et les microforaminifères à tests chitineux ou les membranes basales chitineuses de certains foraminifères à test carbonaté.
Palynomorphes d’origine marine
Dinoflagellés
Les dinoflagellés constituent une composante importante du phytoplancton actuel. Ce sont des organismes unicellulaires eucaryotes à paroi cellulosique ou minéralisée, dont la taille est comprise entre 20 et 250 µm. Au moins un des stades de développement est constitué par une cellule mobile portant deux flagelles caractéristiques. Ils appartiennent à la division de Pyrrophytes et constituent la classe des Dinophycées. Les dinoflagellés actuels peuvent être autotrophes (pratiquant la photosynthèse), hétérotrophes (carnivores), mixotrophes (à la fois autotrophes et hétérotrophes), symbiotes ou parasites. La nature organique de leur paroi a été établie dès le milieu du XIXème siècle. Cependant, ce n’est qu’au milieu du XXème siècle que des techniques modernes d’extraction permettent de les dégager aisément de la roche. Ces techniques ont permis ainsi la découverte de la véritable nature de la plupart des dinoflagellés fossiles : il s’agit de kystes à paroi organique, résistante (Evitt, 1961). Les dinoflagellés fossiles affichent une grande diversité morphologique au cours des temps géologiques. Ils sont souvent présents en abondance dans les roches sédimentaires d’origine marine et constituent des indices biostratigraphiques idéaux, dont a fait largement usage l’industrie de l’exploration pétrolière. La diversité spécifique des kystes de dinoflagellés montre que ce groupe est apparu au Trias supérieur (Fensome et al., 1993). Les extinctions de la fin du Trias ont provoqué un déclin au début du Jurassique, par la suite le groupe a connu jusqu’à l’Eocène une diversité variable mais toujours élevée atteignant le maximum vers la fin du Crétacé et à l’Eocène inférieur. À la fin de l’Éocène, la diversité de ce groupe a connu une période de chute jusqu’à un minimum de 136 genres de kystes de dinoflagellés durant le Pliocène (Macrae et al., 1996).
|
Table des matières
INTRODUCTION
PARTIE 1 : GENERALITES
I. Crétacé de la marge ivoirienne
I.1 Cadre géographique du bassin sédimentaire ivoirien
I.2 Cadre géologique du bassin sédimentaire ivoirien
I.3 Origine du bassin sédimentaire ivoirien
I.4 Géologie structurale du bassin sédimentaire ivoirien
II. Notion de palynofaciès
III. Palynomorphes d’origine marine
IV. Palynomorphes d’origine continentale
V. Géochimie organique
PARTIE 2 : MATERIEL ET METHODES
Chapitre I : Données de sondages étudiés
Chapitre II : Méthodes analytiques
II.1 Extraction des palynomorphes
II.2. Analyse des constituants de la matière organique
PARTIE 3 : RESULTATS ET DISCUSSIONS
Chapitre I : Biostratigraphie des sondages
Introduction
I.1 Albien
I.2 Cénomanien
I.3 Sénonien inférieur-Turonien
I.4 Campanien
I.5 Maastrichtien
Chapitre II : Études comparatives et synthèse biostratigraphique
II.1 Études comparatives : le sondage SE1d
II.2 Synthèse biostratigraphique
Chapitre IV : Abondance relative des constituants des palynofaciès
IV.1 Albien
IV.2 Cénomanien
IV.3 Sénonien inférieur
IV.4 Campanien
Chapitre V : Analyses des échantillons au Rock-Eval 6
V.1 Teneur en carbone organique total (TOC)
V.2 Type de matière organique
V.3 Maturité thermique
Chapitre VI : Synthèse paléoenvironnementale basée sur les palynofaciès et l’analyse géochimique
VI.1 Albien
VI.2 Cénomanien
VI.3 Turonien
VI.4 Sénonien inférieur
VI.5 Campanien
VI.6 Maastrichtien
CONLUSIONS GENERALES
