Soutenance mémoire
Lithologie
L’étude macroscopique en combinant avec les analyses chimiques et géochimiques des sédiments prélevés donnent une indication plus ou moins précise sur la lithologie (Figure 13). La partie basale du Maastrichtien est formée par des marne gréseux (échantillon n° 12 à 17) calcaire marneux (échantillons n°18) et le sommet par des calcaires gréseux (échantillon n° 11) avec une épaisseur de 73m .Cette importance de l’épaisseur des dépôts dans cette zone se traduit par l’importance de l’espace disponible pour la sédimentation ou l’espace d’accommodation, en d’autre terme, cela signifie qu’un important phénomène de transgression marine a eu lieu ou les dépôts se font par décantation. Ces formations sont surmontées par l’alternance des : marnes, calcaire marneux gréseux et calcaire du Danien sur une épaisseur de 40m. Il s’agit toujours d’une transgression marine (Figure 18). Du point de vue lithologique, entre la limite Crétacé –Paléogène, il peut y avoir de l’argile noire d’une épaisseur de 10 cm qui marque une régression marine de courte durée. Leur absence peut être due à une érosion après l’arrivée de la grande transgression marine du Danien qui entraîne une lacune de sédimentation de cette argile noire. Ce dépôt peut exister ailleurs par exemple dans la région de Boanamary (Raberehareha, 2014). Généralement, la limite Crétacé – Paléogène est marquée par une extinction massive associée à une signature géologique qui est habituellement une couche mince d’argile noire avec un taux anormal d’iridium se trouvant entre les dépôts du Maastrichtien et du Danien. D’après Tavernier et Lizeaux (1994) ; « quelle que soit la situation géographique du site, la limite Crétacé-Tertiaire est repérée par une mince couche d’argile ».
Sédimentation
Il convient de distinguer les taux de sédimentation à court terme qui sont toujours plus élevés que ceux à long terme, qui intègrent les hiatus sédimentaires de non-dépôts et d’émersion. Ainsi, le domaine situé entre les sebkhas et la plate-forme interne présente un taux de sédimentation moyen à court terme de l’ordre de 100 cm/1000 ans et un taux moyen de sédimentation à long terme de l’ordre seulement de 2 à 20 cm /1000 ans car la subsidence est, la plupart du temps, insuffisante pour maintenir un espace disponible (espace d’accommodation) pour le dépôt des sédiments dans ce domaine. Ainsi, pour la zone étudiée dans le Canal de Mozambique, l’importance de l’épaisseur des dépôts qui est égale à 113 m d’épaisseurs ; dont 73 m le dépôt du Maastrichtien et 40 m le dépôt du Danien. Cette épaisseur se traduit par l’importance de l’espace disponible pour la sédimentation ou l’espace d’accommodation, en d’autre terme, cela signifie que deux importants phénomènes de transgression marine (du Danien et Maastrichtien) sont présents. Et en plus, le passage du Crétacé au Paléocène est marqué par des phénomènes géologiques très importants : la transgression marine et la régression marine (Figure 18), et que les foraminifères sont très abondant dans les milieux peu profonds ; qui est le cas du site étudié. En période de haut niveau marin, la transgression sur les marges permet un développement de la sédimentation carbonatée sur les plates-formes. D’ailleurs, ce site ce trouve dans les plates-formes externe.
Les microfossiles
La reconstitution du paléoenvironnement et la détermination des milieux de dépôts sont essentiellement basés sur l’écologie des formes fossiles (foraminifères et ostracodes). Les foraminifères identifiés sont caractéristiques d’une certaine profondeur (Phleger, 1951), ainsi on a :
• g. Gavelinella est caractéristique des eaux peu profondes à 100 m,
• g. Lagena, le maximum d’apparition se trouve entre 30 et 205 m,
• g. Marginulina se situe à moins de 200 m,
• g Nodosaria affectionnent les zones peu profondes entre 50 et 300m,
• g. Saracenaria se trouve à 110m de profondeur. Il est caractéristique d’une eau peu profonde et chaude.
Ceci indique que ces foraminifères se situent dans la zone photique (200m de profondeur) ou la luminosité est maximum et les microorganismes sont abondants. Dans cette zone la précipitation du carbonate est importante Le passage du Maastrichien au Danien marque la disparition complète du genre Globotruncana et l’apparition des Globigérines (Tableau 04). Plusieurs facteurs ont causés cette disparition massive des organismes tels que : la régression marine, le volcanisme et la collision cosmique. Ce dernier grâce à son enrichissement notable en iridium aurait bloqué les rayons lumineuses du soleil pendant plusieurs mois et sans cette énergie provenant du soleil, c’est la fin de la photosynthèse et l’effondrement des chaînes alimentaires ce qui implique la diminution et même extinction de certaines espèces, comme les animaux herbivores, des carnivores et des plantes. C’est aussi le cas des foraminifères planctoniques et benthiques. Et les microfossiles qui ont survécu grâce ces nourritures (des détritus ou d’autres matériaux organique non vivants). La présence déjà des Globigérines sur le toit du Maastrichtien peut être due à un remaniement de ces microfossiles par l’absence de couche de l’argile noire .Les calcaires marneux du Danien est en contact direct aux dépôts du Maastrichtien d’où ce changement.
La paléoenvironnement
L’association faunistique, la géochimie et la lithologie donnent des indications sur le milieu. En outre, l’abondance des foraminifères à test calcaire et la présence des Ostracodes ornées indiquent que le milieu était riche en carbonate et chaud, c’est-à-dire dans la zone photique (200 m de profondeur) (Figure 22). Compte tenu de ces observations, le milieu représente un environnement marin à salure normale, eau claire et température optimale à tendance chaude. Au Maastrichtien, le milieu évoque un milieu marin néritique situé entre la plate-forme externe, marin ouvert et la flexure continentale sur une profondeur de 200 m environ (RAHANTARISOA, 2007). Au Danien, le milieu a été bien oxygéné, ouvert sur le large, situé à la plate-forme externe, à une profondeur très faible (Bignot et al, 2001).
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Table des matières
Introduction
Partie I : Généralités
I.LE BASSIN DE MORONDAVA
I.1. Aspects généraux
I.2.Réseau hydrographique
I.3.Climatologie
I.3.1.Température
I.3.2.Pluviométrie
I.3.3.Vent
I.4.Géomorphologie
I.5.Structural
I.6.Contexte Géologique
I.6.1. Karoo
I. 6.2. Post-Karoo
II.Limite Crétacé –Paléogène
II.1.Le Maastrichtien et le Danien
II.2. Le Maastrichtien et le Danien du bassin de Morondava
PARTIE II : MATERIELS ET METHODES
I.Localisation de la zone d’étude
II.Origine des données (offshore)
III.Travaux effectués aux laboratoires
III.1.Lavage des sédiments et triage des microfossiles
III.1.1 Matériels utilisés
III.1.2 Modes opératoires
a-Trempage
b-Lavage
c-Séchage
d-Triage
e- Mise en population
f-Détermination des microfossiles
III.2.Méthode de Calcimétrie
III.2.1.Matériels et réactifs utilisés
III.2.2. Mode opératoire
III-2-2-1- Etalonnage du calcimètre
III-2-2-2-Dosage
III-2-3 Mode de calcul
III.3. Analyse géochimique
III.3.1. Attaque au carbonate double
III.3.1.1.Mode opératoire
III.3.2 Dosage des éléments majeurs par méthode de fusion alcaline
a)Dosage de la silice SiO2
a1) Prise d’essai
a2) Mode opératoire
a3) Mode de calcul
b) Dosage de CaO
b1) Prise d’essai
b2) Mode opératoire
c) Dosage de MgO
c1) Prise d’essai
c2) Mode opératoire
c3) calcul
d) Dosage de Fe2O3, TiO2 et Al2O3
d1) Dosage de Fe2O3
d2) Dosage du TiO2
d3) Dosage de l’Al2O3
PARTIE III : RESULTATS
I. L’analyse calcimétrique
II. La géochimie
III. Lithologie de la zone de puits
IV. Les microfossiles
IV.1. Les foraminifères
IV.1.1. Les Foraminifères planctoniques
IV.1.2 Les foraminifères benthiques
IV.2 Les ostracodes
PARTIE IV : INTERPRETATIONS ET DISCUSSIONS
I. Lithologie
II. Géochimie et calcimétrique
III. Sédimentation
IV. Les microfossiles
V. La paléoenvironnement
CONCLUSION
REFERENCE BIBLIOGRAPHIQUE
WEBOGRAPPHIQUE
PLANCHE
ANNEXES
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