Memoire Online - Caractérisation sédimentologique et géochimique des successions sédimentaires de Mbillah- sud-ouest Cameroun

DEMANOU ZANDJIO David
Le 29 Juillet 2017
Matricule : CM-UDS-11SCI0579
Licencié ès Sciences de la Terre Université de Dschang
JURY

DÉDICACE

REMERCIEMENTS

Que tous ceux qui, intellectuellement, moralement et matériellement ont contribué ardemment à la réalisation de ce travail, trouvent ici l'expression de mes sincères remerciements.

Toute ma gratitude va à l'endroit du Seigneur Dieu Tout Puissant, sans qui, rien n'est possible et dont la grâce m'accompagne tous les jours. Que louanges, adorations et grâces lui soient rendues pour l'éternité.

L'élaboration de ce mémoire de Master n'aurait pu voir le jour sans la collaboration de nombreuses personnes qu'il m'est agréable de remercier.

Je voudrais adresser un grand merci au Dr. NGUEUTCHOUA Gabriel, Chargé de Cours à l'Université de Yaoundé I pour avoir accepté de m'encadrer. Malgré ses multiples occupations, il a bien voulu consacrer beaucoup de son temps précieux pour le suivi de ce travail. Sa disponibilité, sa rigueur scientifique et ses orientations ont contribué à la qualité de ce document.

Je tiens également à remercier le Pr. TEMATIO Paul, Maître de Conférences à l'Université de Dschang qui a bien voulu accepté suivre ce travail. L'ensemble des entretiens pratiques que nous avons eus tout au long de la phase préparatoire de ce mémoire, son organisation et sa rigueur m'ont été d'un bénéfice inestimable.

? des enseignants du Département des Sciences de la Terre de l'Université de Dschang pour avoir contribué à ma formation en m'initiant dans le vaste domaine que représentent les Sciences de la Terre. Je pense particulièrement aux Prs. KAMGANG Véronique, KENGNI Lucas, WOUATONG Armand, KAGOU Armand, NKOUATHIO David, NGNOTUE Timoléon, KWEKAM Maurice et aux Drs. NJANKO Théophile, TAMEN Jules et FOZING Eric Martiale ;

? des membres de mon jury pour leur participation à la soutenance et leurs commentaires constructifs et instructifs afin d'améliorer la qualité de ce travail ;

Nombreux sont ceux dont les noms ne figurent pas ici et à qui j'exprime ma sincère reconnaissance pour tout ce que je leur dois.

TABLE DES MATIERES

III.5.3.1. Géochimie des éléments majeurs : Comportement des éléments majeurs 41

LISTE DES FIGURES

Figure 1: Carte de localisation du secteur d'étude au Nord-Est du sous bassin de Douala. . 4

Figure 6: Carte géologique de la zone d'étude et ses environs (Dumort, 1968). 11

Figure 7: Colonne chrono-lithostratigraphique du sous-bassin de Douala (d'après Lawrence et

al., 2002) 16
Figure 8: Evolution tectono-stratigraphique du sous-bassin de Douala (Njiké Ngaha, 1984),

Figure 10: Affleurement Mb1 : a) vue panoramique de l'affleurement ;b) Echantillon de la

Figure 32: Diagramme de classification géochimique des sédiments (Herron, 1988). 54

Figure 33: : Diagramme de distribution des compositions chimiques des roches totales. 56

LISTE DES TABLEAUX

Tableau 1: Données mensuelles des précipitations et des températures de Bangem 6

Tableau 2: valeurs de l'indice d'aridité de De Martonne dans l'arrondissement de Bangem 6

Tableau 10: Teneurs (en % d'oxydes) des éléments majeurs des échantillons Mb1, Mb2, Mb3

Tableau 13: Teneurs (en ppm) des terres rares des échantillons Mb1, Mb2, Mb3 et Mb4 50

LISTE DES ABREVIATIONS

G.P.S: Global Positionning System

LREE : Light Rare Earth Element LVC : Ligne Volcanique du Cameroun m : Mètres

ml : millilitre mm : Millimètres NW : Nord-Ouest Ø : diamètre

RÉSUMÉ

Dans le but de déterminer l'origine, l'état d'altération des roches sources et l'environnement tectonique des dépôts des successions sédimentaires affleurant dans la localité de Mbillah, limite Nord-est du sous bassin de Douala, des observations ont été faites sur plusieurs affleurements et les échantillons prélevés ont été analysés. Il s'agit des analyses granulométriques, pétrographiques et géochimiques des sédiments.

L'observation macroscopique et microscopique des échantillons prélevés à différents sites permet de définir les faciès suivants :

? des grès moyens argilo-ferrugineux où les grains de quartz de formes anguleuses à subarrondies représentent environ 70 à 80 % ;

? des grès grossiers conglomératiques à liant argileux et ferrugineux où les grains de quartz de formes anguleuses à subarrondies représentent environ 60 à 70 % ;

? des grès moyens à grossiers à liant argileux et ferrugineux où les grains de quartz de forme anguleuses à subarrondies représentent environ 70 à 80 %.

L'analyse granulométrique montre que les formations de Mbillah sont des sédiments à grains mal classés.

L'analyse pétrographique montre que ces grès sont constitués par ordre d'importance de quartz, feldspaths (microcline, plagioclase) et muscovites. Les grains de quartz jointifs, montrent des contacts plans et concavo-convexes ainsi que des microfractures et surfaces d'engrenages. Les feldspaths ont des tailles variées et se présentent sous forme de plages dont les bordures sont altérées.

L'analyse géochimique a permis d'identifier certains éléments majeurs, traces et terres rares ; les diagrammes de TiO2 en fonction d'Al2O3 et de TiO2 en fonction de Zr, en plus des rapports Al2O3 / TiO2 ont permis de dire que les successions sédimentaires de Mbillah proviendraient des roches intermédiaires à felsiques. Le diagramme de classification géochimique a permis de ranger le matériel sédimentaire dans le domaine des Fe-shales, shales, wackes, litharenites et arkoses. Les hautes proportions de PIA et de CIA indiqueraient une altération rigoureuse de la roche. Le diagramme de configuration tectonique classe ces roches dans le domaine de la marge passive. Enfin, le diagramme de K2O /Al2O3 en fonction de MgO /Al2O3 suggère un dépôt de sédiment dans un environnement non marin.

Ces sédiments se sont déposés dans un contexte de marge passive et probablement dans un environnement fluvio-deltaïque.

Mots clés : sous bassin de Douala, successions sédimentaires, Mbillah, origine.

ABSTRACT

So as to determine the origin, the state of alteration of source rocks and the tectonic environment of deposits of sedimentary successions in the locality of Mbillah, north-eastern border of the Douala sub basin, observations were done on Several outcrops and the samples collected were analyzed. Granulometry, petrographic, and geochemical analyzes of sediments were carried out.

The macroscopic and microscopic observation of the samples taken at different sites makes it possible to define the following facies:

? medium clay-ferruginous sandstones where the quartz grains of angular to sub-rounded forms represent about 70 to 80%;

? coarse clayey and ferruginous clayey sandstones where quartz grains of angular to sub-rounded forms represent about 60 to 70%;

? medium to coarse sandstone with clayey and ferruginous binders, where the angular to sub-rounded forms of quartz grains represent about 70-80%.

Granulometric analysis shows that Mbillah formations are graded sediments which are badly classified.

Petrographic analysis shows that these sandstones are constituted by order of importance of quartz, feldspars (microcline, plagioclase) and muscovites. The contiguous quartz grains show flat and concavo-convex contacts as well as microfractures and gear surfaces. The feldspars vary in size and are in the form of patches whose edges are weathered.

The geochemical analysis made it possible to identify certain major elements, traces and rare earth elements; TiO2 versus Al2O3 and TiO2 versus Zr, in addition to the Al2O3 / TiO2 ratios, indicated that the sedimentary successions of Mbillah were derived from intermediate to felsic rocks. The geochemical classification diagram permitted us to classify the sedimentary material in the field of Fe-shales, shales, wackes, litharenites and arkoses. The high proportions of PIA and CIA would indicate a rigorous weathering of the rock. The tectonic pattern diagram classifies these rocks in the passive margin domain. Finally, the K2O / Al2O3 plotted versus MgO / Al2O3 suggests deposition of sediment in a non-marine environment.

These sediments were deposited in a context of a passive margin and probably in a fluvio-deltaic environment.

INTRODUCTION GENERALE

Le long de la marge atlantique camerounaise, s'observent deux bassins séparés par la ligne volcanique du Cameroun (LVC) que représente l'axe Mont Cameroun-Bioko. Il s'agit au Nord du Bassin de Rio-Del Rey représentant l'extension Sud-est du Delta du Niger et du bassin de Douala/Kribi-Campo représenté par le sous bassin de Douala et le sous bassin de Kribi-Campo (SNH, 2005). Ces bassins ont été initiés à la suite de la séparation des plaques africaine et Sud-américaine au Crétacé inferieur (Mbesse, 2014). Ils ont fait l'objet de plusieurs études. Elles concernent leur genèse (Reyre, 1966), la caractérisation minéralogique des sédiments (Chialvo, 1981), l'étude stratigraphique et structurale (Njiké Ngaha, 1984 ; Bacale, 2010), les paléoenvironnements (Nguené et al., 1992 ; Kenfack et al., 2012 ; Njike Ngaha, 2004) et l'étude sismique (Manga, 2008). De nombreuses études ont été réalisées dans le cadre de la géologie régionale (Meyers, 1996 ; Lawrence, 2002). Plusieurs rapports d'explorations pétrolières dans ces bassins côtiers n'ont pas été publiés pour des raisons de confidentialité. Peu d'attentions ont été portées aux caractéristiques géochimiques des successions sédimentaires de ces bassins.

La géochimie sédimentaire des éléments majeurs, en traces et des terres rares peut contribuer à préciser les caractéristiques des formations de ces bassins; la composition chimique des roches sédimentaires a été plusieurs fois utilisée pour délimiter des couches de roches clastiques (Primmer et al., 1990). En outre, la géochimie élémentaire des sédiments clastiques a été utilisée dans plusieurs bassins sédimentaires à travers le monde pour caractériser la composition des roches sources des sédiments (Hayashi et al., 1997 ; Bhat et Ghosh, 2001 ; Dayal et Murthy, 2006 ; Nagarajan et al., 2007a,b ; Paikaray et al., 2007 ; Roy et Smykatz-Kloss, 2007 ; Roy et al., 2010, 2012 ; Akarish et GI-Gohari, 2011 ; Etemad-Saeed et al., 2011 ; Armstrong et al., 2012 ; Cao et al., 2012), le climat, le mode de transport, l'environnement de dépôt, le degré d'altération des roches sources ( Nesbitt et Young, 1982 ; Raza et al., 2002 ; Dey et al., 2008 ; Chakrabarti et al., 2009 ; Saxena et Pandit, 2012), l'environnement tectonique et les processus post dépositionnels tels que la diagénèse et le métasomatisme (Feng et Kerrich, 1990 ; Banerjee et Bhattacharya, 1994 ; Rao et prasad, 1995 ; Joo et al., 2005 ; Dey et al., 2009 ; Concepcion et al., 2012 ; Sun et al., 2012).

L'objet de cette étude est la caractérisation sédimentologique et géochimique des successions sédimentaires de Mbillah dans la partie Nord-est du sous bassin de Douala afin de

déterminer leur origine, l'état d'altération des roches sources et l'environnement tectonique

1°! une identification et une description pétrographique des différents faciès ;

Le présent travail comporte quatre chapitres encadrés par une introduction générale et

? le deuxième porte sur les travaux antérieurs et la méthodologie utilisée au cours de

? le quatrième chapitre s'articule autour d'un essai d'interprétation et d'une discussion.

CHAPITRE I : CADRE NATUREL

Ce chapitre présente les caractéristiques physiques et géologiques du secteur d'étude à savoir : la localisation, le climat, les sols, la végétation, la géomorphologie et la géologie.

I. PRESENTATION DE LA ZONE D'ETUDE

I.1. CADRE GEOGRAPHIQUE

I.1.1. Localisation du sous bassin de Douala

Le sous-bassin de Douala représente la partie nord du bassin de Douala/Kribi-Campo et appartient à la série des bassins crétacés de la marge Ouest fricaine (Mbesse, 2014). De forme triangulaire, il occupe une superficie totale d'environ 19 000 km², soit 7000 km² environ pour la partie onshore (SNH, 2005). Il se prolonge sous les eaux du Golfe de Guinée par une plate-forme continentale d'une largeur de 25 km (Nguené et al., 1992).

Le sous-bassin de Douala est repérable sur les cartes géologiques entre 3°20' et 4°15' de latitude Nord, et entre 8°40' et 10°20' de longitude Est. Il est limité au Sud par le sous-bassin de Kribi/Campo, à l'Ouest par l'océan Atlantique, à l'Est par le socle précambrien et au Nord par de vastes épanchements volcaniques (LVC) et le bassin du Rio Del Rey (fig. 1).

La zone d'étude appartient à la partie Sud-est du golfe de Guinée. Elle est située entre 5°5'- 5°10'de latitude Nord et 9°44'- 9°49'de longitude Est. Sur le plan administratif, cette zone d'étude est localisée dans l'arrondissement de Bangem, Département du Koupé-Manengouba, région du Sud-Ouest. L'altitude de cette zone est d'environ 400 m au-dessus du niveau de la mer et la superficie d'environ 1500 km². Cette localité est située à environ 94 km de la ville de Kumba.

I.1.2. Climat

Les paramètres climatiques sont axés sur les données de températures et de précipitations couvrant une période de 10 ans (2002-2012). Ces données climatiques traitées sont issues du site internet Climate-Data.org.

Le total annuel des précipitations et celui des températures sont respectivement de 2266 mm et 23,1°C (fig. 2).

Figure 1: Carte de localisation du secteur d'étude au Nord-Est du sous bassin de Douala. Source : carte réalisé à partir de la base des données de l'institut nationale de la cartographie du Cameroun (I.N.C 2012).

La caractérisation du climat a été faite à partir du calcul de l'indice mensuel d'aridité de De Martonne (1942) et des courbes ombro-thermiques de Bagnouls et Gaussen (1957). L'indice d'aridité de De Martonne (1942) est calculé selon la formule suivante:

I_a=12P/T+10 (I_a: indice d'aridité de De Martonne ; P : précipitations du mois considéré (mm) ; T : températures du mois considéré (°C).

Il permet de déterminer le caractère humide ou aride d'un climat. D'après De Martonne (1942), les mois humides sont ceux dont I_a >50, les mois subarides sont ceux dont 20 < I_a < 50 et les mois arides sont ceux dont I_a <20.

Selon Bagnouls et Gaussen (1957), la période sèche est celle dont la courbe 2T est supérieure à la courbe des précipitations et la période humide est celle dont la courbe 2T est inférieure à celle de la courbe des précipitations. Les périodes sèches correspondent aux mois de novembre, décembre, janvier, février et mars ; tandis que les mois d'avril, mai, juin, juillet, août, septembre et octobre correspondent aux périodes humides (tableaux 1et 2).

La description des données pluviométriques et thermiques permet de dire que la localité de Bangem est située dans une zone tropicale humide. On note cependant que le climat est influencé par le relief du Mont Cameroun (4100 m) au Sud-Ouest du secteur d'étude et celui du Mont Coupé (2064 m) à l'Est.

I.1.3. Géomorphologie de la région : le relief

La localité de Bangem montre un relief des hautes terres (> 1000 m d'altitudes) pouvant culminer à 1500 m. Les reliefs les plus élevés s'observent au Nord-Ouest de la zone d'étude. Vers le Nord-Est, ces reliefs s'adoucissent et avoisinent 1200 m.

Les zones relativement basses sont observées au Sud du secteur où les reliefs montrent des altitudes en dessous de 1000 m (fig. 3 et 4).

Tableau 1: Données mensuelles et moyennes des précipitations et des températures de Bangem

Figure 2: Diagramme ombro-thermique de Bangem, source : site climate-data.org (période 2002-2012) Tableau 2: valeurs de l'indice d'aridité de De Martonne dans l'arrondissement de Bangem

Figure 3: Modélisation 3D du secteur d'étude. Source : extrait image satellitaire SRTM, INC 2012

Figure 4: Carte topographique du secteur d'étude montrant les différents points d'échantillonnages. Source : carte réalisé à partir de la base des données de l'institut nationale de la cartographie du Cameroun (I.N.C 2012)

I.1.4. Hydrographie

La rivière Edingwe est le principal Cours d'eau qui draine le secteur d'étude dans le sens NE-SW. Elle résulte, dans sa partie amont, de la confluence de deux rivières secondaires. On y rencontre aussi des rivières de moindre importance telles que le Mboasum à l'Est et le Muambong au Sud. Ces dernières s'écoulent dans le sens SE-NW et se jettent pour la plupart dans la rivière Edingwe. Le réseau hydrographique est approximativement dendritique (fig. 5).

Figure 5: Carte hydrographique du secteur d'étude. Source : carte réalisé à partir de la base des données de l'institut nationale de la cartographie du Cameroun (I.N.C 2012).

I.1.5. Flores et faunes

La zone d'étude est partiellement colonisée par une végétation luxuriante. Il s'agit d'une forêt sempervirente de haute altitude. Cette forêt se prolonge vers l'Ouest par une mangrove constituée de palétuviers (Rhizophora) et de raphias. La végétation devient essentiellement anthropique à l'extrême Ouest du site d'étude.

? des mammifères tels que : les singes de la famille des cercopithercide (mandril), des pongidae (chimpanzé, gorille), les galagos de la famille des galagidae (galago élégant), les crocodiles et les hippopotames ;

? des poissons d'eau douce dominés par la famille des popynemidae et des cichlidae) qui vivent dans les ruisseaux des bas-fonds hydromorphes.

I.1.6. Sols

Dans la zone d'étude, les sols sont de type ferralitiques résultant de l'altération des roches sédimentaires ou du socle granito-gneissique (Segalen, 1995). Ces sols sont très fertiles et permettent un large éventail de cultures de rente (café, cacao).

I.1.7. Populations et activités économiques

I.1.7.1. Populations

L'arrondissement de Bangem a une population estimée environ à 19775 habitants occupant une superficie de 1500 km²avec une densité d'environ 13 personnes par kilomètre carré.

I.1.7.2. Activités économiques

La population de la zone est principalement composée d'agriculteurs (Plus de 80%). Un agriculteur moyen cultive entre 1- 4 hectares. L'agriculture constitue la base de l'économie locale. Les autres secteurs d'activités sont l'administration, l'enseignement, le petit commerce, le transport et l'exploitation forestière.

L'élevage, l'artisanat et la pêche sont considérés comme des activités à temps partiel. Le taux de chômage des jeunes est extrêmement élevé. De nombreux jeunes ont rejeté les travaux agricoles et ne possèdent pas de compétences commercialisables nécessaires à un emploi rémunéré.

I.2. CADRE GEOLOGIQUE

I.2.1. Formations du socle

Le socle est magmatique et métamorphique d'âge précambrien. Il est constitué

minéralogique présente le quartz, les feldspaths, la biotite et la hornblende verte) ;

? des granites monzonitiques (composés de biotite, de plagioclase et d'un peu de

I.2.2. Formations sédimentaires

La stratigraphie du sous bassin de Douala montre les successions sédimentaires suivantes de la base vers le sommet (Nguene et al., 1992 ; Tamfu et al., 1995). La Formation de Mundeck (Grès de base ; conglomérats, argilites, calcaires et marnes), la Formations de Logbadjeck (microconglomérats, sables, grès , calcaires fossilifères et d'argiles sableuses), la formation de Logbaba (grès, sables et d'argilites fossilifères), la formation de N'kapa (schistes argileux, argiles calcaires, grès arkosiques et dolomie), la formation de Souelleba (marnes, silts et argile), la formation de Matanda (sables et argiles) et la formation du Wouri (graviers et sables grossiers à matrice argileuse). Notre secteur d'étude est essentiellement dominé par des grès.

I.2.3. Formations volcaniques

Les premières manifestations volcaniques au Cameroun débutent à l'Eocène (Dumort, 1968 ; Geze, 1943). Il s'agit des basaltes, andésites, rhyolites, trachytes et des produits pyroclastiques. Dans le secteur d'étude, ces formations sont dominées par des basaltes (fig. 6).

Figure 6: Carte géologique de la zone d'étude et ses environs (Dumort, 1968)

CHAPITRE II : TRAVAUX ANTERIEURS ET METHODOLOGIE

Le présent chapitre est consacré aux travaux antérieurs menés dans le sous bassin de Douala, ainsi qu'à la méthodologie qui a été utilisée au cours de cette étude.

II. TRAVAUX ANTERIEURS

II.1. NOTION DE SEDIMENT : DEFINITION, CLASSIFICATION ET ORIGINE

II.1.1. Définition du mot sédiment

Le terme sédiment, du latin sedimentum, est un ensemble constitué par la réunion de particules plus ou moins grosses ou de matières précipitées ayant, séparément subi un certain transport ; c'est un dépôt meuble laissé par les eaux, le vent et les autres agents d'érosion et qui, selon son origine, peut être continentale, fluviatile, glaciaire, lacustre ou marin. On parle en général de sédiment lorsque le dépôt est récent, surtout s'il se trouve encore dans son milieu de formation et s'il est encore gorgé d'eau (Foucault et Raoult, 1995).

Les sédiments sont encore définis comme des dépôts continentaux ou marins constitués de particules qui proviennent de l'altération ou de la désagrégation des roches préexistantes et de la précipitation de matières en suspension qui transitent dans la colonne d'eau (Lesven, 2008; Ramaroson, 2008; Scordia, 2008).

Ramade (2002) quant à lui définit le sédiment comme un dépôt de matériel meuble de nature variée d'origine minéralogique ou biogénique. Les particules clastiques ou minéralogiques proviennent de roches émergées qui sont érodées par des processus d'altération physique, chimique et/ou biologique (Chamley, 2000). Les débris organiques (ou biogéniques) constituent un composant habituel des sédiments qui peut conduire à une coloration noire ou gris foncée des dépôts (Chamley, 2000).

II.1.2. Classification des sédiments meubles

Wentworth (1922) est parmi les premiers auteurs à avoir publié des travaux sur la classification des sédiments. En fonction de la taille des particules, il distingue trois groupes de sédiments qui sont : les rudites, les arénites et les lutites ou pélites (tableau 3).

La classification de Wentworth (1922), diffère de celle des géotechniciens qui définissent les sables comme étant des grains de roches ou des minéraux ayant un diamètre compris entre 0,0625 mm et 2 mm (ou 4,75 mm et 5 mm selon le système de classification utilisée).

II.1.3. Origine des sédiments

Les particules qui composent les sédiments sont plus ou moins grosses et sont constituées de composés organiques et inorganiques provenant de quatre sources distinctes (Schneider, 2001):

? Une source terrigène, signifiant que les particules proviennent de l'érosion des terres émergées. Cette source est enrichie par divers apports tels que les apports éoliens, volcaniques, glaciaires, sans oublier les apports fluviaux et/ou de ruissellement qui constituent à eux seuls l'apport cumulé le plus important. Dans le cas des sédiments marins, l'apport lié à l'érosion propre des côtes doit être pris en considération;

? Une source endogène, désignant les particules qui proviennent du bassin de sédimentation comme les débris de macrophytes (plantes aquatiques, microphytes) ou encore les fragments de coquilles des organismes;

? Une source liée à la néoformation, correspondant aux phénomènes d'altération, de

Transferts et de précipitations qui peuvent se produire dans le bassin de sédimentation ou à l'intérieur du sédiment durant la diagenèse;

? Une source anthropique qui peut être ex situ et in situ. Dans le premier cas, elle

regroupe tous les rejets agricoles, industriels et domestiques qui se retrouvent dans les apports fluviaux. Dans le second cas, elle englobe toutes les activités humaines et industrielles portuaires (chargement de marchandise, pêche, ravitaillement en carburant, entretien du matériel de navigation). Généralement, cette dernière source est fortement contaminée, ce qui conduit à l'augmentation du taux de sédimentation.

II.2. EVOLUTION DE LA RECHERCHE DANS LE SOUS BASSIN DE DOUALA

- Reyre (1966) et Belmonte (1966) établissent une corrélation lithologique entre les facies gréseux de Campo et les facies de cocobeach au Gabon ;

- Dumort (1968) présente une évolution de la paléogéographie du sous bassin de Douala, met en évidence deux lacunes stratigraphiques, l'une au Danien et l'autre à l'Oligocène ;

- Salard-Cheboldaeff (1977) à travers les méthodes palynologiques met en évidence des formations d'âge Oligocène jusque-là inconnues dans les bassins côtiers du Cameroun ;

- Njiké Ngaha (1984) propose une synthèse stratigraphique et structurale du sous bassin de Douala (Ex bassin de Douala) ;

- Giresse et al. (1996) établissent la carte sédimentologique du plateau continental camerounais à l'échelle 1 : 200 000. Cette carte présente en particulier les caractéristiques sédimentologiques de la couverture sédimentaire du plateau continental camerounais ;

- Wornardt et al. (1999) dégagent le potentiel pétrolier du sous bassin de Douala et réalise la carte chronostratigraphique régionale à partir des analyses des séquences sismiques et stratigraphiques ;

- Lawrence et al. (2002) établissent la colonne chronostratigraphique du sous bassin de Douala (fig. 9) ;

- Benkhelil et al. (2002) font une synthèse structurale du précontinent Sud camerounais

et dégagent la succession lithologique et stratigraphique généralisée des strates exposées de ce plateau à partir des carottes sédimentaires et de la sismique ;

- Njike Ngaha (2004) a reconstitué les paléoenvironnements Crétacé de l'Est du sous-bassin de Douala à partir de la palynostratigraphie ;

- Brownfield et Charpentier (2006) présentent la géologie et les systèmes pétroliers des Bassins de la marge Ouest-africaine dont fait partie le sous-bassin de Douala. Ils dégagent une Synthèse lithostratigraphique du sous-bassin de Douala ;

- Manga (2008) étudie la stratigraphie, la structuration et l'aspect prospectif de la partie Sud du sous-bassin de Douala à partir de l'analyse des données sismiques ;

- Tiziani et al. (2009) ont mené une étude sur les dernières découvertes pétrolières du sous-bassin de Douala à partir des données des puits, ce qui a permis de proposer une synthèse lithostratigraphique qui ressort les caractéristiques pétrolifères de chaque formation du bassin de Douala ;

- Bacale (2010) étudie l'effet du flux sédimentaire sur l'évolution stratigraphique pliopléistocène du sous bassin de Douala. Cette étude démontre le contrôle des variations rapides du flux sédimentaire sur l'architecture stratigraphique des prismes progradants deltaïques au Crétacé ;

- Kenfack et al. (2012) prouvent l'existence du Danien dans le sous bassin de Douala à partir des études palynostratigraphiques.

II.3. STRATIGRAPHIE DU SOUS BASSIN DE DOUALA

Sur la base des travaux de Regnoult (1986), Nguene et al. (1992), Tamfu et al. (1995), Meyers et al. (1996), Lawrence et al. (2002), Brownfield et Charpentier (2006), sept formations ont été reconnues dans le sous-bassin de Douala (fig. 7). Elles seront présentées de la plus ancienne à la plus récente.

II.3.1. Formation de Mundeck

D'âge Aptien-Cénomanien (Nguene et al., 1992), la Formation de Mundeck repose en discordance sur le socle précambrien. Elle est bien exposée dans la partie nord du sous bassin de Douala, près de Mundeck, dans la vallée du Moungo.

Elle est constituée de dépôts continentaux et fluvio-deltaïques montrant quelques intercalations de faciès marins (Regnoult, 1986). Il s'agit d'une épaisse couche constituée de

conglomérats à éléments du socle, de grès arkosiques moyens à grossiers, de grès fins micacés, charbonneux et carbonatés, de schistes noirs micacés, d'argilites, de calcaires et de marnes (Logar, 1983). Cette formation est aujourd'hui scindée en deux parties: le « Lower Mundeck formation » à la base et le « Upper Mundeck formation » au sommet.

Figure 7: Colonne chrono-lithostratigraphique du sous-bassin de Douala (d'après Lawrence et al., 2002)

II.3.2. Formation de Logbajeck

D'âge Cénomanien-Campanien (Njiké Ngaha, 2004), la formation de Logbadjeck repose en concordance ou en discordance sur la Formation de Mundeck. En affleurement, la formation de Logbadjeck est bien représentée dans la vallée du Moungo où elle représente les dépôts de la plate-forme externe du bassin.

Cette formation montre une sédimentation du type fluvio-deltaïque, principalement à la base. Elle est composée de microconglomérats, de sables, de grès moyens à grossiers, de rares intercalations de calcaires fossilifères, d'argiles sableuses, et des sables à intercalations marno-calcaires (Regnoult, 1986).

II.3.3. Formation de Logbaba

D'âge Coniacien à Maastrichtien, cette formation montre une sédimentation du type marine déposés en eaux profondes. La Formation de Logbaba est une épaisse couche sédimentaire dominée par des argilites fossilifères; on a également des grès et sables par endroit (Reyre, 1966 ; Regnoult, 1986).

II.3.4. Formation de Nkapa

D'âge Paléocène-Eocène inférieur, la Formation de Nkapa repose en discordance sur la Formation de Logbaba. En affleurement, elle est visible dans la vallée du Moungo (Belmonte, 1966). Elle est constituée de schistes argileux, d'argiles calcaires, grès arkosiques, grès friables fins à grossiers, silts, lentilles de sable et de dolomie (Dumort, 1968).

II.3.5. Formation de Souellaba

D'âge Oligocène supérieur-Miocène inférieur (Nguene et al., 1992), la Formation de Souellaba est le Produit d'une subsidence et d'une reprise de sédimentation succédant à l'importante phase de soulèvement et d'érosion responsable de la grande lacune stratigraphique de l'Eocène supérieur. Elle repose en discordance sur la Formation de Nkapa (Reyre, 1964 ; Belmonte, 1966 ; Nguene et al., 1992).

Elle est caractérisée par des marnes et des lentilles de sables interstratifiés en intercalation et occasionnellement par des calcaires coquillers (Regnoult, 1986). Les grès et silts transgressifs qui dominent dans la partie inférieure sont recouverts par des argiles.

II.3.6. Formation de Matanda

La Formation de Matanda (Miocène supérieur-Pliocène) est dominée par des faciès deltaïques interstratifiés et des tufs volcaniques (Regnoult, 1986). Elle affleure à Tiko et dans la zone littorale du sous bassin de Douala.

Cette formation est constituée de sables grossiers à la base et fins au sommet, alternant avec des poches d'argiles bariolées, parfois interstratifiées avec des basaltes (Njike Ngaha, 2004).

II.3.7. Formation du Wouri

La Formation du Wouri est azoïque. D'âge Pliocène-Pléistocène, elle repose en discordance sur toute la série antérieure qu'elle ravine par endroit. Elle est caractérisée par des graviers et sables grossiers à matrice argileuse (SNH, 2005). On note aussi la présence de laves et tufs volcaniques. Les sédiments du Wouri représentent la sédimentation estuarienne de l'embouchure du Wouri et de la Dibamba (Regnoult, 1986).

II.4. EVOLUTION GEODYNAMIQUE (SOUS-BASSIN DE DOUALA)

L'évolution géodynamique du sous-bassin de Douala se résume en trois phases majeures (Nguené et al., 1992).

II.4.1. La phase synrift du Jurassique terminal au Crétacé inferieur

C'est la phase de séparation de l'Afrique et de l'Amérique du Sud (Buxton et Hall, 1989). Elle correspond à la mise en place des failles normales (Regnoult, 1986) et de la Formation de Mundeck (fig. 8a-c). Elle est aussi marquée par la mise en place des horsts, des sillons et des grabens.

II.4.2. La phase de transition de l'Aptien au Crétacé supérieur

Elle correspond au basculement de la marge continentale africaine vers l'Ouest et de l'ouverture initiale de l'Atlantique Sud. Le rifting se bloque mais les forces distensives restent actives. C'est pendant cette période qu'il y'a eu dépôt de sédiments de type évaporitique (fig. 8d).

II.4.3. La phase de dérive ou d'expansion du Crétacé supérieur à l'actuel

Cette phase correspond à l'ouverture de l'Atlantique suite à la séparation des plaques africaine et Sud-américaine et est caractérisée par le développement de la marge passive (Baker et al., 1972; in Tchouatcha, 2005). Elle est attribuée à des cycles de transgressions et de régressions marines et des épisodes d'érosion du Paléogène (Fitton et Rosendahl, 1987). Cette phase correspond aussi au dépôt des sédiments détritiques sous forme de turbidites et de la mise en place des formations de Nkapa, de Souellaba, et du Wouri (fig. 8-e).

Figure 8: Evolution tectono-stratigraphique du sous-bassin de Douala (Njiké Ngaha, 1984), modifiée

II.5. METHODOLOGIE

II.5.1. Matériels utilisés

II.5.1.1. Matériels de terrain

Le matériel utilisé lors de la réalisation des travaux sur le terrain comprend:

+ un récepteur GPS (Global positionning system) qui a permis la localisation des sites afin de

+ un marteau de géologue, une massette qui ont permis le prélèvement des échantillons ; une

+ un appareil photo numérique pour les prises de vue qui serviront d'illustration.

II.5.1.2. Matériels de laboratoire

+ les logiciels ArcGis 10.1, Global Mapper, MapInfo, Adobe Illustrator et Surfer pour l'obtention de la carte topographique, la carte du réseau hydrographique, la carte d'échantillonnage, la carte géologique et le bloc diagramme ;

+ les machines pour la confection des lames minces et la réalisation des analyses géochimiques;

+ Matériels d'analyse granulométrique : colonne de 11 tamis, étuve, balance électrique de précision, sachets plastiques et étiquettes.

II.5.2. Travaux de terrain

Dans le but d'effectuer nos travaux de terrain, un travail préliminaire a été réalisé. Il

+ Du choix de la période idoine pour les travaux de terrain, car le secteur d'étude est une zone de fortes précipitations ;

+ De la recherche bibliographique sur la zone d'étude grâce aux documents de la bibliothèque de l'université de Dschang et aux informations obtenues sur internet;

Avec l'accord des autorités locales (traditionnelles), nous avons parcouru plusieurs sites ; quatre d'entre eux ont été retenus pour cette étude. Il était question pour nous, d'effectuer une description de chaque affleurement en indiquant les coordonnées géographiques (grâce au GPS), l'extension latérale et verticale. Un échantillon d'environ 500 grammes a été prélevé par affleurement.

II.5.3. Travaux de laboratoire

II.5.3.1. Analyse granulométrique et pétrographique

Les caractérisations physiques par analyse granulométrique ont été effectuées au laboratoire d'analyse géotechnique de l'école nationale supérieur polytechnique de Yaoundé. Les analyses pétrographiques ont été faites sur des lames minces de roches confectionnées au laboratoire de l'IRGM de Nkolbisson à Yaoundé à partir de trois échantillons (Mb1, Mb2, Mb3) et observées au laboratoire de pétrologie du département des sciences de la terre de l'université de Yaoundé I.

II.5.3.2. Analyse géochimique

Les analyses géochimiques des éléments majeurs, éléments traces et terres rares ont été réalisée dans les laboratoires d'ALS minérals en Afrique du Sud.

II.5.3.2.1. Géochimie des éléments traces et terres rares

L'analyse a été faite à l'aide d'un spectromètre de masse (ICP-MS = Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry).

Un échantillon préparé (0,200 g) est additionné à un flux de borate de lithium (0,90

g), bien mélangé et placé dans un fourneau à 1000°C. Le liquide obtenu est refroidi et dissous dans 100 ml avec 4% d'acide nitrique/2% d'acide chlorhydrique. Cette solution est ensuite analysée par ICP-MS et les éléments en traces et les terres rares sont exprimés en ppm. Les limites inférieures de détections des éléments en traces varient de 0,01 à20 ppm alors que les limites supérieures de détection varient de 1000 à 10000 ppm. Les limites inférieures de détections des terres rares varient de 0,01 à 0,5 ppm alors que les limites supérieures de détection varient de 1000 à 10000 ppm.

II.5.3.2.2. Géochimie des éléments majeurs

Les échantillons ont été décomposés par le Metaborate de Lithium/Tétraborate de

Lithium (LiBO2/Li2B4O7) Fusion (FUS-LI01). L'analyse a été faite à l'aide d'un spectromètre d'émission atomique(ICP-AES = Inductively Coupled Plasma-Atomic Emission Spectroscopy).

Lithium/Tétraborate de Lithium (0,90g), bien mélangé et placé dans un fourneau à 1000°C. Le liquide obtenu est refroidi et dissous dans 100 ml avec 4% d'acide nitrique/2% d'acide

chlorhydrique. Cette solution est ensuite analysée par ICP-AES et les résultats obtenus sont corrigés afin d'éviter les interférences spectrales inter-élément. La concentration des oxydes est calculée à partir de la concentration élémentaire déterminée et les résultats sont ramenés en pourcentage. Les éléments majeurs sont ainsi exprimés en pourcentage d'oxyde. Pour les échantillons qui ont des teneurs élevées en sulfure, une fusion de peroxyde pourrait être substituée dans le but d'obtenir de meilleurs résultats. La limite inférieure de détection est de 0,01%alors que la limite supérieure de détection est de 100%.

II.5.3.3. Analyse granulométrique

La granulométrie est l'étude de la répartition des éléments d'un sédiment en fonction de leur taille (Ndjeng, 1978). Cette étude renseigne sur les conditions de dépôt, la nature et la vitesse de l'agent de transport. Les méthodes d'analyses granulométriques utilisées sont celles préconisées par Pauwels et al. (1992) et Mathieu et Pileltain (1998).

II.5.3.3.1. Préparation des échantillons

Les quatre échantillons prélevés sur le terrain sont triturés et séchés à l'étuve à 110°C pendant 24h.

Une fois secs, les échantillons ont subi les opérations de quartages qui consistent à diviser chaque échantillon en quatre parties puis mélanger ensuite les portions diagonalement opposées.

Le mélange a ensuite été pesé puis tamisé pendant 15 minutes à l'aide d'une colonne de tamis de mailles (2 mm ; 1mm ; 0,450mm ; 0,315mm ; 0,250 mm ; 0,180 mm ; 0,125 mm ; 0,08 mm ; 0,063mm ; 0,050mm ; < 0,050 mm). Le refus de chaque tamis est habilement récupéré et pesé au moyen d'une balance électrique de précision de Marque Mettler AE 200. Chaque refus est alors ensaché, étiqueté, puis minutieusement conservé.

II.5.3.3.2. La construction d'histogrammes et des courbes cumulatives a) Les histogrammes

Les histogrammes renseignent sur la taille moyenne des grains (médiane) et sur la classe granulométrique la plus représentée (mode). Pour la construction des histogrammes, les diamètres des mailles de tamis sont portés en abscisses et les pourcentages simples équivalents aux masses de refus en ordonnées.

Elles portent en abscisses les diamètres des mailles exprimés sur une échelle logarithmique et en ordonnée les pourcentages cumulés en masses de refus exprimés sur une échelle arithmétique. La cumulation utilisée ici est rétrograde car elle va des éléments les plus grossiers aux plus fins, donnant ainsi une information plus juste des modes de dépôts des sédiments ; les grossiers se déposants les premiers et ensuite les moyens puis les fins (Davis et Ehrlich, 1970). Mouldi et Chkiou, (2007) proposent dans leurs travaux des modèles de courbes granulométriques (fig. 9) qui permettent d'avoir des informations sur le mode de transport, de classement ainsi que la qualité du trie des sédiments. Ainsi, les courbes en forme parabolique indiqueront la présence des grains de sable hétérogènes et trié au cours d'un transport en milieu de forte énergie. Celles en forme de « S » traduiront des sables homogènes à classement moyen, en milieu plus ou moins agité et à forte énergie. Les courbes sous formes de droites montreront un dépôt par excès de charge dû à la diminution des courants.

Les quartiles Q1, Q2, Q3 représentant respectivement les refus des tamis à 25%, de 50%, et 75% ont été déduits des courbes cumulatives. Ils serviront à déterminer les paramètres granulométriques suivants (tableau 4) :

C'est l'indice qui permet de faire le classement et d'apprécier les actions de tri au cours du transport et du dépôt. C'est le coefficient d' hétérométrie. Ainsi, le sédiment sera d' autant mieux trié que sa valeur se rapprochera de zéro.

Les limites d'indice de classement utilisées ici sont celles proposées par Onana, (2007) et dont les implications sont les suivantes :

L'asymétrie reflète d'avantage le milieu de dépôt que les conditions de transport (Chamley, 1987). Elle exprime la répartition des éléments par rapport à la médiane Q2 _.Les limites de ce coefficient sont les suivantes :

? A< 1 : le classement maximum s'effectue du côté des éléments grossiers. L'asymétrie est dite négative et se traduit par l'élimination des fractions fines par une forte turbidité.

? A=1 : le mode de la courbe est confondu à la médiane, ce qui correspond à un sédiment peu évolué.

? A> 1 : le classement s'effectue vers les éléments fins, l'asymétrie est positive (dépôt de bassin) et est déterminée par un enrichissement en particules fines décantées à la fin d'une crue.

? Si la pente est forte, le sédiment est bien classé, bien trié et homométrique; ? Si la pente est faible, le sédiment est mal classé, mal trié et hétérométrique.

CHAPITRE III : PRESENTATION DES RESULTATS

III. DESCRIPTION DES AFFLEUREMENTS

Dans le cadre de cette étude, quatre affleurements ont été décrits. Il s'agit des affleurements Mb1, Mb2, Mb3 et Mb4.

III.1. AFFLEUREMENT Mb1

III.1.1. Localisation

L'affleurement Mb1 est localisé au point de coordonnées géographiques N05°08'34,7», E09°47'2,3», d'altitudes 1357m. Il se présente sous forme de dalle rocheuse recouverte par la végétation (fig. 10a).

III.1.2. Description

L'affleurement Mb1 est constitué d'un seul type pétrographique. Cette roche a une couleur grise bariolée de jaune et est épais d'environ 1 mètre (fig. 11). Elle a un aspect granuleux au toucher. Le test à l'acide chlorhydrique dilué ne montre aucune effervescence, ce qui exclut la présence de la calcite. Aucune trace de fossile n'a été observée. Cette roche est massive et compacte. La cohésion des grains est forte. La dureté supérieure à celle du verre indique la présence du quartz. Il s'agit d'un grès moyen (fig. 10b).

III.2. AFFLEUREMENT Mb2

III.2.1. Localisation

L'affleurement Mb2, de cordonnées géographique N05°08'35,2», E09°47'0,6' et d'une altitude de 1348 m est situe sur le flan d'une vallée en V.

III.2.2. Description

L'affleurement Mb2 s'étend sur 2 mètres de haut et environ 90 mètres de long (fig. 12a). Cet affleurement est totalement recouvert d'herbes et montre un seul type pétrographique (fig. 13). Cette roche est hétérogène. On observe des galets de quartz gris, arrondis, de taille centimétrique (fig. 12b) dispersés dans une phase de liaison de couleur grise à ocre (fig. 12c). Le liant des galets a un aspect granuleux au toucher. La roche ne réagit pas à l'acide chlorhydrique dilué a froid, ce qui exclut la présence de la calcite. La dureté supérieure à celle du verre indique la présence de quartz. La roche est un grès grossier conglomératique.

Figure 12: Affleurement Mb2 : a) vue panoramique de l'affleurement ; b) roche Mb2 montrant un galet de
quartz; c) phase de liaison de la roche Mb2

III.3. AFFLEUREMENT Mb3

III.3.1. Localisation

Cet affleurement est observé au point de coordonnées géographiques N05°08'18,6», E09°46'45,9» et d'altitude 1236 m.

III.3.2. Description

L'affleurement Mb3 est constitué d'un seul type pétrographique (fig. 15a et 16). La roche a une couleur grise-clair à grise sombre. L'affleurement a 2 mètres de haut et environ 30 mètres de long (fig. 14, 15 et 16). La roche a un aspect granuleux au toucher. Le test à l'acide chlorhydrique dilué ne montre aucune effervescence, ce qui exclut la présence de la calcite. Aucune trace de fossile n'a été observée. Cette roche est hétérogène. La cohésion des grains est assez forte. La dureté supérieure à celle du verre indique la présence du quartz. Il s'agit d'un grès moyen à grossier (fig. 15b).

Figure 15: a) Affleurement Mb3, b) roche Mb3 montrant des grains moyens à grossier

III.4. AFFLEUREMENT Mb4

III.4.1. Localisation

L'affleurement Mb4 s'observe au point de coordonnées géographiques N05°08'8,9», E09°46'55,9» et d'altitude 1251 m. La roche affleure (fig. 17a) sur la berge droite de la

rivière Edingwe. Il a environ 0,7m d'épaisseur (fig. 18) et est partiellement recouvert par la végétation.

III.4.2. Description

L'affleurement est constitué d'un seul type pétrographique. La roche à une couleur grise bariolée de jaune. Elle a un aspect finement granuleux au toucher. Le test à l'acide chlorhydrique dilué ne montre aucune effervescence, ce qui exclut la présence de la calcite. Aucune trace de fossile n'a été observée. Cette roche est massive. La cohésion des grains est faible. La dureté supérieure à celle du verre indique la présence du quartz. Il s'agit d'un grès fin (fig. 17b).

III.5. RESULTATS D'ANALYSES

III.5.1. Analyse granulométrique

Les résultats d'analyse granulométrique sont représentés dans les tableaux 5, 6, 7, et 8. La représentation graphique de ces résultats s'est faite sous forme d'histogrammes et des courbes cumulatives.

III.5.1.1 Présentation et analyse des histogrammes

Les histogrammes des quatre échantillons (Mb1, Mb2, Mb3 et Mb4) ont été tracés (fig. 19). L'histogramme permet de déterminer le mode qui est la classe granulométrique où se localise le plus grand pourcentage de grains. La médiane définie la taille moyenne des grains.

Les histogrammes sont obtenus en portant en abscisse les dimensions des mailles des tamis consécutifs employés et en ordonné la masse du sédiment traversant un tamis et retenu sur le tamis suivant. Tous les histogrammes (fig. 19) sont comparables puisque ils ont été faits avec la même échelle de tamis. Ils sont tous unimodaux. La classe granulométrique la plus représentée est celle de 0,45mm. Il s'agit des sables moyens. Comme elle provient des grès triturés, la roche correspondante est un grès moyen (tableau 3).

III.5.1.2. Présentation et analyse des courbes cumulées

III.5.1.2.1. Présentation

Les courbes cumulatives semi-logarithmiques des quatre échantillons (Mb1, Mb2, Mb3 et Mb4) ont été tracées. Les indices granulométriques sont ensuite calculés dans le but de connaître la nature des sédiments, leurs classements et leurs origines. Ces courbes ont des formes en S non étalées et régulières (fig. 20). Les courbes cumulatives des échantillons étudiés sont obtenues en portant en ordonné la masse totale des éléments supérieures à la maille considérée (la somme des refus partiels jusqu'au tamis considéré). En abscisse on porte

les tailles des grains. Les courbes sont construites avec une échelle logarithmique et ont permis d'apprécier certaines caractéristiques du sédiment : la déviation de quartile, le degré de classement ou dispersion des grains et l'asymétrie des courbes de fréquences. Ces caractéristiques sont fonction des quartiers ou quartiles obtenu des courbes (tableau 9).

Mailles des tamis Ø (mm)	Refus simples (g)	Refus cumulés(g)	Pourcentages simples(%)	Pourcentages cumulés (%)
2	13,58	13,58	6,79	6,79
1	52,13	65,71	26,065	32,855
0,450	90,88	156,59	45,44	78,295
0,315	16,95	173,54	8,475	86,77
0,250	11,38	184,92	5,69	92,46
0,180	6,02	190,94	3,01	95,47
0,125	1,01	191,95	0,505	95,975
0,08	2,83	194,78	1,415	97,39
0,063	1,26	196,04	0,63	98,02
0,050	3,20	199,24	1,6	99,62
< 0,050	0,76	200	0,38	100

Mailles des tamis Ø (mm)	Refus simples (g)	Refus cumulés(g)	Pourcentages simples(%)	Pourcentages cumulés (%)
2	34,12	34,12	17,06	17,06
1	46,18	80,3	23,09	40,15
0,450	88,01	168,31	44,005	84,155
0,315	11,56	179,87	5,78	89,935
0,250	7,79	187,66	3,895	93,83
0,180	4,30	191,96	2,15	95,98
0,125	1,49	193,45	0,745	96,725
0,08	1,89	195,34	0,945	97,67
0,063	3,59	198,93	1,795	99,465
0,050	0,87	199,8	0,435	99,9
< 0,050	0,20	200	0,1	100

Mailles des tamis Ø (mm)	Refus simples (g)	Refus cumulés(g)	Pourcentages simples(%)	Pourcentages cumulés (%)
2	27,62	27,62	13,81	13,81
1	42,10	69,72	21,05	34,86
0,450	89,60	159,32	44,8	79,66
0,315	19,33	178,65	9,665	89,325
0,250	9,29	187,94	4,645	93,97
0,180	5,16	193,1	2,58	96,55
0,125	0,96	194,06	0,48	97,03
0,08	0,81	194,87	0,405	97,435
0,063	4,17	199,04	2,085	99,52
0,050	0,64	199,68	0,32	99,84
< 0,050	0,32	200	0,16	100

Mailles des tamis Ø (mm)	Refus simples (g)	Refus cumulés(g)	Pourcentages simples(%)	Pourcentages cumulés (%)
2	26,99	26,99	13,495	13,495
1	41,01	68	20,505	34
0,450	101,61	169,61	50,805	84,805
0,315	9,81	179,42	4,905	89,71
0,250	6,59	186,01	3,295	93,005
0,180	5,41	191,42	2,705	95,71
0,125	0,74	192,16	0,37	96,08
0,08	2,27	194,43	1,135	97,215
0,063	0,55	194,98	0,275	97,49
0,050	4,60	199,58	2,3	99,79
< 0,050	0,42	200	0,21	100

III.5.1.2.2. Analyse des courbes cumulées et indices granulométriques

L'observation des courbes cumulées a aussi permis d'identifier les différents quartiles et de ressortir les indices granulométriques consignés dans le tableau 9 :

La synthèse des analyses granulométriques par échantillon se présente ainsi qu'il suit :

Il présente une courbe cumulée en formes de « S » non étalé et a très faible pente, ses paramètres de trask : Qdphi = 0,41 ; So = 1,75 ; As = 0,83 traduisent que le sédiment est hétérométrique, moyennement trié, mal classé, avec un dépôt majoritaire des éléments moyens, (L'asymétrie est dite négative).

Cet échantillon présente une courbe en formes de « S » non étalé. La pente de cette courbe est faible, ce qui indique le sédiment est hétérométrique. Ses paramètres de trask : Qdphi = 0,57 ; So = 1,74 ; As = 1,32 traduisent que le sédiment est moyennement trié, moyennement classé, (l'asymétrie est positive).

Il présente également une courbe en formes de « S » non étalé. La pente de cette courbe est faible, ce qui indique que le sédiment est hétérométrique. Ses paramètres de trask : Qdphi = 0,45 ; So = 1,80 ; As = 0,92 traduisent que le sédiment est moyennement trié, mal classé, avec un dépôt marqué par un enrichissement en particules moyennent, (sédiment peu évolué).

Il présente une courbe en formes de « S » non étalé. La pente de cette courbe est forte, ce qui indique que le sédiment est homométrique. Ses paramètres de trask : Qdphi = 0,35 ; So

= 1,53 ; As = 1,08 traduisent que le sédiment est bien trié, moyennement classé, avec un dépôt marqué par un enrichissement en particules fines, (l'asymétrie est positive).

CONCLUSION SUR LA GRANULOMETRIE :

L'analyse granulométrique des échantillons de grès prélevés dans la localité de Mbillah s'est faite à partir des courbes cumulées et des histogrammes. L'examen de cette analyse révèle les informations suivantes :

? Les courbes cumulées des échantillons sont en forme de « S » non étalé ;

III.5.2. Etude pétrographique

Pour l'étude pétrographique, trois lames minces ont été confectionnées à partir des échantillons Mb1, Mb2 et Mb3.

III.5.2.1. Echantillon Mb1

L'observation microscopique (fig. 21) de la lame mince Mb1 montre une roche à texture jointive avec des particules mal classées. Cette roche a une structure massive. Les minéraux constitutifs de cette roche sont : quartz, feldspaths et muscovite. Ces cristaux sont séparés par un liant.

Il est principal minéral de la roche avec une proportion de 70 à 80% environ, par endroit anguleux et quelque fois subarrondi. La taille des cristaux de quartz varie entre 2 - 0,2 mm. Des contacts plans et concavo-convexes sont observés entre les grains de quartz. Ces grains montrent par endroit des microfractures. On observe également des sutures et des surfaces d'engrenages au contact des grains de quartz.

Les feldspaths sont représentés par le microcline (7%) et le plagioclase (3%). Ces minéraux se présentent sous forme de plages altérées en argile et plus ou moins colorées par des oxydes de fer. Leur taille varie entre 1,1 - 0,2 mm ;

Elle représente environ 3 à 5% de la roche et se présente en paillettes parfois allongés (poinçonnement) au contact plan entre quartz et feldspath, de taille comprise entre 1,3 - 0,2

Il représente environ 15 à 30% du volume totale de la roche et est représenté par l'oxyde de fer (20%) et l'argile (15%).

Figure 21: Observation au microscope optique des lames minces Mb1 en LPA : Qtz = quartz ; Fp = feldspaths plagioclase : Qtz p = quartz polycristallin

III.5.2.2. Echantillon Mb2

Cette lame présente une texture grossière (fig. 22) avec des particules mal classées. La roche Mb2 a une structure massive. Les éléments figurés observés dans cette roche sont : quartz, feldspaths et muscovite. Ces éléments sont réunis par un liant.

Le quartz est le principal minéral de la roche avec une proportion de 60 à 70% environ, de taille comprise entre 1,2 - 3 mm. On observe également des contacts plans et concavo-convexes entre les grains de quartz de formes anguleuses à subarrondies. Ces grains montrent des microfractures.

Ils représentent environ 5% de la roche : microcline (2%) et plagioclase (3%). Ils sont représentés sous forme de plages altérées en argile et colorées par des oxydes de fer. Leur taille varie entre 1-2 mm environ.

Elle représente environ 3 à 5% de la roche et se présente en paillettes, de taille comprise entre 1,3 - 0,5 mm, elle est parfois issus de l'altération des feldspaths.

Le liant, constitué d'oxyde de fer et d'argile représente environ 30 à 40% du volume totale de la roche.

Figure 22: Observation au microscope optique des lames minces Mb2 en LPA : Qtz = quartz ; Fp = feldspaths plagioclase : Qtz p = quartz polycristallin

III.5.2.3. Echantillon Mb3

L'observation microscopique (fig. 23) de la lame mince Mb3 montre une roche de texture grossière avec des particules mal classées par endroit. Cette roche a une structure massive. Elle est constituée par ordre d'importance du quartz, des feldspaths et de la muscovite.

Le quartz est le principal minéral de la roche avec une proportion de 70 à 80% environ, anguleux par endroit et quelque fois subarrondi. La taille des cristaux de quartz varie entre 3 - 0,2 mm. Ces cristaux montrent des microfractures, des sutures et des surfaces d'engrenages entre les grains de quartz. Des contacts plans et concavo-convexes sont également observés.

Les feldspaths sont représentés par le microcline et le plagioclase. Ces deux minéraux occupent respectivement 5 à 10% environ du volume total de la roche. Ils sont représentés sous forme de plages altérées en argile et plus ou moins colorées par des oxydes de fer. Leur taille varie entre 1,1 - 0,2 mm.

Elle représente environ 3 à 5% du volume total de la roche et se présente en paillettes parfois allongés au contact intergranulaire entre quartz et feldspath, de taille comprise entre 1,3 - 0,2 mm.

Le liant occupe environ 20 à 30% du volume total de la roche et est représenté par l'oxyde de fer et l'argile.

Figure 23: Observation au microscope optique des lames minces Mb3 en LPA : Qtz = quartz ; Fp = feldspaths plagioclase : Figure 24: Observation au microscope optique des lames minces Mb3 en LPA : Qtz = quartz ; Fp = feldspaths plagioclase : Qtz p = quartz polycristallin

III.5.3. Analyse géochimique

III.5.3.1. Géochimie des éléments majeurs : Comportement des éléments majeurs

Le tableau 10 présente les proportions de certains éléments majeurs (en %) dans les échantillons Mb1, _Mb2, Mb3 et Mb4. Les valeurs en SiO2 varient de 59,2 à 74,3%. A part l'échantillon Mb1, ces valeurs sont toutes supérieures à celle du PAAS (62,8) et de l'UCC (66). La teneur moyenne en SiO2 (67,78) est nettement supérieure au PAAS et à l'UCC. Les teneurs en _Al2O3 varient de 12,3 à 18,15% et sont inversement proportionnelles à celle du SiO2. Elles sont toutes inférieures au PAAS (18,9) et supérieures à l'UCC (15,2) dans les échantillons Mb1 et Mb3. Ces valeurs dans les matériaux Mb2 et Mb4 sont inférieures à l'UCC (15,2). La teneur moyenne de _Al2O3 (14,95) est légèrement inférieure au PAAS et à l'UCC. La teneur la plus élevée en _Fe2O3 s'observe dans l'échantillon Mb1 (15,18%). Elle représente deux fois à peu près la valeur du PAAS (6,5) et trois fois celle de l'UCC (5). Les autres échantillons montrent les teneurs variant entre 0,45 et 3,17%. La proportion moyenne en _Fe2O3 (5,17%) est inférieure au PAAS et légèrement supérieure à l'UCC.

La teneur la plus élevée en 1(2O s'observe dans l'échantillon Mb3 (5,45%). Les autres échantillons montrent des teneurs variant entre 2,29 et 3,07%. La proportion moyenne en 1(2O (3,4%) est inférieure au PAAS(3,7) et égale à l'UCC (3,4).

Toutes les teneurs de CaO (0,01-0,59), MgO (0,07-0,64) et Na2O (0,06-0,18) sont inférieures aux PAAS et à l'UCC. Leurs moyennes varient de 0,14 à 0,36%.Toutes les teneurs de MnO (0,01-0,032) sont inférieures au PAAS (0,1) et à l'UCC (0,1).

Les teneurs en TiO2 et _P2O5 sont inférieures à l'unité. La proportion moyenne en TiO2 (0,73) est inférieure au PAAS (0,99) et à peu près égale à l'UCC (0,7).

Les éléments majeurs ont été normalisés suivant les standards PAAS et UCC (Taylor and McLennan, 1985). Cette normalisation permet d'apprécier les écarts des teneurs des différents éléments par rapport à l'UCC et au PAAS. Ces écarts sont représentés par des pics et creux distinctifs. Les spectres des échantillons (fig. 24) _Mb2, Mb3 et Mb4 présentent des évolutions à peu près similaires. Le spectre des éléments majeurs par rapport à l'UCC présente des évolutions à peu près identiques à celui du PAAS (fig. 25).

Les diagrammes de Harker de certains éléments majeurs (fig. 26), ainsi que le tableau de corrélation linéaire des éléments traces et majeurs (tableau 11) ont été réalisés. Dans ces diagrammes, les éléments majeurs peuvent être subdivisés en cinq classes en fonction de leurs comportements ou leurs corrélations avec le SiO2.

Cette subdivision est établie en prenant en compte la valeur donnée par le coefficient de la corrélation (r).

L'objectif visé est de connaitre l'intensité du lien existant entre les différents éléments placés en ordonnées et le SiO2 placé en abscisse. Ainsi, la première classe comprend les oxydes qui présentent une très bonne corrélation négative avec le SiO2. Il s'agit de _Fe2O3 (r = - 0,95), de MnO (r = -0,92) et de _Al2O3 (r = -0,87). La deuxième classe comprend uniquement un oxyde qui présente une assez bonne corrélation négative avec le SiO2. Il s'agit du Na2O (r = - 0,69). La troisième classe comprend un seul oxyde qui présente une très mauvaise corrélation négative avec le SiO2. Il s'agit du K2O (r = - 0,10). La quatrième classe comprend les oxydes qui présentent une assez bonne corrélation positive avec le SiO2. Il s'agit du TiO2 (r = 0,42) et du MgO (r = 0,61). La cinquième classe comprend les oxydes qui présentent une très mauvaise corrélation positive avec le SiO2. Il s'agit du CaO (r = 0,17) et du _P2O5 (r = 0,21).

Tableau 10: Teneurs (en % d'oxydes) des éléments majeurs des échantillons Mb1, Mb2, Mb3 et Mb4

ELEMENTS MAJEURS	LD	ECHANTILLONS				MOYENNES	PAAS	UCC
ELEMENTS MAJEURS	LD	Mb1	Mb2	Mb3	Mb4	MOYENNES	PAAS	UCC
SiO2	0,01	59,2	70,15	68,3	74,3	67,98	62,8	66
TiO2	0,01	0,69	0,6	0,79	0,86	0,735	1	0,5
Al2O3	0,01	18,15	12,5	16,85	12,3	14,95	18,9	15,2
Fe2O3	0,01	15,18	3,17	1,91	0,45	5,1775	6,5	4,5
MnO	0,01	0,07	0,4	0,64	0,36	0,36	0,11	0,1
MgO	0,01	0,07	0,4	0,64	0,36	0,3675	2,2	2,2
CaO	0,01	0,05	0,59	0,05	0,01	0,175	1,3	4,2
Na2O	0,01	0,18	0,12	0,21	0,06	0,1425	1,2	3,9
K2O	0,01	2,91	3,07	5,45	2,29	3,43	3,7	3,4
P2O5	0,01	0,04	0,6	0,04	0,03	0,17	0,16	0,17
LOI	0,01	3,65	8,78	6,01	9,98	7,10	-	-
Total	0,11	100,21	100	100,26	100,65	100,232	97,95	100,17
CIA	-	85,25	76,78	74,69	83,90	80,15	88,36	56,93
PIA	-	98,51	93	97,77	99,31	97,14	85,94	59,30
SiO2/Al2O3	-	3,26	5,61	4,05	6,04	4,74	3,31	4,34
K2O/Al2O3	-	0,16	0,25	0,32	0,19	0,23	3,08	0,22
Al2O3/TiO2	-	26,30	20,83	21,33	14,30	20,69	18,98	30,4
K2O/Na2O	-	16,16	25,58	25,95	38,16	26,46	3,08	0,87
MgO/Al2O3	-	0,004	0,03	0,04	0,03	0,026	0,11	0,14
Log (Fe2O3/K2O)	-	0,72	0,01	- 0,46	- 0,71	-0,11	0,24	0,11
Log (K2O/Na2O)	1,21	1,41	1,41	1,58	1,38	0,49	-0,06	1,21
Log (SiO2/Al2O3)	-	0,51	0,75	0,61	0,78	0,66	0,52	0,64
Al2O3+K2O+Na2O	-	21,24	15,69	22,51	14,65	18,52	23,88	22,5

LD = limite de détection ; CIA (%) = [(Al2O3) / (Al2O3+CaO+Na2O+K2O)] x 100 Nesbitt et Young (1984). PIA (%) = [Al2O3-K2O/ (Al2O3+CaO+Na2O-K2O)] x 100 Nesbitt et Young (1982), Fedo et al. (1995); PAAS: Post-Archean Average Australian Shale (Taylor and McLennan, 1985); UCC: Upper Continental Crust (Taylor and McLennan, 1985).

III.5.3.2. Géochimie des éléments traces

Les concentrations en éléments traces dans différents échantillons sont consignées dans le tableau 12. Les teneurs en chrome varient entre 10 et 110 ppm. Les valeurs maximales sont observées dans le matériau Mb2 (110ppm) et les minimales dans celui de Mb1 (10 ppm). Le césium est inférieur à l'unité (0,9 ppm) dans l'échantillon Mb1 et maximale dans l'échantillon Mb4. Les teneurs en gallium oscillent entre 19,5 et 36,21 ppm respectivement dans les matériaux Mb1 et Mb4. On observe les teneurs minimales en niobium (17 ppm et 22 ppm) respectivement dans les échantillons Mb3 et Mb2 et les teneurs maximales dans l'échantillon Mb1 (26,7ppm) et Mb4 (25,5ppm). Les concentrations de l'hafnium varient entre 16,97 et 42,63 ppm respectivement dans les matériaux Mb2 et Mb4. Les teneurs en rubidium varient entre 77 et 154,65 ppm. La valeur maximale est obtenue dans le matériau Mb4 et la valeur minimale dans Mb1. Les teneurs de l'étain oscillent entre 1 et 5 ppm. Les valeurs minimales sont obtenues dans l'échantillon Mb2 et les valeurs maximales dans les échantillons Mb1 et Mb4. Les teneurs en strontium varient entre 161,5 et 341 ppm. Les teneurs maximales et minimales sont enregistrées respectivement dans les matériaux Mb4 et Mb2. Le tantale et l'uranium présentent des comportements similaires. L'échantillon Mb4 présente les teneurs minimales (0,89 et 2,62) ppm tandis que l'échantillon Mb3 montre les teneurs maximales (1,6 et 8,05) ppm respectivement pour T_a et U. Les teneurs minimale (13,98 ppm) et maximale (24,95ppm) du thorium sont enregistrées respectivement dans les échantillons Mb1 et Mb4. Le vanadium présente une teneur minimale et maximale respectivement dans les matériaux Mb3 (53 ppm) et Mb1 (171ppm). Les valeurs en tungstène sont toutes égales à l'unité. Les teneurs minimale (11,56ppm) et maximale (114,9ppm) de l'yttrium sont observées respectivement dans les échantillons Mb1 et Mb4. Les teneurs du zirconium oscillent entre (169 et 723) ppm respectivement dans les matériaux Mb2 et Mb3 et présentent une valeur moyenne de 422,75ppm après le baryum (1205,25ppm).

Tous les échantillons présentent soit un léger enrichissement, soit un léger appauvrissement en éléments traces par rapport au PAAS et à l'UCC.

Les éléments traces ont été normalisés suivant les standards PAAS, UCC (Taylor and McLennan, 1985) et Chondrite (Wood et al., 1979b). Le spectre des éléments traces par rapport au PAAS et à l'UCC montre des allures identiques (fig. 27 et 28). Au contraire le spectre des traces par rapport à la chondrite met en évidence des faibles valeurs de Cr, V et dans une moindre mesure de Y (fig. 29).

Le tableau de corrélation de certains éléments traces et majeurs a été réalisé (tableau. 11). En fonction des corrélations entre les divers éléments, ceux-ci peuvent être subdivisés en deux

groupes. Le premier groupe comprend les éléments traces et majeurs qui présentent de très fortes corrélations négatives entre eux. Il s'agit des corrélations entre Cs-Al2O3 (r = -0,94), entre Ga-Al2O3 (r = -0,99), entre Ga-Na2O (r = -0,93), entre Nb-MgO (r = -0,91), entre Nb -1(2O (r = - 0,91), entre Sr -MnO (r = -0,91), entre Sr -Fe2O3 (r = -0,93), entre V - MnO (r = -0,92) et entre Y - Al2O3 (r = -0,95). Le deuxième groupe comprend les éléments traces et majeurs qui présentent de très fortes corrélations positives entre eux. Il s'agit des corrélations entre Ba-Ti2O2 (r = 0,90), entre Cr-P2O5 (r = 0,96), entre Cr -CaO (r = 0,96), entre Cr-P2O5 (r = 0,96), entre Cs - SiO2 (r = 0,95), entre Rb - Ti2O2 (r = 0,96), entre Cs -SiO2 (r = 0,95), entre Rb - Ti2O2 (r = 0,96), entre Sr -SiO2 (r = 0,93), entre Th -TiO2 (r = 0,91), entre U - Na2O (r = 0,91), entre U - 1(2O (r = 0,96), entre V - Fe2O3 (r = 0,97) et entre V - MnO (r = 0,99).

Tableau 11: Tableau de corrélation linéaire de certains éléments traces et majeurs

IV.5.3.3. Géochimie des terres rares

Les concentrations en terres rares dans différents échantillons sont consignées dans le tableau 13. Le praséodyme et l'holmium présentent un même comportement. Les valeurs minimales du Pr (3,88 ppm) et de Ho (1,38 ppm) sont enregistrées dans l'échantillon Mb1

tandis que les maximales du Pr (10,72ppm) et du Ho (1,97ppm) sont plutôt dans celui de Mb2. Le néodyme et le gadolinium montrent également un comportement similaire. Les teneurs oscillent entre 16,91 et 46,8 ppm pour le Nd et entre 3,22 et 7,2 ppm pour Gd respectivement dans les matériaux Mb4 et Mb2. L'europium et le thulium présentent aussi un comportement semblable. Les teneurs en Tm varient entre 0,13 et 0,61 ppm et celles de L'europium entre 1,05 et 3,4 ppm respectivement dans les matériaux Mb3 et Mb4. Les teneurs en Lanthane oscillent entre (19,7 et 51,51) ppm respectivement dans les matériaux Mb2 et Mb4. Le cérium présente une teneur minimale et maximale respectivement dans les matériaux Mb2 (36 ppm) et Mb1 (123ppm). Les teneurs en samarium fluctuent entre 5,6 et 12,36 ppm. La valeur minimale est observée dans Mb4 tandis que la valeur maximale est plutôt dans Mb1.

La normalisation des terres rares par rapport aux valeurs de la chondrite d'après Wood et al. (1979b) montre que les terres rares ont des concentrations très élevées par rapport à celle de la chondrite. (fig. 30). Les spectres laissent apparaître un enrichissement en terres rares légères (0,26< (La/Sm)N <1,34) par rapport au terres rares lourdes (0,61< (Gd/Yb)N<3,91).

Tableau 12: Teneurs (en ppm) des éléments traces des échantillons Mb1, Mb2, Mb3 et Mb4

ELEMENTS TRACES	L.D	ECHANTILLONS				MOYENNES	PAAS	UCC
ELEMENTS TRACES	L.D	Mb1	Mb2	Mb3	Mb4	MOYENNES	PAAS	UCC
Ba	0,5	895	967	1450	1509	1205,25	650	550
Cr	10	10	110	40	20	45,00	110	83
Zr	0,01	458	169	723	341	422,75	210	190
Cs	0,01	0,9	2,61	1,75	3,47	2,18	5,16	4,6
Th	0,05	13,98	14	18,5	24,95	17,86	14,6	10,7
U	0,05	4,9	3,52	8,05	2,62	4,77	3,1	2,8
V	5	171	71	53	72	91,75	150	107
W	1	4	1	2	5	3,00	-	5,5
Hf	0,2	32,04	16,97	20,73	42,63	28,09	5	5,8
Nb	0,1	26,7	22	17	25,5	22,80	19	12
Sr	0,05	313	161,5	249,8	341	266,33	200	350
Y	0,5	11,56	77,65	18,05	114,9	55,54	27	22
Ta	0,1	1,2	1,5	1,6	0,89	1,30	1,28	1
Ga	0,1	19,15	32,98	21,77	36,21	21,53	20	17
Rb	0,2	77	69,89	121	154,65	105,64	160	112
Sn	1	4	1	2	5	3	-	-
U / Th	1,00	0,35	0,25	0,44	0,11	0,29	0,21	0,26
Th / U	1	0,08	0,20	0,35	0,35	0,19	0,10	0,10
Zr / Nb	0,10	0,75	1,74	1,09	3,90	1,68	576,92	1,59
Zr / Th	0,20	0,06	0,19	0,09	0,14	0,12	1,03	0,33

L.D: limite de detection, PAAS: Post-Archean Average Australian Shale (Taylor and McLennan, 1985); UCC: Upper Continental Crust (Taylor and McLennan, 1985).

Tableau 13: Teneurs (en ppm) des terres rares des échantillons Mb1, Mb2, Mb3 et Mb4

TERRES RARES	L.D	ECHANTILLONS				MOYENNES	PAAS	UCC
TERRES RARES	L.D	Mb1	Mb2	Mb3	Mb4	MOYENNES	PAAS	UCC
La	0,5	39,9	19,7	48,17	51,51	39,82	38,2	30
Ce	0,5	123	36,3	107	52,8	79,78	79,6	64
Pr	0,03	3,88	10,72	9,39	8,85	8,21	8,83	7,1
Nd	0,1	20,19	46,8	22	16,91	26,48	33,9	26
Sm	0,03	12,36	10,9	7,08	5,6	8,99	5,55	4,5
Eu	0,03	2,89	2,09	1,05	3,4	2,36	1,08	0,88
Gd	0,05	4,39	7,2	4,57	3,22	4,85	4,66	3,8
Tb	0,01	0,89	0,92	0,39	0,61	0,70	0,77	0,64
Dy	0,05	9,72	5,91	10,37	6,51	8,13	4,68	3,5
Ho	0,01	1,38	1,97	1,95	1,51	1,70	0,99	0,8
Er	0,03	6,2	8,77	2,02	0,93	4,48	2,85	2,3
Tm	0,01	0,24	0,43	0,13	0,61	0,35	0,41	0,33
Yb	0,03	0,68	2,63	0,99	3,18	1,87	2,82	2,2
Lu	0,01	0,16	0,4	0,34	0,21	0,28	0,43	0,32
? ~~~	-	225,88	154,74	215,45	155,85	187,98	184,77	146,37
LREE	-	186,97	113,52	186,56	130,07	154,28	160,53	132,48
HREE	-	23,66	28,23	20,76	16,78	22,36	12,18	13,89
LREE/HR EE	-	7,90	4,02	8,98	7,75	7,16	13,18	9,54
La / Sm	16,6 7	3,23	1,81	6,80	9,20	5,26	6,88	6,67
La / Lu	50,0 0	249,38	49,25	141,68	245,29	171,40	88,84	93,75
Ce/Ce*	-	2,28	0,73	1,16	0,57	1,19	1	1
Eu/Eu*	-	1,85	1,11	0,87	3,77	1,90	1	1
(La/Yb) N	-	4,33	0,55	3,59	1,20	2,42	9,15	9,21
(La/Sm) N	-	0,47	0,26	0,99	1,34	0,77	4,33	4,20
(Gd/Yb) N	-	3,91	1,66	2,79	0,61	2,24	1,34	1,40

PAAS : Post-Archean Average Australian Shale (Taylor and McLennan, 1985) ; UCC : Upper Continental Crust (Taylor and McLennan, 1985). L.D: limite de détection. Ce/Ce* = (Ceéchantillon/CePAAS) / (Laéchantillon/LaPAAS) 1/2(Préchantillon/PrPAAS) 1/2 ;

Eu/Eu*= (Euéchantillon /EuPAAS) / (Sméchantillon/SmPAAS)^1/2(Gdéchantillon/GdPAAS)^1/2 ;

(Gd/Yb)N= (Gdéchantillon /GdPAAS) / (Ybéchantillon/YbPAAS) ; (La/Yb)N= (Laéchantillon /LaPAAS) / (Ybéchantillon/YbPAAS) ; (La/Sm) N =(Laéchantillon /LaPAAS) / (Sméchantillon/SmPAAS).

CHAPITRE IV : DISCUSSION ET ESSAI D'INTERPRETATION

IV. DONNEES GRANULOMETRIQUES

Les résultats d'analyses granulométriques montrent que les grès prélevés dans la

localité de Mbillah sont mal classés. L'allure unimodale des histogrammes indique une seule source des sédiments ou le résultat des phénomènes dynamiques semblables dans tous les cas.

IV.1. DONNEES PETROGRAPHIQUES

Les formations sédimentaires de Mbillah ne montrent aucun granoclassement. Ces roches sédimentaires sont toutes granuleuses au toucher et ne réagissent pas avec l'acide chloridrique dilué à froid. L'observation microscopique montre que la texture est grossière parfois jointive et mal classée. La structure globale est massive. Le quartz est le principal minéral de la roche. Il se présente en grains subarrondis, les contacts plans et concavo-convexes sont observés entre les grains de quartz jointifs. De même, des sutures et surfaces d'engrenages sont observées entre les particules de quartz ; des microfractures sont également observées. Les feldspaths ont des tailles variées et se présentent sous forme de plages dont les bordures sont altérées. La matrice argileuse interstitielle semble provenir de l'altération des feldspaths. Cette argile est parfois colorée par des oxydes de fer. La roche est un grès argilo-ferrugineux. Les surfaces de contacts concavo-convexes entre les grains de quartz, les sutures sous forme d'engrenages, les contacts plans, les microfractures et les poinçonnements des micas sont les marques de la compaction du matériel sédimentaire, révélateurs d'une diagenèse d'enfouissement (Bessong, 2012).

La présence des feldspaths aussi bien des plagioclases que le microcline témoigne

d'un sédiment peu mature. Ceci est en accord avec des grains de quartz anguleux ou

subanguleux toujours sans nourrissage. L'aspect grenu au toucher de la roche indique que le

plant de séparation des parties de la roche cassée contourne les grains sans les toucher. Ceci

indique un état d'agrégation imparfait malgré l'état de compaction cité plus haut.

IV.2. DONNEES GEOCHIMIQUES

IV.2.1. Classification géochimique

L'analyse géochimique des échantillons de roche de Mbillah montre que les teneurs en SiO2 sont toujours très élevées, supérieures à celles du PAAS et de l'UCC. Les teneurs en Al2O3 varient de 12,3 à 18,15 % et sont inversement proportionnelles à celle du SiO2. Les diagrammes de Harker montrent de très bonnes corrélations négatives du SiO2 avec le Fe2O3 (r = - 0,95), le MnO (r = -0,92) et le Al2O3 (r = -0,87). Tous les échantillons présentent soit

un léger enrichissement, soit un léger appauvrissement en éléments traces par rapport au PAAS et à l'UCC (tableau.13).

De nombreux diagrammes de discrimination géochimique pour classifier les sédiments ont été mis au point (Herron, 1988; Pettijohn et al., 1972; Roser et Korsch, 1986). Herron, (1988) présente une classification qui permet de distinguer les lithologies des roches à tendance silicoclastique selon leurs proportions logarithmiques de SiO2/Al2O3 en fonction Fe2O3/K2O. Le rapport SiO2/Al2O3 permet la distinction entre les sédiments riches en quartz et les sédiments riches en argile. Le rapport Fe2O3 / K2O est utilisé comme un indicateur de stabilité minéralogique. Dans la figure 32 de la classification géochimique définie par Herron (1988), l'échantillon Mb1 est classé dans les Fe-shales (argiles ferreuse), le matériau Mb2 dans les litharenites, le matériau Mb3 dans les wackes (argiles silteuses) et le matériau Mb4 est une arkose.

IV.2.2. Provenance

La signature géochimique des sédiments a été utilisée afin de déterminer les caractéristiques de provenance probable (Olugbenga et al., 2012). Les éléments majeurs donnent des informations sur la composition de la roche de la zone de provenance, les caractéristiques des roches sources et l'effet des processus sédimentaires telle que l'altération.

Les rapports Al2O3 / TiO2 de plusieurs roches clastiques sont utilisés pour déduire la composition de la roche source (Hayashi et al., 1997). Les valeurs de ce rapport entre 3 et 8 sont attribuées aux roches mafiques ; elles sont de 8 à 21 pour les roches intermédiaires et de 21 à 70 pour les roches felsiques. Les rapports Al2O3/TiO2 des échantillons étudiés (tableau 10) varient entre 14,30 et 26,30 pour une moyenne de 20,69, ce qui signifie qu'ils sont issus des roches intermédiaires à felsiques.

Afin d'affiner la provenance ou l'origine des échantillons, les diagrammes de Amajor, (1987) et Hayashi et al. (1997) sont utilisés. Le diagramme de TiO2 en fonction de Al2O3 d'après Amajor, (1987) est utilisé afin de distinguer les roches granitiques des roches basaltiques. La figure 31a révèle que la quasi totalité des échantillons ont une source basaltique-granitique. Le diagramme de TiO2 en fonction de Zr d'après Hayashi et al. (1997) est utilisé afin de déduire la source probable des échantillons puisque la relation entre ces entités permet de dire si les roches sources sont de type felsique, intermédiaire ou basique. La figure 31b montre que les échantillons sont dans la région des roches intermédiaires à felsiques.

En plus, les données de terres rares (REE) donnent également des indices sur les caractéristiques de la roche source. Les hautes proportions de LREE/HREE sont caractéristiques des roches felsiques alors que les roches mafiques ont des basses proportions de LREE/HREE (Cullers, 1994). Les valeurs des rapports LREE/HREE (entre 4,02 et 8,98) du tableau 13 confirment donc la source felsique des sédiments.

D'autre part, les éléments traces et surtout les moins mobiles tels que les terres rares (REE), Th, Cr, Zr et Y, ont été considérés comme des indicateurs importants de la provenance à cause de leur immobilité durant les processus sédimentaires (Guanqiang et al., 2008). Par exemple les éléments tels que : La, Th, et Zr sont enrichis dans les roches felsiques alors que les roches mafiques sont plutôt enrichies en CO, Cr et Sc. En comparant ces valeurs au

PAAS (tableau 13), les échantillons ont des teneurs élevées en La, Th, Zr. Ceci suggère alors une source plus felsique que celles du PAAS. Ainsi, tous ces résultats amènent à conclure que les formations sédimentaires de Mbillah seraient probablement issues des roches felsiques à intermédiaires.

Figure 31: a) Diagrammes de TiO2 en fonction de Al2O3 (d'après Amajor, 1987), b) diagramme de TiO2 en fonction de Zr (d'apres Hayashi; 1997)

Figure 32: Diagramme de classification géochimique des sédiments (Herron, 1988)

IV.2.3. Degré d'altération

L'altération implique la transformation des minéraux instables, principalement les feldspaths et les micas en argiles. Parallèlement, la diagenèse implique communément l'altération des feldspaths et des autres minéraux instables en argile. En conséquence, il peut être difficile de distinguer ces processus géochimiquement (Hower et al., 1976; Helmhold et van de Kamp, 1984).

L'intensité de l'altération des roches sources est contrôlée par la composition de la roche source, les conditions climatiques environnantes, la durée de l'altération et même le cadre tectonique de la région de la source. Dans ce travail, afin de définir et quantifier le degré d'altération des sédiments, des indices d'altérations chimiques telles que: le CIA, le PIA (Nesbitt et Young, 1982) et/ou le diagramme de type A-CN-K (Nesbitt et Young, 1982) sont utilisés.

Les indices d'altération sont des révélateurs importants du niveau d'altération. Dans le tableau 10, les hautes valeurs de PIA (entre 93 et 99,31) signifient qu'il y'a destruction des feldspaths et ce pendant l'altération, le transport fluvial, la sédimentation et la diagenèse. Ainsi, durant les étapes initiales de l'altération des roches porteuses de feldspaths, le Ca est lessivé plus rapidement que le Na et K, ceci signifie que les plagioclases s'altères plus vite que les feldspaths alcalins. Des valeurs de CIA variant entre 75 et 86 (McLennan et al., 1983)

suggèrent que les roches sources ont subi une altération rigoureuse. Ce qui est le cas pour les échantillons étudiés où les valeurs de CIA oscillent entre 74,69 et 85,25 (tableau 10). Ces valeurs sont également soutenues par les fortes valeurs de PIA, toutes les deux confirmant un degré élevé d'altération malgré les restes de feldspaths observés qui étaient en cours d'altérations. Les valeurs de PIA et de CIA reflètent aussi une grande quantité d'argile et donc l'altération intense des feldspaths.

Dans le diagramme A-CN-K (Al2O3-(CaO + Na2O)-K2O) (avec CaO = teneur en CaO dans les silicates) de la figure 33 les échantillons se situent en haut de la ligne médiane de plagioclase-k-feldspath. Ils sont alignés le long de l'axe A-K vers le pôle Al2O3. Cette disposition reflète une altération intense mais probablement aussi des phénomènes diagénétiques accompagnés de l'enrichissement en potassium (K). En effet, Fedo, (1995) et Fedo et al. (1999) démontre que la kaolinite des milieux sédimentaires peut se transformer en Illite avec enrichissement de sa structure en potassium (K) et dans ce cas, les sédiments concernés sont souvent généralement plotés tout près de l'axe A-K.

D'autre part, l'effet de la météorisation dans la région source est connu grâce au contenu des éléments alcalins et alcalino-terreux des roches sédimentaires terrigènes (Nesbitt et al., 1980). Les cations avec un rayon ionique relativement large, tels que Cs, Rb, et Ba, sont souvent fixés dans les profils de météorisation par les phénomènes d'échange préférentiel et d'adsorption par les argiles, tandis que les petits cations, tels que Na, Ca, et Sr sont lessivés sélectivement des profils de la météorisation (Nesbitt et al., 1980). Une mesure de l'intensité de la météorisation est donnée par le CIA (>75%) (Nesbitt et Young, 1982). Les valeurs de CIA relativement élevées (74,69 à 85,25) témoignent de l'altération intense des sédiments (Nesbitt et Young, 1982).

IV.2.4. Conditions tectoniques

Plusieurs études ont démontré que la composition des roches sédimentaires est contrôlée par les conditions tectoniques de leur région d'origine. Afin de déduire la configuration tectonique de la zone d'étude, le diagramme de Maynard et al. (1982) a été réalisé. Ce diagramme utilise les relations entre les rapports de SiO2 /Al2O3 et K2O/Na2O (tableau 10) qui fournissent la configuration tectonique probable des conditions tectoniques de la zone source. Dans la figure 34, les échantillons se situent dans la zone de marge passive (PM). Les formations de Mbillah se seraient déposées dans la zone de marge passive. Ceci est en accord avec les conditions tectoniques du sous-bassin de Douala évoquées par Njiké Ngaha (1984).

Figure 33: Diagramme de distribution des compositions chimiques des roches totales : diagrammes de type A-CN-K (Nesbitt et Young, 1982)

Figure 34: Diagramme de configuration tectonique (Maynard et al., 1982), A1 : configuration d'arc, détritus basaltique et andésitique; A2 : configuration d'arc évolué, détritus plutonique felsique ; ACM : Marge Continentale Active ; PM : Marge Passive.

IV.3. PALEOENVIRONNEMENT

Pour caractériser l'environnement marin ou non-marin des échantillons, le diagramme de Roaldset (1973) est utilisé. Ce diagramme est fonction des relations entre les rapports de K2O/ Al2O3 et MgO /Al2O3 (tableau 10). La figure 35 ci-dessous montre que la majorité des échantillons se situe dans la région non-marine.

D'après Regnoult (1986) les Formations sédimentaires (Mundeck) de Mbillah faisant partie de la bordure Nord-est du sous bassin de Douala se seraient déposée dans un environnement fluvio-deltaïque. Il s'agit d'un environnement non marin, ce qui est en accord avec les résultats de ces travaux.

Figure 35: Diagramme de caractérisation de l'environnement (Roaldset, 1973)

CONCLUSION GENERALE ET PERSPECTIVES

Dans ce travail qui porte sur la Caractérisation sédimentologique et géochimique des successions sédimentaires de Mbillah, une étude pétrographique et géochimique des successions sédimentaires a été faite dans le but de déterminer l'origine, l'état d'altération des roches sources et l'environnement tectonique des dépôts des formations de ces sédiments.

? Sur le plan granulométrique, les sédiments de la zone d'étude sont des grès à grains majoritairement moyen. Ils sont plus ou moins mal classés ;

? Sur le plan pétrographique, les formations sédimentaires de Mbillah sont uniquement constituées des grès. L'étude microscopique des roches montrent qu'elles sont constituées par ordre d'importance de quartz, feldspaths (microcline et plagioclase) et muscovite. Ces particules sont soit unies par une matrice argileuse, soit unies par un ciment ferrugineux ;

? Sur le plan géochimique, les successions sédimentaires de Mbillah proviendraient des roches intermédiaires à felsiques et se seraient déposées dans un contexte tectonique de marge passive. Ces faciès se seraient mis en place dans un environnement fluvio-deltaïque.

Sous réserve de l'estimation des gisements, des aspects utilitaires peuvent être trouvés aux roches sédimentaires de Mbillah. Les grès sont très abondants, ils peuvent être utilisés par la population pour leurs constructions et pour les travaux du génie civil.

Au terme de cette étude préliminaire sur la Caractérisation sédimentologique et géochimique des successions sédimentaires de Mbillah, les problèmes géologiques de ce secteur sont loin d'être résolus. Des conclusions plus élaborées nécessitent des travaux complémentaires pour améliorer la connaissance de ces roches.

Un certain nombre de points restent à définir et pourront faire l'objet des travaux futurs. Pour cela, il conviendrait d'effectuer:

? Une étude sismique pour déterminer l'épaisseur réelle de la pile des sédiments au contact du socle;

? Poursuivre l'analyse géochimique sur tous les échantillons afin de compléter cette étude.

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