Etude géologique résumée du gourma (Afrique occidentale) un

Transcription

N° 143
Série E
THÈSE
présentée
A LA FACULTÉ DES SCIENCES DE L'UNIVERSITÉ DE CLERMONT-FERRAND
pour obtenir
LE GRADE DE DOCTEUR ÈS SCIENCES NATURELLES
par
Rudolf REICHELT
....,
\,
\
ÉTUDE GÉOLOGIQUE RÉSUMÉE DU GOURMA (AFRIQUE OCCIDENTALE)
UN uSEUIL" ET UN BASSIN DU PRÉCAMBRIEN SUPÉRIEUR
Soutenue publiquement le 27 mars 1971 devant la Commission d'Examen
Président:
M.
M. ROQUES, Professeur
Examinateurs: M.M. P. LAPADU-HARGUES, Professeur
M. LELUBRE, Professeur
J. SOUG Y, Professeur
A. BLANCHOT, Géologue en chef au B.R.G.M.
UNIVERSITE DE CLERMONT
FACULTE DES SCIENCES
DOYEN : M. KOHLMULLER Robert
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ATTACHEE PRINCIPALE
Mme CHOPART Marie-Louise
RESUr1E
et
CON C LUS ION G E N E R ALE
THE S E
à paraître in extenso dans le Mémoire nOS3
du B.R.G.M. sous le titre
GEOLOGIE
'U GOURMA
(Afrique occidentale)
Un "seuil" et un bassin du Précambrien supérieur
Stratigraphie, Tectonique, Métamorphisme
OBJET DE L1ETUDE
En janvier 1959. le Service de Géologie et de Prospection Minière
(S.G.P.M.l à Dakar et le Service de l'Hydraulique de Bamako m'avaient chargé
d'étudier les possibilités aquifères profondes et d'implanter des forages
de reconnaissance dans le Gourma. alors presque totalement dépourvu de points
d'eau permanents.
Le problème posé fut donc essentiellement de nature géologique et
a conduit à des levés lithologiques. stratigraphiques et tectoniques détaillés.
Outre leur opportunité hydrogéologique. ces recherches se sont progressivement
montrées d'un grand intérêt pour la connaissance géologique de l'Ouest Africain. C'est dans cet esprit qu'elles ont été poursuivies et portées. dans la
mesure du possible. jusqu'aux limites naturelles des terrains concernés.
Le secteur principal de l'étude fut le Gourma et le Haoussa à
l'Est d'Ansongo et de Labbezenga. comprenant environ 80 000 km 2 de superficie.
Des tournées ont été en outre effectuées sur le plateau de Bandiagara et dans
la plaine du Gondo ainsi que dans la région de Goundam - Lac Faguibine. Les
travaux de terrain ont débuté en 1959 et se sont terminés en 1964. Quelques
observations supplémentaires ont été faites entre 1968 et 1970.
La présente thèse expose le résumé et la conclusion générale de
la synthèse géologique de ces travaux. La synthèse complète paraîtra comme
Mémoire n053 du B.R.G.M .• accompagné d'une carte géologique à 1/500 000 parue
déjà en 1967.
SOM MAI R E
Pages
PREMIERE PARTIE
RESUME
A - LE SOUBASSEMENT
1
I
- PRECAMBRIEN NON DATE ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••.
1
II - PRECAMBRIEN MOYEN ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••
1
B - LE PRECAMBRIEN SUPERIEUR
2
l
2
- LE "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM
Il............
2
2) Stratigraphie .................•••.•.........•............
3
3) Tectonique •••••••.•.•••••••••••.•••••.•.••••••.•••.••...•
3
II - LE BASSIN DU GOURMA ...•........•....•...•.•.......•......•..
4
1) DEFINITION DU GROUPE D' YDOUBAN ...........•...............
4
2) LA PARTIE NON METAMORPHIQUE DU GROUPE D'YDOUBAN
5
1)
I .. I
Définition
Définition et stratigraphie •••. ............•••..•.. ...•..
5
3) SUR LA TECTONIQUE DE LA PARTIE NON METAMORPHIQUE DU GROUPE
D' YDOUBAN ....................•....••.•.•...••.......••.•.
6
4) RELATIONS ENTRE LE BASSIN DU GOURMA ET LE "SEUIL" DE
HOMBORI - GOUNDAM .............•..........................
6
5) LA PARTIE METAMORPHIQUE DU GROUPE D'YDOUBAN DANS LE GOURMA
ORIENTAL
7
a) Propagation du métamorphisme.
7
b) Stratigraphie de la partie métamorphique du Groupe
d ' y douban •.•...........••.••••••••.•••...•.••••.•.....
8
c) Sur la tectonique de la partie métamorphique du Groupe
D ' y do uban •••
e
,
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
8
d) Les granites et orthogneiss de Bourré et la Formation Ib
Faciès de Fafa ..............•.........................
8
Pages
e) Formation lb et Le probLème de L'ancienne série
Etude du métamorphisme du Groupe d'Ydouban .•....•....
9
9
6) AGE DU GROUPE D' YDOUBAN ........•...................•....
10
C - DYKES DE DOLERITES THOLEITIQUES ••••.••••••...•....••••..••••..•.
10
D - FORMATIONS 8E COUVERTURE RECENTE •••••.•••.••..••.•••••••••••...•
10
de Takamba
f)
- TERTIAIRE ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••
11)
II - QUATERNAIRE ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••.••••.
Il
I
DEUXIE;1E PARTIE : CONCLUSION GENERALE - ESQUISSE PALEOGEOGRAPHIQUE
- CRATON OUEST AFRICAIN .•.••.•.•.•••••••.••••••••
12
LE PRECAMBRIEN SUPERIEUR ••••••••••••••••• •••••••.•••.•....••• .••.
13
l
- TRANSGRESSION - L'AMORCE DU SYNECLISE DE TAOUDENNI
13
II
- DIFFERENCIATION DU SYNECLISE DE TAOUDENNI EN DOMAINES A
A - LE
a-
SOUBASSE~ENT
EVOLUTION DISTINCTES - LEURS SITUATIONS PALEOGEOGRAPHIQUES
U
III - LE "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM ET LE BASSIN DU GOURMA .....
15
IV
- L'EVOLUTION DU "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM
15
V
- EVOLUTION DU BAS SIN DU GOURMA
1'3
VI
- TRAITS SINGULIERS DU BASSIN DU GOURMA - ZONE DE TRANSITION
ENTRE LE CRATON ET LA ZONE MOBILE
21
VII - SUR LA RELATION ET LE CONTACT DU BASSIN DU GOURMA (CRATON
OUEST AFRICAIN) AVEC LE PHARUSIEN DE L'ADRAR DES IFORAS
(ZONE MOB ILE)
22
VIII- EXTENSION DU "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM ET DU BASSIN DU
GOURMA EN DEHORS DU SECTEUR ETUDIE
26
En conc Lusion
31
LISTE DES FIGURE:; ••••••••.••••.....•.•.•.••••...•.••...•...
33
3I3LIOGRAPHIE CITEE........................................
34
PREMIERE
PAR T 1 E
RESUME
A. LE SOUBASSEMENT
I. - PRECAMBRIEN NON DATE
Dans l'Est du secteur étudié affleurent des gneiss basiques métamorphisés dans le faciès granulite. Ils constituent un môle ancien, soulevé
le long de failles probablement avant la transgression du Précambrien supérieur qui représente la couverture. Il s'agit très vraisemblablement d'un
fragment du Précambrien inférieur. qui peut être attribué à l'Ouzzalien
(M. LELLIBRE. 1969), daté de 2 850 MA dans la région du Hoggar.
II. - PRECAMBRIEN MOYEN
Il affleure largement au Sud du Gourma sur le bouclier voltaique.
On y distingue le Birrimien volcano-sédimentaire, envahi par des granites syn
et post-tectoniques. et le Tarkwaien de type molasse. Les complexes ont été
plissés par l'orogenèse éburnéenne datée principalement de 2 000 à 1 800 MA
[M. BONHOMME, 1962
J
M. VACHETTE, 1964), qui a pour effet la cratonisation de
la plateforme ouest africaine. C'est sur ce soubassement, déjà plus ou moins
pénéplané, que transgressent les formations du Gourma du Précambrien supérieur.
- 2 -
B. LE PRECAMBRIEN SUPERIEUR
Le Précambrien supérieur sur le craton ouest africain s'est développé, dans les diverses régions, de manière différente. L'évolution dans
notre secteur permet de définir un "seuil" de sédimentation et un bassin de
subsidence.
1. LE "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM
1) Définition
Cette zone occupe le Sud-Ouest et les confins ouest du Gourma.
Nous avons défini ce domaine, quand nous avons étudié le Sud-Ouest
du Gourma. Etant donné le grand déficit en sédiments et la différence
des faciès que présente cette zone par rapport au bassin du Gourma, nous y
avons mis en évidence un "seuil de sédimentation" (R. REICHELT, 1962). Cette
définition semblait justifiée encore par des travaux géophysiques
(C.G.G., 1955 ; oRSToM, Y. CRENN, 1957, 1962) suggérant une subsidence également dans la région comprise entre Bandiagara, Mopti et Koutiala, c'est-à-dire,
au-delà du flanc sud-ouest du seuil ("schistes à 30 ohms" = schistes de Toun ;
G. PALAUSI, 1958 ; M. DEFoSSEZ, 1958). Cependant, cette subsidence apparente,
éventuellement cachée sous les grès de Koutiala et de Bandiagara, plus ou
.
h orlzon
.
t
mOlns
aux, '
n a pas encore pu e~t re con f"lrmee. 1)
Sans la preuve d'une subsidence également au Sud-Ouest du seuil,
les études ultérieures et les réflexions sur l'extension du seuil, font ressortir plutôt l'image d'un "plateau continental" (shelf). La zone de transition entre le seuil et le bassin du Gourma rappelle un "talus continental"
(vers une zone de shelf marginale enfoncée).
Compte tenu de cette imprécision actuelle, le terme "seuil" est
employé entre guillemets,
laissant ainsi le champ ouvert à une éventuelle
défini tion plus pl'Bc:iS8 dans l'avenir.
1) Seuls des études stratigraphiques détaillées et un forage profond pourraient
éclaircir ce problème.
- 3 -
Actuellement, le "seuil" de Hombori-Goundam caractérisé par des
faciès carbonatés et arénitiques et, au sommet, par la puissance très réduite
de ses sédiments, s'oppose surtout au bassin du Gourma à l'Est, qui se distingue par un remplissage sédimentaire très épais de nature principalement
lutitique.
2) Stratigraphie
Les sédiments du "seuil" de Hombori-Goundam constituent une unité
stratigraphique que nous appelons le "Groupe de Hombori" (fig.2). Il se divise selon des caractères lithologiques en 6 formations, qui correspondent en
grande partie aux anciennes séries définies par M. DEFOSSEZ (1958). Les noms
de ces séries ont été conservés. Par corrélation avec le bassin du Gourma, le
Groupe de Hombori est considéré comme appartenant au Précambrien supérieur.
La Formation de base est transgressive sur le socle birrimien dans
le Sud. Les Formations la et la - Irma comprennent un épais ensemble principalement carbonaté, dont le sommet marque la naissance du "seuil". Les formations supérieures sont caractérisées par des dépôts littoraux - fluviatiles
qui, en ce qui concerne notre secteur, n'ont pratiquement été conservés que
dans la région comprise entre Douentza et Hombori.
Ces successions se trouvent en continuité stratigraphique. Cependant, des terminaisons en biseaux et des remaniements épisodiques, qui ont pu
provoquer des discordances de ravinement localisées, peuvent apparaître à différents niveaux. Soulignons qu'il s'agit là de phénomènes purement intraformationnels, caractérisant l'allure agitée de la sédimentation sur le "seuil".
3) Tectonique
Vers la fin du Précambrien supérieur, le domaine du seuil a été
affecté tant par une tectonique cassante que par un plissement modéré et
disharmonique. Le plissement se divise en deux phases. A un premier mouvement
faible, avec des axes orientés E-W, se superposent des structures plus prononcées orientées en moyenne NW-SE.
FORMATION
de
BandiagaraGarémi
I:PAISSEUR
600à1000m
max.
SW ..
d'OualoSarnièré
de HomboriDouentza
(300 - 500 m)
0- 150 m
SW •
la· Irma
1500 m
SW ..
la - Béli
(300 à 500 m)
SW ..
de Base
.. E
.. E
(10-40m)
.. E
CARACTËRES LITHOLOGIQUES
Partie supérieure: jusqu'à 600 m de grès conglomératiques ±
quartzitiques à galets de quartz et de chert, grès feldspathiques (7)
Partie inférieure : grès et grès quartzite hétérogranulaires, gris
clair à rougeâtres, parfois arkosiques, renfermant des passées
conglomératiques à galets de quartz, moins fréquemment de
quartzite et de chert.
Succession hétérogène: milieu argileux renfermant des lentilles
de grès et grès quartzites, de grès feldspathiques et arkoses, ainsi
que des complexes importants calcaro·dolomitiques à stromatolites.
Grès quartzite et grès quartzeux gris, gris-brunâtre à rougeâtre,
moyen à grossier à passées microconglomératiques. Par endroits des
conglomérats bréchoïdes à galets de jaspe, calcédoine, quartzite et
quartz. Base des grès quartzites souvent feldspathique et cal carodolomitique.
Partie supérieure : shales ou schistes argileux et calcaires lités prédominants, plus ou moins dolomitiques, gris-bleu foncé à noirs,
parfois en plaquettes à passées de brèche et microbrèche calcarodolomitique.
Partie inférieure : dolomies blanches à gris foncé, par endroits
à stromatolites, très épaisses, parfois silicifiées, à passées gréseuses.
Succession hétérogène :
En haut : principalement schistes argileux ou shales gris, brun clair
à brun jaunâtre pouvant renfermer des lentilles importantes de
quartzite, de micro et macroconglomérat, ainsi que des passées de
jaspe, des bancs lenticulaires de grès, de brèche gréseuse ou siliceuse.
En bas : schistes argileux ou shales gris, roses et brun clair,
souvent calcaires, contenant des lentilles calcaires violacé rougeâtre
par endroits à stromatolites, plus rarement de dolomies gris clair,'
ainsi que de rares bancs de grès et grès quartzite.
Grès quartzite à passées micro et macroconglomératiques par
endroits importantes.
Discordance majeure
Précambrien
moyen
Socle birrimien
Fig. 2 : Division Iithostratigraphique du Groupe de Hombori.
Les indications d'épaisseur mises entre parenthèses sont estimées. Les flèches montrent la relation de la
Formation' avec une série correspondante des bassins voisins (E == bassin du Gourma ; SW == bassin de BamakoMopti-Koutiala).
- 4 -
II - LE BASSIN DU GOURMA
Appelé ainsi depuis H. RADIER (1955a), il désigne un bassin rempli
d'un épais ensemble sédimentaire plissé, s'étendant au Nord-Est des grès
horizontaux et au Nord du bouclier voltaïque. On y distinguait trois puissantes séries, surtout par leur degré décroissant de métamorphisme : de
bas en haut, les séries d'Ansongo et de Labbézenga métamorphiques et la série
d'Ydouban non métamorphique (M. ROQUES, 1945
1955a
~
M. DEFDSSEZ, 1958
~
~
P. MASCLANI, 1955
~
H. RADIER,
G. PALAUSI, 1958).
Les études présentes confirment et font ressortir encore plus
nettement la nature du bassin. Il s'agit d'une véritable zone de subsidence,
qui s'oppose è une zone de "seuil" è sédimentation passive, qui la borde
dans le Sud-Ouest et l'Ouest.
Le remplissage sédimentaire du bassin fut, en effet, considérable
et dépassa largement l'ensemble qui a été conservé. Nous avons entrepris
une révision complète de la stratigraphie, de la structure tectonique ainsi
qu'une étude sur l'apparition et la nature du métamorphisme dans le bassin.
1) DEFINITION DU GROUPE D'YDOUBAN
L'ensemble sédimentaire du bassin du Gourma ne constitue qu'une
seule unité stratigraphique. Celle-ci a été affectée dans l'Est, et localement au centre du bassin, par le métamorphisme.
En attribuant è cette unité la valeur de Groupe, nous lui avons
conservé le nom "Ydouban", introduit par M. ROQUES (1945) pour la succession
désignant, à cette époque, le sommet non métamorphique des séries de Labbézenga et d'Ansongo. Car c'est dans la région occupée par l'ancienne série
d'Ydouban que la coupe stratigraphique du bassin est la plus complète. Les
termes inférieurs, devenant métamorphiques vers l'Est, ont jadis constitué
les anciennes séries de Labbézenga et d'Ansongo.
Nous
6tudj~~Dns
d'abord la partie non métamorphique du Groupe
d'Ydouban, puis l'équivalent métamorphique.
- 5 -
2) LA PARTIE NON METAMORPHIQUE DU GROUPE D'YDOUBAN
Définition et stratigraphie
La partie non métamorphique du Groupe d'Ydouban occupe le centre,
le Sud et l'Ouest du Gourma. Son étendue coïncide en gros avec celle de
l'ancienne série d'Ydouban.
Il s'agit d'un complexe de sédiments clastiques, marins, de constitution extrêmement variée. La gamme de roches lutitiques, arénitiques et
carbonatées est représentée pratiquement dans sa totalité. On observe aussi
bien des séquences à alternance rapide que des formations épaisses à faciès
homogène.
L'épaisseur des sédiments est de l'ordre de 7 000 à 8 000 m, peutêtre légèrement davantage. La limite supérieure est marquée par l'érosion.
Nous verrons plus loin que la puissance originelle du remplissage de bassin
a dû être beaucoup plus importante encore.
Le Groupe d'Ydouban ne contient pas de fossiles. La division stratigraphique repose sur des horizons repères ou sur la présence d'ensembles
de constitution caractéristique. On peut ainsi distinguer lithologiquement
une Formation de base et 6 Formations superposées numérotées, de bas en
haut, la, lb et de II à V.
Mais la prédominance du faciès argileux, l'apparition réitérée
de couches semblables ainsi que les changements de faciès latéraux rendent
souvent subtile cette division. C'est pourquoi, nous attirons aussi l'attent:Lon
sur d'autres critères distinctifs, comme les limites, la morphologie et
l'aspect des affleurements que nous donnons au début de chaque chapitre
stratigraphique.
Le tableau suivant (fig.3) résume les éléments lithologiques
caractéristiques du Groupe d'Ydouban.
Erosion
Erosion
Succession "gréso-argileuse
Formation V
(In Férérèn)
>
1 500 m
en haut : schistes argileux tendres à passages gréseux rares.
en bas : alternance grès et grès-quartzitiques avec schistes argileux
contenant un niveau conglomératique.
Formation IV
(In Alata)
<
400
à
50 m
Succession quartzitique
Quartzites clairs, fins à moyens, à passages conglomératiques avec
intercalations argilo-schisteuses subordonnées.
Succession hétérogène
Formation III
(Ararous)
>
1 500 m
Schistes argileux et sableux bruns, tendres, grès poudreuX tendres,
quartzites ultrafins gris-noir, durs et lentilles importantes de roches
carbonatées variées, comprenant des calcschistes jusqu'aux calcaires
et dolomies massifs.
Succession argilo-schisteuse
Formation Il
(Tin Adiérouf-Ekia)
700
à
1300 m
en haut : schistes argileux bruns, gris, noirâtres, rouges, plus ou
en bas
moins ferrugineux, pouvant contenir un niveau grésoquartzitique.
: schistes argileux, le plus souvent zonés, rouges, violacés,
blancs, gris, noirâtres, à pigment ferrugineux important,
souvent plus ou moins charbonneux.
Succession quartzito-argileuse
en haut : schistes argileux brun jaunâtre et gris avec horizon
Formation lb
(In Orfan-Niangay)
1500
à
2000 m
milieu
en bas
quartzitique lenticulaire.
: schistes argileux plus ou moins calcaires avec quartzites
plus ou moins carbonatés, feldspathiques.
schistes argileux et lentilles gréso-quartzitiques à passages
micro-conglomératiques.
schistes argileux avec horizons gréso-quartzitiques lenti·
culaires à passages conglomératiques.
Faciès de bordure
Formation la
(Béli-Garous)
500 m (Est)
accroissement
vers l'Ouest
Schistes argileux, lentilles gréso-quartzitiques subordonnées, grès
quartzitiques carbonatés, calcaires et dolomies lenticulaires s'accrois·
sant de l'Est vers l'Ouest, brèches et conglomérats intraformationnels, roches silicifiées.
Faciès de trangression
Formation de base
(Grès de Firgounl
10 à 50 m
Grès quartzites et conglomérats.
Discordance majeure
Précambrien
moyen
Socle birrimien (dans le Sud).
Fig. 3 : Division lithostratigraphique du Groupe d'Ydouban.
- 6 -
3) SUR LA TECTONIQUE DE LA PARTIE NON METAMORPHIQUE DU GROUPE D'YDOUBAN
Le bassin du Gourma a subi une orogenèse de caractère simple et
classique. L'ensemble des éléments tectoniques, plissement, schistosité et
fracturation, montrent des relations intimes et symétriques d'une rare perfection. L'intensité de la déformation décroît d'Est en Ouest.
Le plissement s'est effectué en deux phases dont l'ordre est difficile à distinguer. Par analogie avec le "seuil", une phase faible, peu
perceptible, précède probablement la phase forte. Le faible mouvement défini
par des axes NE-SW à E-W, n'affecte que localement les assises inférieures du
bassin et se termine vers le haut sous forme de flexures. Le second, plus
fort, intéresse l'ensemble du bassin et lui confère ses grandes structures
NW-SE prédominantes, plissées simultanément en plis de deuxième et de troisième ordre. Les grandes lignes structurales font ressortir un anticlinorium
disposé autour d'un synclinorium situé au centre du bassin.
La schistosité sI omniprésente correspond au mouvement principal.
Une schistosité s2' au stade de début, s'observe localement dans la partie
inférieure du Groupe d'Ydouban (non métamorphique). On note une fracturation
assez intense, mais l'absence de failles et de chevauchements importants.
4) RELATIONS ENTRE LE BASSIN DU GOURMA ET LE "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAH
Les relations entre ces deux domaines apparaissent dans une zone
de transition jalonnée par les affleurements de Béli-Tin Akof, de Massi et
de Dimamou. Ces affleurements montrent la continuité stratigraphique des formations inférieures du bassin et du "seuil", en même temps que le début de
leur évolution différente.
La formation de base est identique pour le bassin et pour le
"seuil". La formation la est caractérisée par une augmentation de sa puissance
et de ses termes argilo-silicifiés et carbonatés d'Est en Ouest, aboutissant
au développement de l'épaisse Formation la - Irma calcaro-dolomitique dans
la région du "seuil". La fin de ces dépôts marque la naissance du "seuil"
et le début de la subsidence du bassin. On assiste ainsi à une inversion
des mouvements épirogénétiques. L'évolution ultérieure, très opposée, est
inaugurée par les dépôts équivalents de la Formation quartzitique, peu épaisse,
- 7 -
de Hombori - Douentza sur le "seuil" et de la Formation lb quartzito-argileuse, puissante, dans le bassin. La corrélation stratigraphique des formations supérieures est gênée par le stade actuel de l'érosion.
Le bassin et le "seuil" ont été affectés par la même orogenèse,
ce qui est montré, entre autres, par une parfaite concordance dans la zone
de transition.
5) LA PARTIE clETAMORPHIQUE DU GROUPE D'YDOUBAN DANS LE GOURMA ORIENTAL
a) - Propagation du métamorphisme
Le métamorphisme apparaît non seulement dans l'Est du bassin, mais
aussi dans diverses structures anticlinales au centre du bassin occupé en
général par le Groupe d'Ydouban non métamorphique. Il affecte, à Tekachamt
et à In Enéren, la partie moyenne et, à Niangay et Aouélia, la partie supérieure de la Formation lb. Au Mt. Borna, il atteint la base de la Formation II
et aux Mts Ekia et Tailout le milieu et la partie supérieure de celle-ci.
Puis, le long du cordon de schistes entre Oufar et Tin Vétarhélen, le métamorphisme marque souvent toutes les couches de la Formation II et, à Télora,
la partie inférieure à moyenne de la Formation III. Jusqu'ici, le métamorphisme reste très faible, traduit par des schistes et phyllades à petites
lamelles de séricite, plus rarement de chlorite.
Encore plus à l'Est de la ligne Oufar - Tin Vétarhélen, on passe
de la Formation II légèrement métamorphique à la Formation lb à faciès vrament épizonal. Celle-ci occupe maintenant, en raison de l'érosion des formations supérieures, la majorité de la superficie du Gourma oriental, cartographiée autrefois comme série de Labbézenga et d'Ansongo.
En conclusion, la limite ouest de l'ancienne série de Labbézenga
ne traduisait que le front d'un certain degré du métamorphisme. Après avoir
débuté, au centre du Gourma, à la base du Groupe d'Ydouban, le métamorphisme
a atteint progressivement vers l'Est et le Nord-Est, des niveaux stratigraphiques de plus en plus élevés, tandis que son intensité croissait dans la
même direction (fig.4l. Ces phénomènes ne sont pas perturbés par des failles.
- 8 -
bJ - Stratigraphie de la partie métamorphique du Groupe d'Ydouban
Dans le Gourma oriental. le Groupe d'Ydouban se compose des Formations la. lb et II.
La Formation la est affectée par le métamorphisme dans le Sud-Est.
entre Labbézenga et Firgoun. où les roches argileuses sont transformées en
séricito et chloritoschistes ("faciès de Labbézenga"). La majeure partie des
terrains métamorphiques constitue la Formation lb. composée alors de séricito
et chloritoschistes. de micaschistes. par endroits grenatifères. de paragneiss
et de quartzites. On peut concevoir que le faciès primitivement gréso-quartzj.tique de la Formation lb a été attribué autrefois à celle de la série d'Ansongo et le faciès gréso-argileux à celle de Labbézenga. Quelques vestiges de la
Formation II. conservés dans le Sud-Est. ne sont pas ou seulement
p9U
méta-
morphiques.
Le métamorphisme dans les Formations la et lb diminue à nouveau ou
disparaît même complètement par endroits à l'extrémité est et sud-est du
bassin.
cJ - Sur la tectonique de la partie métamorphique du Groupe d'Ydouban
La partie métamorphique du Groupe d'Ydouban semble être plissée dans
le même style que son équivalent non métamorphique. mais le degré de la déformation peut y être plus intense. La direction tectonique NW - SE prédomine sur
la direction NE- SW à E-W relativement fréquente. La schistosité (sl) est
remplacée localement par la foliation. les deux sont souvent affectées par ure
schistosité (s2)' On note l'étirement des galets dans divers conglomérats
intraformationnels. Le Gourma oriental fait partie du large anticlinorium qui
entoure le synclinorium au centre du bassin.
dJ - Les granites et orthogneiss de Bourré et la Formation Ib Faciès de Fafa
Dans l'Est du bassin. des granites et des diorites quartziques ainsi
que des roches subvolcaniques et des laves affleurent au milieu de la Formation lb. dans laquelle ils envoient des apophyses. Aux alentours apparaissent
des arkoses.
souv~nt ~~,,~lOffi~rati~U8G. ~
galets de quartzitos issus de la
-
9 -
Formation lb et de roches ignées provenant de massifs granitiques. ensemble
local que nous appelons "faciès de Fafa". Celui-ci s'interstratifie avec le
faciès normal de la Formation lb. Les massifs granitiques ont été métamorphisés et déformés postérieurement aux intrusions, en même temps que le Groupe
d'Ydouban.
Plusieurs hypothèses sur l'origine de ces roches ignées sont discutées. Nous préconisons celle, suggérée en particulier par les observations
de terrains, selon laquelle des magmas sont montés à travers le soubassement
par des accidents précoces et se sont mis en place dans la Formation l lors
de sa sédimentation. Le soulèvement du fond de la mer a provoqué des érosions
d'où résulte le faciès de Fafa. Cet épisode a pu se passer autour de 1 160 MA.
eJ - Formation Ib et le problème de l'ancienne série de Takamba
Dans le Nord-Est du Gourma, H. RADIER (1954) définissait la série de
Takamba, qui présentait une tectonique et un métamorphisme différents des
autres formations du Gourma, auxquelles elle serait antérieure. Les études
récentes décèlent une composition lithologique et un métamorphisme semblables
à ceux de la Formation lb du Groupe d'Ydouban. Outre des structures NW - SE,
on observe souvent une tectonique E-W. Les deux directions ne sont pas insolites dans le bassin du Gourma.
Mais l'ancienne série de Takamba contient en plus des roches
éclogitiques, pour lesquelles des mesures radiométriques suggèrent une origine
antérieure à celle du Groupe d'Ydouban. Les relations entre ces roches et le
faciès habituel de l'ancienne série du Takamba (Formation lb présumée) ne
sont pas connues. Le problème de l'âge et de l'appartenance du moins de ces
roches éclogitiques, sinon d'une partie ou de l'ensemble de l'ancienne série
de Takamba est donc remis à nouveau en question. Diverses idées à propos de ce
problème sont énoncées.
fJ - Etude du métamorphisme du Groupe d'Ydouban
Le métamorphisme débute dans l'anchizon8, puis s'étend depuis la
zone à chlorite jusqu'à la zone à almandin. Nous sommes en présence d'un métamorphisme régional de nature combinée: ayant pris naissance au cours d'une
forte subsidence (isogrades plissés), il s'est poursuivi durant le plissement
- 10 -
et s'est terminé, dans l'Est du bassin, avec une phase à température élevée
après les déformations. Il n'y avait pas de source de chaleur à l'intérieur
du bassin. Ces faits expliquent le caractère particulier du métamorphisme:
basse température, ne dépassant pas celle de schistes verts et haute pression,
approximativement de 5 à 6 kilobars. La pression fut principalement provoquée
par le poids des sédiments accumulés, qui ont pu atteindre environ 20 km
d'épaisseur.
6) AGE DU GROUPE D'YDOUBAN
Le Groupe d'Ydouban repose en discordance majeure sur la pénéplaine
du Précambrien moyen cratonisé autour de 2 000 - 1 800 MA. Les dépôts ont pu
débuter entre 1 000 et 1 300 l"1A. Après l'accumulation d'une série sédimentaire
très puissante, l'ensemble a été plissé et en partie métamorphisé. Selon des
mesures radiométriques, ces évènements se sont achevés avec la surrection et
le refroidissement de la chaîne plissée autour de 580 - 600 MA.
Le Groupe d'Ydouban marque ainsi une importante manifestation du
Précambrien supérieur.
C. DYKES DE DOLERITES THOLEITIQUES
Le Groupe de Hombori (seuil) et le Groupe d'Ydouban (bassin) ont
été injectés des dykes de dolérites post-tectoniques ayant emprunté des fractures orientées SW - NE. Les dolérites ne sont pas déformées ni métamorphisées.
Des mesures radiométriques révèlent un âge d'intrusion autour de 275 - 260 MA
contemporain des derniers mouvements hercyniens au Permien.
D. FORMATIONS DE COUVERTURE RECENTE
1. - TERTIAIRE
Le Tertiaire est représenté par le Continental terminal débordant
du bassin des Iullemmeden et du détroit de Gao. Cette série continentale semble débuter à la base de l'Eocène. Elle transgresse avec un faciès argilogréseux, ne dépassant généralement pas 20 m d'épaisseur, sur le Précambrien
supérieur dans le Nord et l'Est du Gourma. En suivant des dépressions d'un
- 11 -
paléo-relief antétertiaire. elle a pu localement pénétrer dans l'intérieur
du Gourma. mais où elle demeure cachée sous le recouvrement quaternaire.
II. - QUATERNAIRE
Le Quaternaire. hormis les cuirasses. recouvre à peu près la moitié
de la superficie du Gourma. La carte géologique traduit un compromis équilibré
entre la représentation de cette couverture et celle du substratum.
Le Pleistocène inférieur n'affleure pas et se cache probablement en-dessous des formations plus récentes dans l'Ouest du secteur. Le
Pleistocène supérieur désertique conduit à l'installation de l'immense erg
ancien sur l'ensemble du Gourma.
Le Holocène est caractérisé par une succession climatique à rythme
humide - sec - humide. Il débute avec des dépôts lacustres assez étendus.
surtout dans le Nord-Est du Gourma et localement dans l'intérieur du pays. Le
fleuve Niger s'installe dans son lit actuel et dépose sa haute terrasse. Pendant la période aride suivante. se forme un nouvel erg. mais beaucoup moins
important que le précédent. Il lui succède la période humide coincidant avec
le Néolithique. pendant laquelle débutent les alluvions récentes. Depuis. le
climat a évolué peu à peu vers la sécheresse actuelle.
- 12 -
D EUX 1 E ME PAR T 1 E
CONCLUSION GENERALE - ESQUISSE PALEOGEOGRAPHIQUE
Les traits essentiels de l'étude précédente seront considérés dans
le cadre de l'évolution de l'Ouest Africain. Evidemment, on y rencontrera des
idées contenues déjà dans les synthèses de G. ROCCr (1965J 8t de R. BLACK
(1967J. Mais les données concernant le Précambrien supérieur déposé sur le
craton y seront examinées de plus près et sous l'aspect paléogéographique.
Nos réflexions suivantes sont susceptibles, en outre, de compléter la conclusion que R. CABY (1970) a tiré de son étude sur la chaine d'âge précambrien
supérieur de la zone mobile (1) dans le Hoggar nord-occidental.
A. LE SOUBASSEMENT - CRATON OUEST AFRICAIN
Le craton s'est amorcé lors d'un cycle orogénique daté de 3 000 à
2 700 MA (M. ROQUES, 1956 ; P. EBERHARDT et al., 1963 ; M. VACHETTE, 1964
A. FERRARA et M. GRAVELLE, 1966). Repris en grande partie par l'évolution
ultérieure, cet orogène subsiste sous forme de noyaux métamorphiques, souvent
de très haute température et pression, comme en témoignent notamment des massifs de Man (P. LEGOUX, 1939), d'Amsaga (A. BLANCHOT, 1953 ; J. BARRERE, 1967)
et d'Ouzzalien (M. LELUBRE, 1952, 1969). Nous y attribuons, sous réserve,
l'ensemble de gneiss basiques à faciès granulite d'Amalaoulaou, situé dans
l'Est de notre secteur. Celui-ci constituerait le fragment le plus méridional
de l'Ouzzalien, qui s'étend suivant un axe N.NE - S.SW sur 1 000 km à l'Est
du craton proprement dit.
(1) Zone ma b'l
~ e : terme
.
1 en Af r~que
' 1
convent~onne
pour es zones ayant su b'~ une
forte orogenèse et granitisation et/ou une remobilisation du soubassement
entre 700 et 500 MA. (Pan-Africain orogeny, W.Q. KENNEDY, 1964).
- 13 -
Ces vieux noyaux furent réunis par l'orogenèse éburnéenne datée
principalement de 2 000 à 1 800 MA (M. BONHOMME, 1962
j
M. VACHETTE, 1964)
achevant la plate-forme ou le craton ouest africain. Celui-ci se présente actuellement comme plusieurs boucliers périphériques autour d'un centre masqué
par les couvertures du bassin de Taoudenni. Le bouclier méridional (libéro ivoirien - voltaique) constitue le soubassement dans notre secteur.
L'orogenèse éburnéenne y est caractérisée par deux séries géosynclinales : un cycle birrimien largement envahi de granites syncinématiques et
post - tectoniques moins abondants, suivi d'un cycle tarkwaien de type molassique. Le tout fut profondément érodé et pénéplané.
B. LE PRECAMBRIEN SUPERIEUR
C'est sur cette pénéplaine que transgresse,
1 300 et 1 000 MA, ou même avant, la mer du Précambrien supérieur.
Etant donné que le Tarkwaien est à rattacher à l'édifice éburnéen,
aucune manifestation sédimentaire postéburnéenne - antéprécambrienne supérieure
n'a été conservée sur le bouclier sous-jacent. On est en présence d'une lacune
considérable d'environ 400 à 500 MA.
1. - TRANSGRESSION - L'AMORCE DU SYNECLISE DE TAOUDENNI
Il s'agit d'une transgression à l'échelle continentale. Elle envahit presque tout le craton ouest africain et inaugure le vaste bassin épicontinental de Taoudenni.
De caractère marin, elle venait du domaine océanique et se
dirigeait du Nord-Est et de l'Est vers le Sud-Ouest et l'Ouest.
Dans le Nord et Nord-Ouest lJ.R. VILLEMUR, 1967
j
R. TROMPETTE,
1961 et ultérieurement) ainsi que dans l'intérieur du bassin, la région du
Gourma incluse, l'inondation s'est déroulée le plus souvent dans le calme.
La mer n'a apparemment pas rencontré des reliefs importants, comme en témoigne un horizon de base très régulier, de faible à moyenne épaisseur, caractérisé surtout par des grès quartzites (faciès de plage).
- 14 -
Par contre, dans le Sud-Ouest et Sud (C. BENSE, 1961 ; J.P. BASSOT,
1963 ; R. DARS, 1961 ; G. PALAUSI, 1958), la sédimentation débute avec des
apports littoraux-fluviatiles, puissants, constitués de grès, arkoses et
conglomérats, à gros galets du socle, souvent imparfaitement roulés, traduisant, sur le soubassement, la destruction d'un relief encore assez accentué.
II. - DIFFERENCIATION DU SYNECLISE DE TAOUDENNI EN DOMAINES A
EVOLUTIONS DISTINCTES - LEURS SITUATIONS PALEOGEOGRAPHIQUES
Après la transgression uniforme sur de vastes étendues, l'évolution ultérieure du synéclise se poursuit cependant de manière assez hétérogène.
On note d'abord qu'au Précambrien superleur, le maximum de la sédimentation s'observe dans la partie sud du bassin (1). Ensuite, des mouvements
épirogénétiques conduisent à une subdivision du synéclise en compartiments
bien distincts, dont les évolutions diffèrent désormais par la vitesse de
subsidence et par la composition des dépôts.
Dans le Sud du bassin, on peut distinguer d'Ouest en Est
(R. REICHELT, 1969) :
1 - Le bassin de Bamako - Mopti - KoutiaZa : à faciès littoral-fluviatile
prédominant, avec des intercalations marines.
2 - Le "seuil" de sédimentation de Hombori-Goundam : à faciès hétérogène,
d'abord carbonaté et marin, puis littoral fluviatile.
3 - Le bassin du Gourma
à caractère marin et de forte subsidence.
L'étude comparative de faciès permet de reconstituer approximativement la situation paléogéographique de ces trois domaines (fig.5) :
(1) Plus tard, à l'Eocam0t'i~n et au Primaire, le maximum de la sédimentation
se déplace progressivement vers le Nord du bassin.
- 15 -
1)
Le bassin de Bamako - Mopti - Koutiala occupait évidemment une
position littorale. Il recevait, de façon directe, le matériel peu classé
d'un continent très proche, qui s'étendait dans le Sud et Sud-Ouest (Côte
d'Ivoire et Libéria). Si l'on tient compte de la théorie de WEGENER, ce
continent aurait compris une partie se trouvant maintenant en Amérique du
Sud (6. CHDUVERT, 1969
P.M. HURLEY et I.R. RAND, 1969). Les limites actuel-
les des dépôts ne sont probablement pas très différentes de la côte ancienne
du bassin (qui a dû se situer pourtant plus au Sud et Sud-Ouest).
Cependant, ce bassin a pu avoir autrefois une plus grande extension
vers l'Est, et, à travers le bouclier voltaïque, rejoindre le faciès analogue
infratillitique (JUNNER et HIRST, 1946 ; J.C. LEPRUN et R. TROMPETTE, 1969)
du bassin de la Volta, répandu en Haute-Volta orientale, au Ghana ut Dahomey.
Puis, encore plus vers l'Est, il passait progressivement à la zone mobile
(Buem, Atacorien, faciès "dahomeyen") (R. BLACK, 1966, 1967 ; I\J. K. GRANT,
1967, 1969 ; voir ci-dessous).
2) Par contre, le "seuil" de Hombori - Goundam tel qu'il est concevable actuellement, s'est trouvé assez éloigné de la côte. Aussi, se diriget-il, dans le Nord, vers l'intérieur du synéclise. Néanmoins, ce domaine
était encore épisodiquement soumis à l'influence du bassin littoral précédent.
Dans le Sud-Est, sur le bouclier voltaique, le "seuil" continuait
certainement au-delà de sa limite actuelle. Là, il pouvait passer progressivement au prolongement oriental du bassin de Bamako - Mopti - Koutiala, admis
ci-dessus, passage que l'on peut encore observer sur le flanc ouest du seuil.
Nous admettons donc que le bouclier voltaïque et le Liptako, c'està-dire la dorsale de Léo, furent autrefois recouverts par le Précambrien
supérieur. Ce point de vue est corroboré par des restes de couvertures, quelquefois importants, que l'on trouve encore le long du fleuve Niger (E. MACHENS
et R. REICHELT, 1965 ; E. MACHENS, 1968) et çà et là sur le socle voltaique
(J. DELFOUR et J. JEAMBRUN, sous presse). Rappelons l'hypothèse précoce de
H. HUBERT (1926), qui conclut que les grès de Bandiagara et ceux à l'Est de
Fada-N'Gourma ont formé primitivement un très large anticlinal, dont la zone
axiale a été dénudée par l'érosion.
- 16 -
3) Enfin, le bassin du
Gourma~
qui se trouve actuellement sur le
bord du synéclise, se situait autrefois bien à l'intérieur de la mer. La plupart de ses dépôts suggèrent une sédimentation au large. La côte passait loin
dans le Sud, au-delà des deux domaines esquissés ci-dessus.
Bien que situé à l'intérieur de la mer, le bassin du Gourma
s'est trouvé pourtant sur le bord du domaine épicontinental. Ceci fait penser
qu'il possédait une ouverture vers l'océan, qui s'étendait à l'Est du craton.
Cette position à proximité de la "zone mobile", peut-être même intermédiaire
entre celle-ci et le craton, fut évidemment la raison de son évolution particulière.
III. - LE "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM ET LE BASSIN DU GOURMA
Le début de l'évolution est plus ou moins identique dans les deux
domaines. L'horizon de transgression et la partie inférieure de la Formation
la (grès quartzites, conglomérats, puis schistes argileux, lentilles carbonatées, grès et roches silicifiées
=
faciès du Béli) constituent la base aussi
bien du bassin que de la région du "seuil". Cependant, l'évolution
ultérieure se déroule très différemment. Elle révèle une inversion des mouvements épirogénétiques dans les deux domaines.
IV. - L'EVOLUTION DU "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM
1) Affaissement
Celui-ci affecte les régions de Gondo, de Hombori et Douentza et
de lacs entre Tombouctou et Niafounké.
Durant le dépôt de la Formation la, la subsidence dans cette zone
s'accélère par rapport au secteur du Gourma. (Par contre, elle pourrait être
égale ou légèrement moins forte comparée à celle du bassin de Bamako - Mopti Koutiala). Elle conduit au dépôt de la Formation la - Irma, épaisse succession
de shales, roches silicifiées, et surtout de dolomies et calcaires. L'affaissement, certainement lent, fut compensé aussitôt par l'accumulation. Des
- 17 -
récifs de stromatolites accusent une faible tranche d'eau, des conglomérats
et brèches intraformationnels, l'action du courant et des émersions. Cet
épisode s'achève avec la sédimentation de roches à nouveau argilo-carbonatées et silicifiées identiques au faciès du Béli. Elles constituent le toit
des dolomies et calcaires et traduisent là des conditions de sédimentation
apparemment analogues à celles qui caractérisent la bordure (transgressive)
du seuil et du bassin.
La puissance de la Formation la (faciès de Béli
+
faciès d'Irma)
n'est pas connue avec exactitude. Elle peut varier et vraisemblablement dépasser 2 000 m.
2) Passivité et oscillation
La fin des dépôts de la formation la - Irma marque la naissance du
seuil. L'affaissement s'atténue. La sédimentation devient passive.
Le "seuil" passe temporairement sous l'influence du bassin littoral fluviatile situé au Sud-Ouest, ce qui conduit au dépôt des quartzites et
microconglomérats de Hombori - Douentza, soit l'équivalent des grès de Koutiala.
Il s'agit d'un véritable faciès de seuil, discontinu et peu épais. déposé
vraisemblablement le long des bras au bout d'un large delta. Entraînés par
des courants plus forts, de gros sédiments parviennent de temps en temps
dans le bassin du Gourma. Des conglomérats intraformationnels témoignent des
remaniements des assises antérieures.
Les apports sableux peuvent cesser localement, ce qui permet la
réinstallation des conditions de sédimentation précédentes. On assiste au
dépôt de la Formation d'Oualo-Sarniéré : shales, roches carbonatées et grès.
Cette succession semble être absente dans la région de Goundam.
Puis des matériaux littoraux-fluviatiles envahissent à nouveau le
secteur et donnent lieu à la sédimentation de la Formation de Bandiagara Garémi. L'accumulation iusqu'à 1 000 m de puissance accuse, par endroits,
un affaissement accentué à cette époque. Largement érodé, cet ensemble occupe
actuellement le sommet du "seuil" sous forme de plateaux et buttes-témoins.
- 18 -
Notons que l'ensemble de sédiments déposé (et conservé) depuis la
naissance du "seuil", se chiffre è 1 500 m d'épaisseur maximum.
3) Tectonique et soulèvement autour' de 600 MA
Le domaine du "seuil" a été soumis aux mouvements orogéniques,
auxquels ses horizons très hétérogènes ont réagi soit par un plissement, soit
par une tectonique cassante. Le plissement, souvent modéré, se divise en
deux mouvements comparables à ceux qui affectent simultanément le bassin du
Gourma autour de 600 MA.
V. - EVOLUTION DU BASSIN DU GOURMA
1) Passivi té
Au départ, le bassin demeure passif, n'accumulant que des vases
argileuses à manifestations carbonatées et silicifiées.
I~otons
l'absence
des récifs de stromatolites. Des strates gréseuses et très ferrugineuses,
è gros grains de quartz parfaitement arrondis pourraient témoigner de l'émersion du fond de la mer. On observe des remaniements locaux et des phénomènes de slumping. L'épaisseur de la Formation la pourrait atteindre 500 m
maximum. Elle s'oppose du moins aux 2 000 m de la région du "seuil".
2) Subsidence
Alors que les quartzites de Hombori - Oouentza marquent le début
du "seuil", leur équivalent stratigraphique, la Formation lb, inaugure, en revanche, la subsidence du bassin du Gourma.
Celle-ci est tout de suite accentuée et conduit au centre et dans
l'Est du bassin au dépôt de 1 500 è 2 000 m de schistes argileux avec des intercalations lenticulaires de grès et quartzites. La subsidence est moins
forte è proximité de la bordure sud du bassin. Le matériel, fin et grossier,
vient principalement du Sud-Ouest è travers le "seuil", la grosseur des grains
diminuant de lè vers l'intérieur du bassin. La mer reste cependant peu profonde. Des niveaux ferrugineux et encroûtés, stratiformes, souvent conglomératiques, pourraient signifier des émersions épisodiques et locales.
- 19 -
Le bassin continue à s'enfoncer et reçoit sur environ
000 m de
puissance des matériaux fins composant la Formation II : schistes de couleurs
vives, souvent rouges, riches en oxyde de fer uniformément réparti ou disposé
en lits fins [schistes zonés). Des schistes charbonneux ou graphiteux à cubes
de pyrites pourraient dériver de dépôts sapropéliques.
Ensuite, les apports deviennent plus hétérogènes, mais restent toujours fins. On est en présence de la Formation III, assemblage de schistes
argileux tendres, de grès poudreux et quartzites ultrafins ainsi que de
lentilles importantes de roches carbonatées clastiques. Le tout peut dépasser
1 500 m de puissance.
Puis viennent des sédiments plus grossiers représentés par des
quartzites et microconglomérats de la Formation IV. L'épaisseur diminue
d'Ouest en Est, de 400 à moins de 50 m, suggérant un biseautage de ce niveau vers l'Est. Des gros sédiments s'y localisent dans l'Ouest. On pourrait
en déduire que ces quartzites représentent, dans le bassin, une manifestation
éphémère des grès de Bandiagara - Garémi du seuil. Notons à nouveau une
croûte gréso-ferrugineuse à galets de quartz bien roulés, interstratifiée
localement au sommet des quartzites.
La subsidence se poursuit sans cesse. Elle entraîne alors des dépôts gréso-argileux, souvent riches en oxyde de fer, comprenant encore un
niveau de conglomérats intraformationnel, ferrugineux, à galets de quartzite
et de quartz arrondis [émersion
?),
Cette succession, la Formation V, se ter-
mine avec des apports principalement argileux, le tout dépassant 1 500 m
d'épaisseur. La limite supérieure est donnée par le stade d'érosion actuelle.
Les sédiments conservés du faciès subsident (post Formation la)
atteignent à peu près 7 000 m de puissance. Ils correspondent aux dépôts de
1 500 m d'épaisseur conservés sur le "seuil".
3) Le magmatisme et volcanisme de Bourré
Dans l'Est du bassin, des roches granitiques et volcaniques ont
pénétré dans la Formation l au cours de sa sédimentation. Elles ont provoqué
le soulèvement du fond de la mer, peut-être jusqu'à former des îles. Des
- 20 -
intrusions et des érosions s'y sont succédées pendant une certaine durée. Il
en résulte le faciès de Fafa, produit du remaniement des roches ignées et des
sédiments déposés auparavant, interstratifié dans le faciès normal de la Formation 1. Ces évènements ont pu se passer autour de 1 160 MA (C. LAY, 1969).
Puis la subsidence s'est poursuivie dans ce secteur comme dans le reste du
bassin.
Ces intrusions très limitées dans le temps et dans l'espace n'ont
toutefois aucune relation avec l'évolution proprement dite du bassin. Ayant
pu emprunter des failles précoces dans le soubassement ("zone de faiblesse"
de Gao, R. REICHELT, 1967), elles pourraient révéler des incidents localisés
en profondeur. D'autre part, on remarquera une coincidence avec les mouvements
orogéniques kibariens en Afrique centrale et méridionale [L. CAHEN et al.,
1966
J
H. MARTIN, 1969).
4) Métamorphisme
Le bassin du Gourma a été affecté d'un métamorphisme de charge débutant, à l'Ouest, à la base et atteignant peu à peu vers l'Est et le Nord-Est
des horizons stratigraphiques supérieurs alors que son intensité croissait
dans la même direction. Le métamorphisme a commencé au cours de la sédimentation
(isogrades plissés), puis s'est poursuivi pendant la déformation et, dans
l'Est, encore après celle-ci. Il n'existait pas de source de chaleur dans
l'intérieur du bassin. De tout cela résulte le caractère particulier du métamorphisme :
1° basse température ne dépassant pas celle de la zone à almandin
du faciès des schistes verts (M. FONTEILLES, 1966)
J
2° haute pression du type "Barrowien", approximativement de 5 à
5 kilobars, à la partie inférieure
J
3° pression principalement provoquée par le poids des sédiments
accumulés qui ont pu atteindre environ 20 km de puissance.
- 21 -
5) Plissement et surrection de la chaine autour de 600 kW
A la forte subsidence du bassin succède un plissement du style
simple et classique (plissement de couverture). L'intensité de la déformation
(plissement
+
schistosité) s'atténue d'Est en Ouest, c'est-à-dire. vers
l'intérieur du craton (pour aboutir peu à peu à travers le "seuil" de Hombori Goundam à une ondulation et une tectonique cassante dans le bassin de Bamako Mopti - Koutiala), Comme la subsidence, l'orogenèse n'est pas non plus accompagnée ni suivie de magmatisme ou de volcanisme.
La déformation s'est achevée avec la surrection de la chaîne plissée
et le refroidissement de la partie métamorphisée (S. MOORBATH. 1965) daté au
strontium et argon autour de 580 - 600 MA (M. VACHETTE. 1965 ; R. REICHELT,
1966 ; C. LAY. 1969). Le plissement du Gourma s'incorpore ainsi dans l'orogenèse pan-africaine de 700 à 500 MA de W.Q. KENNEDY (1964) (voir surtout
L, CAHEN et N,l, SNELLING. 1966 ; T.N. CLIFFORD. 1968 ; L. CAHEN, 1969).
VI. - TRAITS SINGULIERS DU BASSIN DU GOURMA - ZONE DE TRANSITION
ENTRE LE CRATON ET LA ZONE MOBILE
Tandis que le "seuil" de Hombori - Goundam se manifeste comme un
vrai domaine épicontinental, la position intermédiaire du bassin du Gourma lui
donne des empreintes à la fois du craton et de la zone mobile.
Une forte inflexion du bord du craton a conduit au métamorphisme
de charge de la partie basale du bassin. Mais le soubassement est resté stable
empêchant, par exemple, toute activité volcanique et magmatique au sein
du bassin. Ainsi l'orogenèse, malgré son affinité, dans l'Est du bassin, avec
celle de la zone mobile, n'est en fin de compte qu'un plissement simple
propre aux couvertures épicontinentales.
Puis le bassin suit nettement l'évolution du craton. La surrection
de la chaîne n'est pas perturbée par failles ou décrochements. aucun volcanisme n'a lieu après l'orogenèse, traits qui caractérisent, par contre,
les chaînes plissées de la zone mobile (R. BLACK and M. GIROD, 1970). En revanche, au Permien, le Gourma est injecté de dolérites tholéitiques en même
temps que tout le synéclise de Taoudenni qui surmonte le craton (C. LAY et
R. REICHELT, sous presse).
- 22 -
VII. - SUR LA RELATION ET LE CONTACT DU BASSIN DU GOURMA (CRATON
OUEST AFRICAIN) AVEC LE PHARUSIEN DE L'ADRAR DES IFORAS
(ZONE MOBILE)
1) Les reZations
Dans l'Est du bassin du Gourma, les affleurements du Groupe d'Ydouban sont progressivement masqués par les formations quaternaires et tertiaires
du détroit de Gao. Au-delà de ce détroit, à environ 140 km vers le NordEst, émergent de la même couverture les affleurements sud-occidentaux de
l'Adrar des Iforas.
Ici notre attention est surtout attirée par le Pharusien qui affleure le plus souvent au bord de l'Adrar des Iforas, cette formation étant
donc géographiquement la plus proche du Gourma. Cet ensemble sédimentaire
a été étudié par R. KARPOFF (1958) et H. RADIER (1957), et considéré comme
appartenant au Précambrien moyen. Il s'agit essentiellement de quartzites,
de micaschistes et de cipolins qui révèlent aussitôt une grande similitude
lithologique avec la Formation l du Groupe d'Ydouban du Gourma.
Mais dans l'Adrar, cet ensemble est caractérisé aussi par des
intercalations volcaniques : des rhyolites, des laves andésitiques à ultrabasiques (Timétrine) et des cinérites (R. KARPOFF
l
H. RADIER). Ce faciès
traduit donc une évolution géosynclinale - océanique de la zone mobile comme
le montre, en outre, la fréquence des roches granitiques et gneissiques syn
à post-tectoniques.
Le Pharusien de l'Adrar des Iforas est très analogue à celui du
Hoggar (C. KILIAN, 1932 ; M. LELUBRE, 1952), pour lequel R. BLACK (1967),
en se basant sur des mesures radiométriques, a préconisé une orogenèse autour de 600 MA (orogenèse pan-africaine, W.Q. KENNEDY, 1964). Grâce aux
travaux détaillés de R. CABY (1970), on est en mesure maintenant de rapprocher,
du point de vue évolution et position paléogéographique, le Pharusien de
l'Adrar des Iforas de certaines formations mises en évidence par cet auteur
dans le Hoggar nord-occidental: à savoir la série à stromatolites et notamment les équivalents latéraux présumés de la série à stromatolites à "faciès
subsident", ens8mbles typiques attribués autrefois au Pharusien. R. CABY
- 23 -
(1970), disposant des datations radiométriques (C. ALLEGRE et R. CABY, 1968),
souligne, à son tour, l'analogie de ces séries avec celles représentées sur
le craton ouest africain, en particulier avec les formations de notre secteur
qui constituent le "seuil" de Hombori - Goundam et le bassin du Gourma.
Si nous comparons maintenant les formations du Gourma avec celles
de l'Adrar des Iforas, on pourra, en effet, relever un certain nombre de
traits communs. Nous avons déjà noté la similitude lithologique entre le
Pharusien et la Formation l du Groupe d'Ydouban. Ensuite, concernant le
Pharusien occidental en particulier, ensemble géographiquement le plus proche
du Gourma, on peut constater qu'il est, lui aussi, très épais (R. KARPOFF,
1960). Puis, selon les indications données par R. KARPOFF et H. RADIER, le
métamorphisme bien que peu élevé au point de vue température (zones à chlorite, biotite et début faciès amphibolite) semble être généralement de hautes
pressions, peut-être de type "Barrow" (mais on ne signale pas de disthène dans
le Pharusien occidental). Enfin, une haute pression est clairement prouvée
par les schistes et quartzites à glaucophane décrits par R. KARPOFF dans le
Pharusien du Timétrine.
En somme, comme dans le Gourma, on peut également déceler une forte
subsidence, sinon un véritable enfouissement, sur le bord occidental de
l'Adrar des Iforas (cf. R. CABY, 1970). On constate ainsi de part et d'autre
du détroit de Gao une évolution en partie symétrique: à l'Ouest, sur le
craton, forte subsidence à faciès épicontinental ; à l'Est, dans la zarle
mobile, forte subsidence à faciès géosynclinal - océanique avec vive activité magmatique.
L'esquisse structurale (fig.7) montre d'une manière assez claire
que ces deux domaines ont ensuite été soumis aux contraintes d'une même
orogenèse (± 600 MAl.
Si nous suggérons ainsi une corrélation stratigraphique entre le
Groupe d'Ydouban du Gourma et le Pharusien de l'Adrar des Iforas, il convient
cependant de préciser que nous n'avons pas encore de preuves géochronologiques concernant le Pharusien (1).
( 1)
La seule datation radiométrique connue dans l'Adrar des Iforas a été faite
sur des biotites d'une enclave d'un granite pharusien ayant donné au Rb/Sr
un chiffre de 508 ± 29 MA (R. KARPOFF et M. LASSERRE, 1969). Traduisant
peut-être une "limite jeune" d'une activité magmatique à l'aube du Cambrien
(J. BOISSONNAS et al. 1969), cette mesure isolée et ponctuelle doit être
considérée, en accord avec les auteurs, sous toute réserve.
- 24 -
2) SuP le Contact
La limite orientale du craton ouest africain a été récemment examinée par R. CABY (1970), qui conclut qu'elle "correspond à une zone d'accidents majeurs précoces". Ceux-ci sont des décrochements verticaux au NordOuest du Hoggar (à l'Ouest de Ouallen, R. CABY) ou des chevauchements comme
dans la zone Togo- Dahomey (G. HUOT et F. LELDNG, 1963 ; J. MARCHESSEAU,
1963
R. BLACK, 1967 ; N.K. GRANT, 1969). Les propos géophysiques de P. LOUIS
(1969) sont très significatifs à cet égard.
Dans notre secteur, malheureusement, le contact entre le craton et
la zone mobile doit se situer au-dessous du détroit de Gao, puisque le Groupe
d'Ydouban du Gourma comme le Pharusien de l'Adrar des Iforas disparaissent
sous le recouvrement de ce détroit.
Or, dans la région concernée se trouve une zone affectée de failles
que nous avons appelée "zone de faiblesse" de Gao. Celle-ci comporte du socle
birrimien comprenant des fragments anciens d'âge précambrien inférieur
probable (Ouzzalien), qui sont supposés avoir été soulevés le long des accidents précoces avant la transgression du Précambrien supérieur. Cette zone
formant actuellement le soubassement dans l'extrême Est du bassin ne semble
pas être sans intérêt concernant le problème envisagé ici.
A ce propos, considérons la propagation du métamorphisme dans le bassin du Gourma. Après son apparition progressive d'Ouest en Est, le métamorphisme diminue à nouveau ou disparaît même totalement (région de Guemri) à
l'approche des môles anciens sous-jacents. Ainsi on note que l'axe du métamorphisme maximal, donc vraisemblablement la zone à plus fort affaissement,
s'allonge nettement à l'Ouest et au Sud-Ouest de la zone de faiblesse. Il en
résulte que celle-ci et les fragments anciens en particulier, ont pu jouer
un rôle plus ou moins passif durant la subsidence du bassin. Amorcée avant
la transgression, la zone de faiblesse se serait comportée par la suite en
partie comme une zone résistante en constituant une "ride" (1) dans la mer
du Précambrien supérieur. En raison de son importance éventuelle, nous la
nommerons "ride de Guemri".
( 1)
Nous avons hésiter entre divers termes. L'appellation "ride" peut être
modifiée, si une autre définition s'impose.
- 25 -
On peut alors se demander si le Pharusien, c'est-à-dire le Précambrien supérieur du faciès à évolution géosynclinale - océanique, ne commencerait pas à se développer immédiatement à l'Est de cette
venons de suggérer. Dans ce cas, la
~ride~
~ride~
que nous
de Guemri présumée constituerait
le bord est du domaine épicontinental, donc du bassin du Gourma (fig.6). Nous
ignorons cependant, si cette limite craton/zone mobile, a été marquée lors
du Précambrien supérieur, par des dislocations importantes, comme par exemple
à l'Ouest du Timétrine (R, KARPoFF) et au Nord-Ouest du Hoggar (R. CABY).
Ceci est probable. et le rejeu de ces mêmes failles. aurait ultérieurement
donné naissance au
~fossé
de
Gao~
? (H. RADIER. 1957
J
Y. CRENN, 1962).
Ce fossé est justement situé le long de la limite supposée craton/zone mobile.
Enfin, regardons la carte gravimétrique de l'oRSToM (Y. CRENN et al,
1962
J
P. LOUIS, 1969). La
~ride~
de Guemri ou le bord présumé du domaine épi-
continental, coincide partiellement avec une ligne sinueuse d'anomalies positives, partant du Dahomey dans le Sud et allant jusqu'au Tanezrouft au Nord
(cf. P. LOUIS, 1969). Dans notre secteur, les anomalies de Cosseye (môle
d'Amalaoulaou) et de Doumbaria jalonnant la
~ride~
correspondent certainement
encore au craton. compte tenu de la Formation l du Groupe d'Ydouban à faciès
épicontinental, disposée autour et au-dessus de ces masses lourdes. La limite
craton/zone mobile serait donc à tracer à l'Est de ces anomalies. Mais là,
le problème se complique avec la présence, à l'Est de ooumbaria, de l'anomalie parallèle d'In Tafidet - Médiadilet. Celle-ci semble être due également
à un fragment ancien, comme la masse lourde de l'anomalie de Cosseye. On est
donc fortement tenté de l'incorporer dans le soubassement stable du bassin du
Gourma. Mais si l'on trace la limite du craton à l'Est de l'anomalie d'In
Tafidet - Médiadilet (1) et si on la prolonge ensuite vers le N.NW en suivant
le bord est de cette anomalie, on entre en pleine zone mobile. Le Pharusien du Timétrine et d'In Assadjé (R. KARPoFF) se trouverait alors à l'Ouest
de cette ligne. On est ainsi amené à la placer entre l'anomalie de Doumbaria
et celle d'In Tafidet - Médiadilet
(2)
, comme le faisait déjà R. CAB Y (1970,
carte h. -t,).
(1) En réalité, il s'agit de 4 anomalies alignées entre Tafidet au SE et
Médiadilet au NW.
( 2)
Bien que cette solution divise la bande sinueuse d'anomalies pos~t~ves,
structure en soi remarquablement uniforme, en deux parties de soubassements
ayant participé à des évolutions si différentes. Nous n'ignorons pas
les problèmes qui en résultent.
Fig. 6
o·
LA "RIDE" DE GUEMRI
DANS L'EST DU BASSIN DU GOURMA
lS·
\
\
X
\
X
x
'::::s::':':'>'.:':"
X
X
X
X
Front du métamorphisme dans l'Est du bassin
FX';/'q
Zones à métamorphisme maximum
de haute pression
~
Tracé de la "ride"
ADRAR
X
X
X
X
X
DES
X
X
•
IFORAS
"
~;:
{ ..
"-
\,
X
\
"- ,
Môle d'Amalaoulaou
X
X
X
X
~ Zone mobile de 700 à 500 MA
X
X
X
X
[TI
Jakamba
x.
Soubassement (craton de 3000 à 2000 MA)
Limite hypothétique craton - zone mobile
X
-+30-
Anomalies gravimétriques (d'après Y. CRENN, 1962)
~JO . /
--+10
( r-,-'"
\ (
~ \
0102030
f-----=I
,
,
50
f-----=I
100 km
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/
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+
+
+
+
+
+
+
'"
16·
,,
,
\.
\.
,
\
+
+
\
- 26 -
Nous dessinons ainsi le contact entre le craton et la zone mobile
d'après les observations de surface et la reconnaissance gravimétrique, mais
nous soulignons le caractère encore très hypothétique de son tracé. D'ailleurs,
toutes les réflexions que nous venons de faire ont plutôt pour but d'orienter
les recherches futures. (1)
VIII. - EXTENSION DU "SEUIL" DE HOMBORI - GOUNDAM ET DU BASSIN DU
GOURMA EN DEHORS DU SECTEUR ETUDIE
1) Le "seuil" de HomboY'i - Goundam
a) Dans l'Azaouad
Ci-dessus, nous avons tracé son extension à partir de la transgres.
.
.
"G
Slon
sur l e b ouc l ler
vo l t"
alque Jusqu
a oun d am - N'la f oun ke- ( 2 ) . L'a, l e " seul. l" ,
souvent masqué par la couverture quaternaire, s'infléchit vers le Nord, puis
progressivement vers le Nord-Est. Il réapparait dans l'Azaouad, au Nord-Est
de Tombouctou, jalonné par des affleurements bien connus décrits par R. CHUDEAU
(1915), Th. MONOD (1939), R. KARPOFF (1946) et H. RADIER (1955b).
Ces affleurements ont souvent été comparés avec ceux des anciennes
séries de Labbézenga (R. KARPOFF) et d'Ydouban (H. RADIER) dans le Gourma.
Malgré des similitudes lithologiques, nous sommes plutôt tentés, selon la nouvelle conception stratigraphique et structurale du secteur, de les attribuer
au Groupe de Hombori du seuil. R. KARPOFF et H. RADIER, eux-mêmes, ont autrefois déjà rattaché les divers grès situés ici respectivement à l'Ouest et
au Sud-Ouest (grès du Tadrart) aux grès de Koutiala de Goundam ( = Formation
de Hombori - Douentza) (cf. M. DEFOSSEZ, G. PALAUSI, H. RADIER, 1956, carte
h.-t. ; G. LANG, 1969). Mais selon tous les auteurs, ces mêmes grès et quartzites, accompagnés souvent de calcaires, de calcschistes et de schistes
(1) Des études séismologiques y seraient d'une grande utilité.
( 2)
Dans cette zone, le "seuil" passe donc en-dessous du fleuve Niger, pour
l'histoire duquel ce "seuil" sembla avoir joué un rôle marquant. Soumis à
des oscillations épirogénétiques depuis sa naissance, le "seuil" aurait pu,
par exemple, faire barrage lors de l'installation du delta intérieur. Actuellement, dans le domaine du "seuil", le fleuve serpente et se divise en
nombreux bras, ne sachant pas vers où se diriger. Il ne prend son cours
normal qu'à Tombouctou lorqu'il a franchi 12 bord est du "seuil". Le fleuve
en hautes eaux déborde el ùélruit actuellement ses terrasses anciennes
(hautes terrasses) ; doit-on en conclure que le "seuil" est en train de
s'abaisser?
- 27 -
argileux, se poursuivent encore loin vers le Nord-Est jusqu'à Anefis
(Azaouad) et El Mraïti. Cet ensemble est plissé, schisteux et, par endroits
même, légèrement métamorphique (R. KARPOFF, 1946, 1958). On peut en déduire
que l'on est en présence de la Formation la - Irma, partie supérieure, et
de la Formation de Hombori - Douentza (1). Les quartzites de celle-ci alternent souvent avec des schistes argileux. Si cette association quartzites schistes s'observe sur le flanc oriental de la bande d'affleurements, il pourrait s'agir de la Formation lb équivalente du Groupe d'Ydouban. Dans ce cas,
elle représenterait la transition vers le bassin du Gourma, qui doit s'étendre immédiatement à l'Est sous la couverture tertiaire - quaternaire.
Soulignons les observations paléogéographiques très remarquables,
décrites déjà en 1939 par Th. MONOD. concernant l'évolution post-précambrienne de ce secteur. Th. MONOD s'est demandé si les affleurements précambriens
de l'Azaouad alignés entre Tombouctou et le Timétrine n'auraient pas constitué un isthme, ayant séparé, "à certaines périodes, le bassin Bamba - Tilemsi
du bassin d'Araouan - Taoudenni". Cette dorsale aurait peut-être limité vers
le Sud-Est la pénétration des mers paléozoïques et expliquerait, par exemple,
la dualité des terrains secondaires et tertiaires de part et d'autre de
cette zone.
Ces remarques de Th. MONOD reflètent parfaitement nos idées actuelles sur le "seuil" de Hombori - Goundam. Installé déjà au Précambrien supérieur, il continue donc à jouer durant les ères suivantes et subsiste même
de nos jours (voir note 2 p. 26).
(1)
Je n'ai jamais vu, hélas, ces affleurements intéressants. C'est pourquoi
il convient d'être prudent à l'égard de cette interprétation. En effet,
les descriptions de divers auteurs (calcaires, schistes rouges et grès)
rappellent quelquefois les Formations II et III du Groupe d'Ydouban.
Mais les mêmes faciès se rencontrent aussi dans les niveaux cités cidessus du Groupe de Hombori. En outre, compte tenu de la tectonique constamment nord-est dans l'Azaouad, je crois que le synclinorium du bassin
du Gourma composé des formations II et III, s'infléchit également dans
cette direction et se ferme bien à l'Est ou au Sud-Est de ces affleurements.
- 28 -
A 130 km environ au Nord-Est d'Anefis - El Mraiti. on rencontre
les affleurements d'In Achmed - Adrar Ibahouène. découverts par S. RoUAIX
(1957). J'ai pu voir ces affleurements en 1958 en accompagnant J.R. VILLEMUR
( 1967. fig. 28 ) •
On y observe en discontinuité de bas en haut (schématiquement) :
des conglomérats et quartzites à ripple-marks. des argilites. des calcaires
plus ou moins silicifiés. contenant des brèches calcaires et des récifs importants de stromatolites (1). puis. au sommet. encore des quartzites.
rouges et blancs. Ces roches constituent de nombreuses collines. dessinant
des plis ou des flancs de plis à faible pendage de 10 à 20° en moyenne. le
tout noyé dans une couverture crétacée à quaternaire continentale.
Ces affleurements. se trouvant dans le même alignement. peuvent
être considérés comme l'extrémité nord-ouest du "seuil" de Hombori - Goundam.
Mais une grande similitude de faciès (S. RoUAIX. 1957) les rapproche. en
même temps. du Groupe du Hank (J.R. VILLEMUR. 1967 ; R. TROMPETTE. 1961).
formation du Précambrien supérieur. qui caractérise la bordure (et la base)
de la couverture de plate-forme dans le Nord-Ouest du bassin de Taoudenni.
Il est très vraisemblable que les affleurements d'In Achmed occupent ici
une position identique sur le bord oriental du craton. En effet. le Pharusien
à évolution contemporaine de la zone mobile n'affleure qu'à 70 km au Sud-
Est dans le Timétrine et au Nord-Est à In Assadjé. Un soubassement stable
ou "passif" pourrait être représenté par les gneiss du plateau d'In Assadjé
(R. KARPoFF. 1958 ; cf. R. CABY. 1970). affleurant à 60 km seulement au Nord-
Est d'In Achmed. On doit pratiquement conclure ici à l'absence des formations du bassin du Gourma.
Enfin. soulignons la fracturation et le plissement déjà appréciables de la série d'In Achmed. dus. sans doute, à l'orogenèse autour de
600 MA.
(1)
COTIllTle il résulr.e d'une CUIILparau>uu des échantillom;, les stromatolites
d'In Achmed sont identiques à ceux prélevés par J. ARENE dans la formation de calcaires à stromatolites de l'Adrar Ahnet du Hoggar (voir
J. ARENE, 1968).
- 29 -
Outre son extension vers le Hank, on peut penser que, vers le Nord
et Nord-Est, cette série s'incorpore également dans la zone mobile voisine,
particulièrement affectée par cette orogenèse. On la retrouve effectivement
comme série à stromatolites, fortement plissée et métamorphisée, surmontant
le socle du Tassendjanet dans le Hoggar nord-occidental (R. CABY, 1970).
d) Dans l'Est et le Sud-Est
Alors que le seuil de Hombori - Goundam manifeste une extension
remarquable vers le Nord et le Nord-Est du craton, il ne semble pas qu'il
en soit de même vers le Sud et le Sud-Est. On peut seulement supposer qu'à
partir de sa limite d'érosion sur le bouclier voltaïque, il se soit poursuivi
autrefois vers l'Est afin de se resserrer et disparaître probablement à l'Ouest
de Gassa (fig.5). Selon nos connaissances actuelles, aucune évolution ni
faciès lithologique du sillon Ghana - Togo - Dahomey ne rappellent franchement
ceux du "seuil".
2) Le bassin du Gourma
a) Dans l'Azaouad
Le bassin du Gourma s'étend sans doute au Nord du Niger, où il est
entièrement caché par la couverture tertiaire et quaternaire. Comme dans le
Gourma, le bassin est limité ici par le "seuil" de Hombori - Goundam à l'Ouest
et par la zone mobile à l'Est. Par contre, le bassin semble se resserrer puis
disparaître vers le Nord, du fait du rapprochement progressif du seuil de
Hombori - Goundam et de la zone mobile dans la région In Achmed - Timétrine.
Remarquons que, dans le bassin qui s'étend au Nord du fleuve. le
métamorphisme pourrait être plus important, sinon plus fort. compte tenu de
sa présence sur le seuil même dans cette région (R. KARPOFF, 1946, 1958).
Il est délicat, par contre, de détecter l'extension du bassin vers
l'Est et le Sud-Est. Notons qu'avant d'être masquées par le Continental terminal, les couches prennent progressivement la direction sud-est. Celle-ci
- 30 -
s'observe à nouveau à Gassa (E. MACHENS et R. REICHELT, 1965). La bordure du
bassin n'est pas atteinte par le métamorphisme. Le bassin y montre donc une
tendance à s'étendre, avec des traits nettement épi continentaux, en direction
du sillon Ghana - Togo - Dahomey (N.R. JUNNER, 1940
M. ROQUES, 1948 ;
P. AICARD, 1953
N.K. GRANT, 1969 ;
R. PoUGNET, 1955 ; R. BLACK, 1967
N.A. BoZHKo, 1969).
Il est peu probable que le domaine fortement subsident du Gourma
atteigne cette région. Aucun compartiment de ce sillon, qui semble avoir été
très rétréci par des chevauchements (J. MARCHESSEAU, 1963, 1969 ; R. BLACK,
1967
N.T. GRANT, 1969) ne montre une évolution identique. On peut cependant
penser qu'il existait une communication directe le long du bord du craton,
non ou peu enfléchi, pratiquement une zone de transition entre le bassin
de Bamako - Mopti - Koutiala et la zone mobile (fig.5, 7). Les affleurements
de Gassa (environ 600 m de grès passant aux schistes argileux vers l'Est)
pourraient être un témoin de cette communication. Enfin, cette zone aurait pu
déboucher dans le bassin de la Volta, dont la partie orientale paraît avoir
été largment chevauchée par la chaîne de la zone mobile (fig.7). Le passage
du craton vers la zone mobile s'y manifeste donc assez brutal. La limite a
pu correspondre primitivement à un décrochement qui coinciderait actuellement
avec le chevauchement de la base du Buem, marquée par un niveau discontinu
de serpentinites (G. HUoT et F. LELDI\JG, 1963). Cette hypothèse serait conforme aux observations faites par R. CABY, 1970, sur la même limite dans le
Hoggar nord-occidental et au Timétrine, limite qui correspondrait à des accidents majeurs jalonnés par des roches ultrabasiques. Au Dahomey. on observe
en effet à l'Ouest du chevauchement en question, le Précambrien supérieur à
faciès épicontinental (formations de base infratillitiques du bassin de la
Volta) (J.C. LEPRUN et R. TROMPETTE, 1969 ; J. SOUGY, sous presse) et à l'Est,
l'équivalent à faciès géosynclinal-océanique (Buem, Atacorien et faciès
"dahomeyen"J (P. AICARD, 1953 ; R. PoUGNET, 1955 ; G. HUOT et F. LELoNG,
1963) .
On peut donc supposer que le bassin du Gourma subsident a dû s'arrêter plus au Nord du sillon Ghana - Togo - Dahomey. Là, il se termine, peutêtre, de la même manière qu'à son extrémité septentrionale, en se "pinçant"
entre le bord du craton non enfoncé et la zone mobile. Ceci doit se passer dans
- 31 -
la région recouverte actuellement par le bassin crétacé-tertiaire des Iullemeden (qui cache donc la liaison supposée aussi bien entre le Gourma et
le bassin de la Volta s.l. qu'entre le Gourma et l'Adrar des Iforas).
En
conclusion
Le "seuil" de Hombori - Goundam formé par du Précambrien supérieur,
s'allonge en forme de croissant dans la partie orientale du craton ouest
africain. Vis-à-vis du bassin du Gourma, il constitue en quelque sorte le
bord "intérieur" bombé de la plate-forme. Dans le Nord, il semble rejoindre
le bord réel de celle-ci. Situé pourtant à proximité de la zone mobile, le
seuil fut atteint par le plissement de l'orogenèse pan-africaine autour de
600 MA.
Depuis, ce domaine a conservé son caractère de seuil jusqu'à nos
jours.
Le bassin du Gourma précambrien supérieur a évolué sur une partie
marginale du craton ayant été profondément enfoncée, mais qui est restée
toutefois stable. Les contours du bassin dessinent un large triangle, déterminé au Sud et à l'Ouest par le croissant du seuil surmontant le craton
"exhaussé", et à l'Est par la zone mobile contenant des môles subméridiens
(passifs) du socle ancien. Coincé entre ces blocs pendant l'orogenèse panafricaine autour de 600 MA, le bassin acquiert ainsi les structures courbées
qui lui sont propres et typiques. Elles s'opposent apparemment aux structures
subméridiennes du Précambrien supérieur de la zone mobile, mais elles leur
deviennent de plus en plus parallèles dans les zones de contact supposées
(fig.?).
- 32 -
L'érosion de la chaîne plissée n'est pas suivie par des sédiments
de type molasse (absence de failles et de fossés postorogéniquesl ni par
d'autres dépôts paléozoïques. Le domaine du bassin du Gourma a dO se soulever lentement et passer par de longues périodes continentales. Il présente actuellement une pénéplaine où affleure le plus souvent la racine de la chaîne.
Seuls le Tertiaire et le Quaternaire continentaux témoignent des dépôts ultérieurs.
La figure 8 montre la place du "seuil" de Hombori - Goundam et du
bassin du Gourma ainsi que la situation de leurs domaines équivalents dans
l'ensemble du synéclise de Taoudenni. Après une érosion plus ou moins forte
vers la fin du Précambrien supérieur, ces divers domaines subissent une glaciation étendue, dont témoigne une tillite. Celle-ci ne s'est conservée que
dans les parties du synéclise ayant gardé dans la suite un caractère subsident. Pour cette même raison, la tillite y est suivie par l'épisode sédimentaire "éocambrien".
Ces trois périodes, Précambrien supérieur épicontinental - glaciation - "Eocambrien". traduisent l'évolution simple de la plate-forme ouest
africaine durant le passage du Protérozoïque au Paléozoïque. Elle est contemporaine de l'évolution paroxismale de la zone mobile de 700 à 500 MA. représentée par le Pharusien et la série pourprée-nigritienne molassique comprenant. elle aussi, des témoins glaciaires (voir bibliographie pour fig.8l.
- 33 -
LIS T E
Figure 1
FIG URE S
DES
Situation du secteur étudié.
"
2
(Tableau) Division lithostratigraphique du Groupe de Hombori.
"
3
(Tableau) Division lithostratigraphique du Groupe d'Ydouban.
"
4
Métamorphisme du Groupe d'Ydouban ; essai de zonéographie.
"
5
Domaines du Précambrien supérieur dans la partie sud du bassin
de Taoudenni ; esquisse paléogéographique.
"
6
La "ride" de Guemri dans l'Est du bassin du Gourma.
"
7
Esquisse structurale de la zone de contact sud-orientale du
craton ouest africain avec la zone mobile de 700 à 500 MA.
"
8
Synéclise de Taoudenni (stade précambrien supérieur à
"éocambrien") .
Figure 7:
P. Aicard, 1953; R. Black, 1967; R. Caby, 1970
M. Defossez, 1958 ; N.K. Grant, 1969 ; G. Huot et F. Delong, 1963
R. Karpoff, 1958, 1962, 1965 ; E. Machens, 1965, 1968 ; E. Machens et
R. Reichelt, 1965 ; J. Marchesseau, 1969
G. Palausi, 1958 ; R. Pougnet, 1955
P. Masclanis, 1955 ;
H. Radier, 1955b, 1957 ; G. Vitali et
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Figure 8 : P. Aicard, 1953 ; J .P. Bassot, 1963 ; C. Bense, 1961 ;
R. Black, 1967 ; N.A. Bozhko, 1969
R. Caby, 1970 ; R. Dars, 1961
M. Oefossez, 1958 ; J. Delpy, 1959
J. Delpy, R. Trompette et J.R. Villemur,
1963 ; N.K. Grant, 1969 ; N.R. Junner et T. Hirst, 1946 ; R. Karpoff, 1958
J. C. Leprun et R. Trompette, 1969 ; G. Palausi, 1958 ; H. Radier, 1957 ;
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THESE enregistrêe au C.N.R.S. sous le n°
A.O. 5.465

Etude géologique résumée du gourma (Afrique occidentale) un

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