PARTIE A : GEOLOGIE DE LA COTE D’IVOIRE

I. APERÇU GEOLOGIE DE LA COTE D’IVOIRE

La Côte d’Ivoire appartient au Craton Ouest Africain. Défini en 1965 par Rocci, le Craton Ouest Africain affleure en trois endroits de tailles inégales à travers la couverture sédimentaire dont deux zones d’affleurement majeures que sont : au Nord, la Dorsale de Réguibat et au Sud, la Dorsale de Man. Ces deux zones sont séparées par le bassin de Taoudenni (Post-Hercinien) au Sud-Ouest duquel apparaissent les fenêtres de Kayes et de Kéniéba. Le craton est limité à l’Est par la zone mobile de l’Afrique Centrale elle-même composée au Nord, de la Chaîne Pharusienne et au Sud par la Chaîne des Dahoméyides. Ces deux chaînes panafricaines sont séparées par le bassin du Niger (Post-Hercynien). Du côté Ouest, il est limité au Nord par les Mauritanides qui sont des chaînes hercyniennes et au Sud par la ceinture panafricaine mobile du Kasila. Ces deux ensembles sont séparés par le bassin Sénégalo-Mauritanien (Mésozoïques).

La Dorsale de Réguibat concerne le Sahara Occidental, le Nord de la Mauritanie, et s’étend jusqu’en Algérie. Elle est composée de deux zones. L’une comprenant l’Ouest et le Centre où dominent les roches archéennes. L’autre à l’Est, composée essentiellement de formations protérozoïques, est à cheval entre la Mauritanie et l’Algérie.

La Dorsale de Man présente un schéma identique au précédent, avec à l’Ouest, les formations archéennes et à l’Est, les formations protérozoïques inférieures. Ces deux ensembles sont séparés par la faille de Sassandra d’orientation N-S et, définissent, avec les formations du Bassin Côtier, la Géologie de la Côte d’Ivoire (fig. n°3). Cette partie Méridionale du Craton Ouest Africain doit son nom à BESSOLES [1977]. Elle s’est stabilisée aux environ de 1600 Ma (YACE, 1984).

Grâce aux mesures géochronologiques, l’histoire du Précambrien de la Côte d’Ivoire peut être divisée en deux grandes périodes (TAGINI et al, 1972) :

Le mégacycle libérien, plus vieux de 2300 millions d’années (Ma),Le mégacycle éburnéen, compris entre 2300 et 1500 Ma. Par ces âges, le mégacycle libérien appartiendrait à l’Archéen et le mégacycle éburnéen au Protérozoïque inférieure et au début Protérozoïque moyen.

Postérieurement à ces mégacycles, des kimberlites et dolérites fournissent quelques âges radiométriques compris entre 1500 et 284 Ma. Les roches volcaniques ultérieures s’échelonnent du Protérozoïque moyen au Permien et, les formations affleurantes du bassin sédimentaire côtier sont du Crétacé, du Paléocène, du Pliocène et du Quaternaire.

1-Les formations archéennes.

Les formations archéennes de la Côte d’Ivoire font partie du Domaine KENEMA - MAN de la Dorsale de Man. Ce Domaine couvre l’extrême Ouest de la Côte d’Ivoire, une grande partie du Liberia, de la Guinée, et toute la Sierra Leone. En plus du Mégacycle libérien qui affecte les formations ivoiriennes, les datations radiométriques (Rb-Sr) distinguent en Sierra Leone un Mégacycle Leonien, antérieur à 3000 Ma (Mc FARLANE et al, 1980).

figure n°1a :noyaux cratoniques de l’Afrique d’après CLIFFORD [1968a] ,ROCCI [1965] ET KENNEDY [1964]

1.Noyaux cratoniques majeurs. 2. zones péricratoniques activées orogéniquement du Précambrien terminal au début Paléozoïque. 3. Ages supérieurs à 700 M.a., dans ces zones. 4.Ages 680-580. Katangien. 5. Ages 580-450. Damarien (Orogénie panafricaine). 6. Ages 450-350. 7. Zones de socle rajeuni. 8. Zones de plissements. 9.Fractures profondes. 10.Aires marines secondaires et tertiaires.

1.1. COMPLEXE DE BASE

Sur le plan lithologique, le complexe de base des formations archéennes de la Côte d’Ivoire se décrit comme un ensemble continu qui s’étale d’un pôle granitique à un pôle noritique.

Dans la série granitique, LEGOUX inclut toutes les roches leucocrates à orthose ou microcline exprimés. Elle comprend également tous les termes depuis les granites calco-alcalins jusqu’aux granites magnésiens.

La série noritique contient des roches leucocrates à mélanocrates caractérisées par la présence de plagioclases et de pyroxènes magnésiens. Il décrit ainsi des aplogranites, des granites calco-alcalins, des granites à perthites et des granites à hypersthènes. Dans les termes leucocrates, le feldspath potassique n’est jamais individualisé, ce qui la différencie des granites à hypersthène.

En 1984, CAMIL définit deux zones dans la région de Man :

une zone composée de gneiss gris granulite au Nord de la faille Man-Danané. Ces gneiss gris granulites présentent souvent un rubanement composé de bancs gris clairs, de bancs gris sombres et de bancs sombres. En plus des pyroxènes, la minéralogie de ces bancs se caractérise par la présence de hornblende brune, surtout dans les faciès sombres. Le feldspath potassique est un orthose perthitique quand il existe et le plagioclase, une antiperthitique. Cet ensemble inclut la série noritique de P. Legoux.

une zone composée de gneiss migmatitiques au Sud de la faille Man-Danané. Ces gneiss migmatitiques sont à biotites et forment des bandes quartzo-feldspathiques blanches ou roses alternant avec des bandes micacées plus sombres : contrairement au granulites ils ne contiennent ni hypersthène, ni orthose mais se caractérisent par la présence de microcline.

figure n°1b : Carte géologique schématique de l’Afrique occidentale d’après DALLMEYER &LECORCHE [1990] et TROMPETTE [1973]

1.2. LES ROCHES SUPRACRUSTALES

Les formations supracrustales de l’archéen ivoirien se présentent comme des lentilles étirées parallèlement à la foliation (globalement NE-SW) des migmatitiques et gneiss migmatitiques encaissants (CAMIL, 1984). Les plus grandes mesurent en moyenne 10 km de long. Elles se retrouvent souvent au sommet des reliefs moyens tels les Monts Tia, Klahoyo et Douan (fig. n°4), et semblent appartenir à une chaîne qui se prolongerait jusqu’au Geo Range au Sud-Ouest du Liberia.

Ces roches ont été décrites et cartographiées pour la première fois à Man par BOLGARSKY en 1950. PAPON, en 1973, a mis en évidence leur extension dans le Sud-Ouest de la Côte d’Ivoire. Elles forment un complexe constitué de quartzites à magnétite et de roches basiques ou ultrabasiques dont la puissance peut atteindre 150 m : d’où leur appellation de « complexe des quartzites » proposé par CAMIL en 1984.

Les métabasites sont essentiellement représentées par des amphibolo-pyroxénites et les ultrabasites comprennent des pyroxénites, des hornblendites et des péridotites. Ces deux ensembles sont granulitisés. Cela se caractérise par la présence d’orthopyroxène qui, dans les métabasites, provient de la déstabilisation de la hornblende et du grenat, alors que dans les ultrabasites, il peut provenir de la déstabilisation du plagioclase (CAMIL, 1984).

figure n°2 : carte schématique de la Dorsale de Man (modifiée, d’après Gbélé [2000] et Milési et al., [1989]).

1. formations post-birimiennes (âge ? 1,8 Ga). 2. zone de transition archéen/paléoprotérozoïque. 3. granitoïdes indifférenciés du domaine paléoprotérozoïque. 4. sédiments, volcanosédiments et volcanites birimiens indifférenciés. 5. domaine archéen. 6. contact chevauchant. 7. couloirs décrochant.

figure n°3 : Schéma simplifié des ensembles géologiques en Côte d’Ivoire D’après la carte géologique au 1/1000 000 de la Côte d’Ivoire de Tagini [1972], modifiée

1.formations post-birimiennes ; bassins sédimentaire côtier. 2.batholite de Ferké : granitoïdes à deux micas associés ou non aux structures décrochant méridiennes. 3.bassins sédimentaires et volcano-sédimentaires.4.granitoïdes calco-alcalins localisés dans les bassins sédimentaires. 5. volcanisme et volcano-sédiments indifférenciés. 6.granitoïdes et granites rubanés gneiss et migmatites indifférenciés (âges supérieurs à 2,4 Ma). 7. domaine archéen. 8. âge

figure n°4 : Archéen du craton Ouest-Africain en Côte d’Ivoire. D’après la carte au 1/1000 000 de la Côte d’Ivoire : la carte de Camille [1984] et la carte de Papon [1973], modifiées

1.mylonite de la faille de Sassandra. 2.granitoïdes. 3.gneiss gris tonalitique 4.gneiss chanorckitites et leptynites. 5.orthogneiss œillés. 6. migmatites à hypersthène. 7.volcanites du birrimien. 8.métasédiments. 9.amphibolopyroxénites. 10.quartzites. 11.failles

2 Les formations Protérozoïques inférieures de la Côte d’Ivoire

A l’Est de la faille de Sassandra s’étend le Domaine Protérozoïque de la Dorsale de Man. Il est dénommé Domaine Baoulé – Mossi (fig. n°2). Schématiquement, il se présente comme un ensemble de gneiss formant le socle des formations supracrustales d’origine volcanique, subvolcanique, et sédimentaire mises en place ou déposées au sein de nombreux sillons ou bassins intracratoniques, dans lesquels se sont mis en place les granites du cycle éburnéen. Abouchami et al. [1990], Boher et al. [1992], attribuent un caractère juvénile à l’ensemble de ces formations. Elles se seraient différenciées du manteau vers 2200 à 2300 Ma et sont à

l’origine du grand événement d’accrétion crustale du Craton Ouest Africain dénommé le Birimien (KITSON, 1928).

2.1 LITHOSTRATIGRAPHIE DU BIRIMIEN IVOIRIEN

2.1.1 LE SOCLE GRANITO–GNEISSIQUE

Il représente un peu plus de la moitié des formations du Domaine Baoulé – Mossi. Il s’agit d’un ensemble de roches granitiques, généralement foliée et migmatisées par endroits, notamment dans le Nord de la Côte d’Ivoire : Boundiali, Korhogo, Dabakala et Nassian (fig. n°3).

Ces gneiss migmatitiques ont longtemps été considérés comme des témoins du socle anté-Birimien (ARNOULD, 1968). Lemoine [1988] puis Boher et al [1992] ont démontré leur caractère juvénile lié à l’événement Birimien après que Casanova [1973] dans son étude sur la géochimie des granitoïdes éburnéens ait mis en évidence le caractère trondhjémitique des gneiss migmatitiques du Nord de la Côte d’Ivoire.

Ces grandes aires granitiques ont été désignées par ARNOULD [1961] dans sa classification des granitoïdes éburnéens, comme « granites Baoulé du Craton ». Ce ne sont pas des masses homogènes. Elles se caractérisent par la présence de faciès variés à l’instar des gneiss migmatitiques dont le faciès dominant est un gneiss clair, extrêmement monotone, biotite seule ou rarement accompagnée d’amphibole dans la région de Dabakala selon Lemoine [1988]. Lemoine [1988] décrit également des granitoïdes dont le gisement est parallèle à la foliation des gneiss migmatitiques. Il s’agit de granites porphyroïdes à biotites, de granodiorites orientés à hornblende contenant de enclaves de micaschistes, d’amphibolite et d’amphibolo-pyroxénites, de granites leucocrates, syncinématiques à deux micas (type Ferké). Il décrit également des granitoïdes non concordant dont le granite de Sarala, leucocrate, homogène et équant avec un contact franc par rapport aux gneiss migmatitiques.

2.1.2 LES CEINTURES VOLCANO-SEDIMENTAIRES

2.1.2.1 CEINTURES VOLCANIQUES

Les ceintures volcaniques limitent généralement les sillons sédimentaires. Elles sont d’orientation NS ou NE-SW pour la plupart.

Bessoles [1977] note que le volcanisme Birimien est loin d’être uniquement basique et exceptionnellement ultrabasique. Effectivement en 1976, Yacé signalait déjà une occurrence (la seule) de métapyroxénolite dans son étude pétrographique détaillée du volcanisme de la moitié Sud du sillon de Fétékro.

Lemoine [1988] met en évidence un magmatisme basique à affinité tholéiitique dont les caractères se rapprocheraient de ceux des basaltes d’arcs océaniques modernes. Sont subordonnées à ce magmatisme, des formations acides essentiellement des pyroclastites. Ceci traduit le caractère bimodal du volcanisme birimien. Il fait succéder à ce premier ensemble, une lignée calco-alcaline avec des caractères d’arc continental.

Abouchami et al. [1990] ont étudié différents ensembles volcaniques du Domaine Baoulé-Mossi, y compris les fenêtres de Kayes et de Kéniéba-Kédougou, au Mali et au Sénégal, ainsi que le Protérozoïque Inférieur de la Dorsale de Réguibat. Le résultat majeur obtenu à partir des analyses isotopiques est sans nul doute le caractère juvénile de ce volcanisme, et la contamination apparente d’une éventuelle croûte archéenne préexistante. Les éléments majeurs en traces, ainsi que les isotopes indiquent un caractère bimodal pour l’ensemble des volcanites, allant de celui d’un basalte de ride médio-océanique à ce lui d’une tholéiite d’arc insulaire rendant ainsi difficile la définition d’un modèle géodynamique à partir de diagramme de discrimination de sites géotectoniques (BATIZA, [1981] ; FLOYD, [ 1982]).

Des granitoïdes intrudent les ceintures volcaniques ; ils ont une composition tonalitique à granodioritique (CASANOVA, 1973) et sont discordants. Le faciès type est le massif de Bondoukou, daté à 2167 Ma (TOURE et al., 1987), à l’Est de la Côte d’Ivoire qui a servi comme référence à plusieurs classifications des granitoïdes (ARNOULD, [1961] ; TAGINI, [1971]).

2.1.2.2 Bassins sédimentaires

Les bassins sédimentaires du Domaine Baoulé-Mossi (fig. n°3) sont de différentes tailles. En Côte d’Ivoire, le Bassin de la Comoé est le plus grand. Il est à cheval entre la Côte d’Ivoire et le Ghana et s’étire au Nord jusqu’au Burkina Faso pour former le sillon de

Houndé. Viennent ensuite, des bassins de taille plus modeste tels que ceux du Yaouré, et de Fétékro.

La succession lithologique dans ces bassins, subdivisée en Birimien inférieur et en Birimien supérieur, a toujours fait l’objet de polémique entre différentes générations de géologues. Au Ghana, Juner [1940] définit le Birimien inférieur comme un ensemble d’origine essentiellement sédimentaire et le Birimien supérieur comme volcanique parce que composé de laves basiques à intermédiaires et de pyroclastites. Milési et al. [1989] reconnaissent la même succession dans le reste du Domaine Baoulé-Mossi. Pour d’autres auteurs tels POUCLET et al., 1996 ; VIDAL et al., 1996 ; les volcanites sont à la base des sédiments. Des granitoïdes intrudent ces bassins. Ce sont des leucomonzogranites (CASANOVA, 1973), communément appelés leucogranite. Ils sont syntectoniques, orientés NE-SW et correspondent aux granitoïdes de type Ferké de Arnould [1961] et Tagini [1971]. On les rencontre également de façon abondante dans le Sud-Ouest de Côte d’Ivoire.

2.1.3 Les granitoïdes du Birimien

Les granitoïdes birimiens sont classés suivant la forme de l’intrusion. On rappelle que dans les points précédents, l’intrusion de granitoïdes dans les différents ensembles (socle, ceintures, bassins sédimentaires) a été évoquée et des conclusions sur la chronologie de leur mise en place ont été déduites.

Ceux correspondant à des intrusions plus ou moins bien circonscrites étaient considérés comme postérieur (ARNOULD, 1961). Des données géochronologiques ont révélé que certains massifs circonscrits tel celui de Bondoukou (fig. n°3) sont précoces (TOURE et al. 1987).

La composition des granitoïdes peut être tonalitique, mais elle est le plus souvent granodioritique et parfois granitique. Les vrais granites, selon la classification de Streckeisen [1976], ne sont pas fréquentes (CASANOVA, 1973).

2.2 Les formations du Domaine de Transition

On distingue dans le Domaine Baoulé-Mossi, dans la partie située à l’Ouest de la longitude 6°W une Zone de Transition (KOUAMELAN, 1996) où a été mise en évidence une contamination

des formations birimiennes et un segment de croûte archéen. Au sein de cette Zone de Transition, on distingue (fig. 3):

le Domaine de Boundiali ou domaine Nord situé au Nord du parallèle 9 ;

le Domaine de Séguéla-Vavoua ou le domaine Centre situé entre les parallèles 7° et 9° ;

le Domaine Sud qui s’étend du parallèle 7°N jusqu’à l’Atlantique.

Le socle granito-gneissique représente plus de la moitié des formations de cette zone de transition. Viennent ensuite les formations volcaniques, volcano-sédimentaires et sédimentaires. Tout cet ensemble est ensuite intrudé par des granitoïdes.

2.3 Les formations de la phase précoce Birimienne

On retrouve ces formations surtout à l’Est de la Côte d’Ivoire (fig. n°3) (DOUMBIA, 1998). Les régions concernées sont Katiola (au centre), Dabakala, MBahiakro et Nassian (à l’est).

2.3.1 Les ceintures volcano-sédimentaires

L’étude des formations sédimentaires a conduit Arnould en 1961 à assimiler le bassin de Marabadiassa (fig. n°5) au Tarkwaien du Ghana, à cause de la prédominance d’un faciès conglomératique. Il en décrit deux séries :

la série inférieure est composée de conglomérats de la Pinda (affluent du fleuve Bandama) et l’ensemble grauwackes et grauwackes conglomératiques à stratification parfois entrecroisée dans la partie sud du bassin. Les galets peuvent atteindre des tailles exceptionnelles de 50 cm : la taille moyenne étant de 2 à 5 cm. La nature des galets est très variée. Les galets de granite sont les plus grands. Ils sont bien usés et souvent sphériques. Les galets de roches vertes et grauwackes sont de petite taille et souvent roulés.

la série supérieure est composée de quartzites sériciteux à stratification entrecroisée de Diomankou (fig. n°3), d’extension réduite à la bordure ouest du bassin. Dans le Mt Angofii (fig. n°3) c’est un quartzite gris blanc à gris rosé, composé de grains de quartz

détritiques à peine jointifs et de quelques grains de feldspath dans un ciment de quartz recristallisé et de séricite.

2.3.2 Les formations d’origine plutono-volcanique

Ce sont des métavolcanites (métarhyolite, méta-andésite, métagabbro, etc.) qui s’alignent parallèlement à la bordure ouest du bassin et des granitoïdes de tailles et de composition variées (granodiorite, granite, leucogranite). L’absence de ces formations sous forme de galets dans les sédiments amène ARNOULD [1961] à les considérer comme postérieures à la sédimentation. Cela indiquerait un épisode de granitisation importante dans la phase terminale de la formation du bassin (environ 2100 Ma).

3 Le bassin sédimentaire côtier de la Côte d’Ivoire

3.1. Origine et structure de la Marge ivoirienne

La Marge océanique ivoirienne s’est créée à partir du Jurassique supérieur ou du Crétacé inférieur par l’ouverture d’un rift intracratonique, probablement contemporain du rajeunissement panafricain (BLAREZ, 1986). Il s’agit d’une marge de cisaillement (BOILLOT, 1983) sous la dépendance des failles transformantes de Saint-Paul et de la Romanche qui limitent un bassin losangique de type « mega pull.apart » (fig. n°3).

Au Nord, le prolongement de la fracture de Saint-Paul constitue « l’accident majeur, des lagunes » qui, du fait du contexte géodynamique global, a surtout joué en distension comme en témoigne sa structure en demi-rift (SPENGLER A. et DELTEIL J.R., 1964 ; TASTET J.P., 1979 ; BLAREZ E., 1986). Il constitue la limite septentrionale du bassin sédimentaire profond qui s’étend dans le domaine marin actuel sur une zone de croûte continentale amincie et, au-delà de la fracture de la Romanche, sur la croûte océanique (fig. n°5).

3.2. Les formations du Bassin sédimentaire

Correspondant à la Zone Sud, au relief de plaine mamelonnée située entre 0 et 200 mètres d’altitude (ARNAUD J.C., 1978), le bassin sédimentaire de la Côte d’Ivoire s’étend le long de la côte Atlantique. Il présente une partie émergée en forme de croissant,

d’une superficie de 8 000 km2 soit 2,5 % du territoire ivoirien (fig. n°3): la plus grande partie s’étendant en Mer.

Le bassin ivoirien représente la zone occidentale du vaste ensemble sédimentaire : le Bassin éburnéo-nigerien (MESTRAUD J.L., 1970).

Son histoire géologique (fig. n°6), liée à l’ouverture de l’Atlantique débute par le dépôt d’une épaisse formation de sables, grès, conglomérats et argiles versicolores d’origine continentale d’âge, vraisemblablement Jurassique supérieur ou Crétacé inférieur ; correspondant au stade de rift.

Sur cette série continentale reposent en discordance, 2 600 mètres d’argiles d’origine marine qui se terminent par des faciès conglomératiques. Cette série marine serait du Crétacé inférieur.

Sur cette série marine repose un Crétacé moyen représenté par des grès, des sables d’origine fluviatile passant à des calcaires gréseux parfois dolomitiques au centre du bassin.

Essentiellement argileux à l’Ouest, le Crétacé supérieur devient plus grossier au centre et de type calcaire biogène à l’est du bassin.

La série marine du Paléocène est constituée par 500 mètres de sédiments argileux et glauconieux. A l’Est du bassin, ces sédiments sont des sables, des argiles glauconieuses, des calcaires ou des calcaires coquilliers.

Ensuite, viennent se reposer sur le Paléocène, 490 mètres d’argiles sableuses à petits bancs calcaires et d’argiles glauconieuses plus ou moins sableuses d’âge Eocène. Les formations du Miocène, constituées de sables plus ou moins argileux, surmontés d’une marne argilo-silteuse viennent juste après, gisant ainsi en discordance sur l’Eocène. Cette « discordance de l’Oligocène » a amené SIMON et AMAKOU [1984] à suggérer dans la région d’Abidjan, l’existence d’un « paléocanyon » dont la tête serait orientée Est-Ouest et son flanc Nord confondu avec l’accident majeur des lagunes.

Enfin, au sommet de la série s’étendent les formations quaternaires de la plaine littorale constituée à sa base, par une formation lagunaire à argiles noires intercalées de tourbes et de

sables datés de 42 000 ans que FREDOUX [1977]et TASTET [1979] attribuent à un Quaternaire « moyen ». Sur cette formation, reposent 20 à 30 mètres de sables argileux anté-holocènes, vraisemblablement mis en place au cours du dernier épisode régressif (Ogolien) qui a vu la mer se retirer jusqu’à –110 mètres vers 18 000 ans B. P. (ASSEMIEN A. et al, 1970 ; MARTIN L. et al,1972 ; LE RIBAUT L. et al, 1979). La série finit par une formation de 60 mètres de vases et sables lagunaires à marins d’âge holocène.

II-APERÇU GEOLOGIQUE DU BASSIN SEDIMENTAIRE DE LA COTE D’IVOIRE

La côte d’Ivoire est subdivisée en deux parties : le socle cristallin qui représente 97,5% du territoire et le bassin sédimentaire côtier qui représente 2,5% du territoire. Cette zone fait l’objet de notre étude.

1-ORIGINE

Le bassin sédimentaire de la Côte d'Ivoire doit son origine à l'ouverture de l'Atlantique sud au Crétacé inférieur il y a environ 106 millions d'années.

2- CADRE STRUCTURAL DU BASSIN SEDIMENTAIRE

La marge ivoirienne est créée en bordure du craton Ouest africain par la séparation de l'Afrique et de l'Amérique du Sud, à une époque tardive par rapport aux autres zones concernées par cette séparation. Alors qu'elle est initiée dès le Jurassique moyen en atlantique central, la séparation avec création de croûte océanique se produit du cénomanien au Barrémien Aptien pour l'Atlantique Sud.Il est traversé par deux failles majeures de direction ENE-WSW :

* La faille Nord dénommée « fracture de Saint-Paul » qui se prolonge en un accident majeur sur le continent : « la faille des lagunes »* Et la faille Sud appelée « fracture de la romanche » qui se prolonge au Ghana.

Le jeu de ces failles crée un ensemble de failles antithétiques de direction WNW qui divisent le bassin en panneaux.

3-MISE EN PLACE DU BASSIN SEDIMENTAIRE IVOIRIEN

La mise en place du bassin s'est déroulée en plusieurs étapes :

Une phase d'extension Est-Ouest qui a crée un bassin profond et l'a débité en bloc par failles normales.*Une phase de mouvements coulissants qui jusqu'à la limite de l'Albien-Cénomanien (96.593m.a) se fait entre deux domaines continentaux (Afrique et Amérique su Sud), et qui à partir du Cénomanien a lieu entre le domaine continental Africain et le domaine océanique entraînant ainsi la dérive continentale de l'Amérique du Sud par rapport à l'Afrique.*La marge transformante devient totalement inactive au Santonien. Elle devient donc une marge passive, siège d'une subsidence modérée, assez régulière, entrecoupée de réajustements tectoniques favorisant les dépôts de biseaux sédimentaires. Elle est le siège d'une série de transgressions et de régressions qui déposera d'importants sédiments marins du Sénonien au Tertiaire.*Au Miocène, a lieu un dernier soulèvement qui marque la fin de la sédimentation, purement marine et le début de dépôts continentaux à fluvio-lacustres , appelé continental terminal sur l'Onshore.

4-LES DISCORDANCES MAJEURES

Le bassin sédimentaire de Côte d'Ivoire est affecté par trois discordances majeures :*La discordance post-Albienne : régionale, elle correspond à la transition Albienne / Cénomanienne (96.5 Ma).*La discordance Intra Sénonienne : Régionale, son origine reste encore mal élucidée. Cette discordance tronque par endroit les sédiments de l'Albien.*La discordance Oligocène : Présente dans tous les bassins de l'Afrique de l'Ouest, son origine serait due à une baisse générale du niveau de la mer.

5-LA STRATIGRAPHIE

La stratigraphie reconnue par les forages, dans la marge d'Abidjan, va de l'Albien (106 -100m.a) au Miocéne récent (10-6 Ma). Les sédiments d'âge Albien sont constitués de dépôts argilo-grèseux très épais. Les sédiments d'âge Cénomanien sont constitués par des dépôts argilo-carbonatés peu épais et de séries sableuses ou sablo-argileuse déposées dans un environnement marin peu profond. Les dépôts post-Cénomaniens sont constitués de séries argileuses épaisses et de dépôts sableux dans des chenaux sous-marins.

6-LA GEOCHIMIE

Les études géochimiques démontrent que les formations albiennes et cénomaniennes sont matures mais que les huiles du bassin ne semblent pas avoir été générées dans l'environnement où elles ont été piégées. La maturité et la qualité des huiles semblent décroître d'Ouest en Est.

7- LES RESERVOIRS

Les réservoirs du bassin sédimentaire sont en général gréseux à ciment argileux ou parfois argilo-calcaire, et se localisent dans les formations allant de l'Albien au Maestrichtien.

Le bassin sédimentaire ivoirien est composé de deux (2) grandes zones :

• La zone Onshore (partie émergée)

Elle s'étire d'Est en Ouest sur 360 Km . Elle a une forme de croissant incurvé vers l'océan et couvre une superficie de 8000 Km² ; ce qui représente 2.5% du territoire ivoirien. La faille des lagunes subdivise l'Onshore en deux parties :

- Une partie Nord (5000 Km²) caractérisée par une sédimentation peu épaisse-Une partie Sud (3000 Km²) caractérisée par une sédimentation très épaisse supérieure parfois à 5000m.

• La zone Offshore (partie immergée)

Très vaste (80 à 150 km de large), elle constitue l'essentiel du bassin sédimentaire ivoirien. Elle s'étend d'Est en Ouest depuis la côte

jusqu'à des profondeurs d'eau supérieures à 3000 m .

L'Offshore est subdivisée en deux marges :- La Marge de San Pedro qui s'étend de la frontière libérienne jusqu'à la ville de Grand Lahou. Elle se caractérise par un socle peu profond et un plateau continental abrupte.- La Marge d'Abidjan qui s'étend depuis Grand Lahou jusqu'à la frontière ghanéenne. Son socle est plus profond, l'épaisseur des sédiments croît d'Ouest en Est (vers le bassin ghanéen).

Les Blocs Libres.

• Bloc libre en Onshore

Bloc CI-300 (Superficie =2865 km²) : Quatre leads (4) ont été mis en évidence dans ce bloc :

LEAD A : Lead strati-structural d'âge albien/céno érodé à son sommet sous forme de dépôts de pente, incrusté dans la dépression à l'Ouest du haut Adiadon et fermée par la faille des lagunes.

LEAD B : Lead strati-structural d'âge maestrichtien érodé à son sommet sous forme de dépôts de pente, incrusté dans la dépression à l'Ouest du haut Adiadon et fermé par la faille des lagunes.

LEAD C : Lead stratigraphique d'âge Sénonien inférieur sous forme de dépôts chénalisés le lead est matérialisé par une anomalie sismique

• Blocs libres en Offshore

BLOC CI-109 (Superficie = 4351 km²)Il se localise sur la marge de san pedro sous une profondeur d'eau variant de 200 à plus de 2500 m.Les données sismiques sont constituées de 6068 km de sismique 2D.

L'interprétation de ces données a permis de mettre en évidence des leads stratigraphiques en formes de lentilles remplis de sédiments d'âge Maestrichtien.

BLOC CI-112

Situé sur la marge de San pédro, le bloc CI-112 couvre une superficie de 5004.75 km². Un puits (san- pedro-1) y a été foré avec un TD à l'Albien à 3100 m. Près de 4264 km de 2D et 1200 km² de 3D ont été acquis sur CI-112. Le bloc CI-112 regorge deux prospects structuraux majeurs d'âge Albien qui sont :

Le prospect san- pédro représente le plus grand prospect du bloc. Il s'étend d'Est en Ouest sur environ 30 km. Il est constitué de quatre (4) accumulations représentant chacune une structure capable de piéger l'huile. Le prospect sud ouest san pedro. Il se situe entre les eaux de 3100 à 3200 m de profondeur. Sa fermeture verticale est d'environ 600 m.

BLOC CI-400

C'est un bloc offshore de la marge d'Abidjan situé non loin du champ pétrolier baobab, champ dont la réserve est estimée à plus de 9000 BOPB. Avec une superficie de 706.5 km², le CI- 400 a été l'objet de plusieurs campagnes géophysiques qui ce sont soldées par l'acquisition de 842 km 2D et 309 km² de 3D. L'interprétation des données sismiques à révéler l'existence de leads sous forme de chenaux d'âge sénonien inférieur.

CARTE DU BASSIN SEDIMENTAIRE IVOIRIEN

PARTIE B : LE DOMAINE SASCA

INTRODUCTION

Le domaine SASCA est localisé au Sud-Ouest de la Côte d’Ivoire. Il est limité au Sud par l’océan Atlantique, au Nord par une ligne suivant la parallèle nord 7°, le méridien ouest 7°, la parallèle nord 6°30 et le méridien ouest 6° ; à l’Ouest par la frontière commune Côte d’Ivoire Libéria. Ce domaine couvre une superficie de 46OOO km2 ; c’est-à-dire un peu plus du 1/8 de la Côte d’Ivoire. Ce domaine est entièrement couvert par la forêt tropicale et comprend deux principaux fleuves : le Sassandra et le Cavally ; d’où

l’appellation SASCA. Le domaine SASCA présente un réseau hydrographique dense avec un régime régulier des rivières. On observe des crues importantes en période de pluie. Mais la plupart des marigots tarissent plus ou moins vite pendant la saison sèche.

Généralement, on pourrait dire que la grande forêt tropicale couvre entièrement le domaine SASCA. Mais on remarque que cette forêt qui compte de grands arbres n’existe pas partout ; il y a aussi des arbustes. Ces zones à forêt pauvre sont le résultat soit, de la dégradation de l’homme, soit des sols trop pauvres ou peu épais. La faune est abondante et comporte les espèces classiques de la forêt tropicale. Les rivières sont poissonneuses et peuplées de quelques crocodiles.La population est très inégalement repartie : le Nord et le Sud-Est du domaine SASCA sont bien peuplés tandis que le Sud-Ouest a une population peu dense.Les cultures vivrières sont surtout le riz et la banane plantain. Les cultures de rente sont le café, le cacao, le palmier à huile, l’hévéa, etc.Dans le domaine SASCA, les précipitations atteignent un maximum vers mai-juin-juillet au cours de la « grande saison des pluies » et marquent une reprise au cours de la « petite saison des pluies » en septemvre-octobre. La « grande saison sèche » s’étend sur le mois de décembre à avril. La température et le degré hygrométrique prennent des valeurs remarquablement constantes au cours de l’année : environ 26° à 32°, pour la température et environ 75°, pour le degré hygrométrique. Les vents sont généralement faibles, à dominance sud.

I CONTEXTE HISTORIQUE

La Côte d’Ivoire appartient au Craton Ouest-africain ou bouclier Ouest-africain qui se subdivise en trois grands ensembles : au nord la dorsale de Reguibat, au centre le bassin de Taoudéni, et au sud la dorsale de Man. La Côte d’Ivoire appartient à la dorsale de Man et présente deux ensembles géologiques distincts : le bassin sédimentaire et le socle précambrien. Ce dernier a été le théâtre de deux phénomènes géologiques remarquables que sont les orogenèses libérienne et éburnéenne, ayant entraîné la mise en place et la structuration de plusieurs formations géologiques. De nature granitique et cristallophyllienne, ce socle appartient au vieux

bouclier précambrien de l’Afrique de l’Ouest (voir la carte géologique de la Côte d’Ivoire à la page suivante). Les études géochronologiques ont permis de distinguer un protérozoïque inférieur et moyen daté de 2400Ma à 1800Ma, correspondant au cycle orogénique éburnéen et un archéen (Casanova, 1973 ; Camil, 1984) daté de 3000 à 2400 Ma, correspondant au cycle orogénique libérien.

A ces âges correspondent respectivement les deux principaux domaines géologiques suivants :

le domaine Baoulé-Mossi situé à l’Est de la faille du Sassandra et se prolongeant jusqu’aux confins du Niger. Il est occupé par les formations dites du protérozoïque inférieur. Ces formations ont été structurées par deux orogenèses : l’orogenèse burkinienne (entre 2150 Ma et 2400 Ma) et l’orogenèse éburnéenne (1800 à 2100 Ma).le domaine Kénéma-Man qui s’étend à l’ouest de la faille du sassandra. Il occupe les territoires du Libéria, de la Sierra Léone et de la Guinée. Les formations de ce domaine ont également été structurées par deux (2) orogenèses que sont l’orogenèse léonienne (entre 2500 Ma et 3500 Ma) et l’orogenèse libérienne (antérieure à 2500 Ma).

Fig. 1 : Schéma simplifié de la Carte géologique en Côte d’Ivoire (D’après la carte géologique au 1/1000000 de la Côte d’Ivoire de Tagini [1972], modifiée).

Légende de la carte géologique1 : Bassin sédimentaire côtier2 : Granitoïdes à deux micas3 : Roches Volcano-sédimentaires4 : granitoïdes calco-alcalins5 : Volcano-sédiments6 : Granitoides- granites-Migmatites7: Ages

Outre ces deux principaux domaines, on a le domaine SASCA situé dans le Sud-Ouest et drainé par les fleuves Sassandra et Cavally (figures 02 et 03, page 5). Il présente des caractéristiques de transition entre le domaine Kénéma-Man et le domaine Baoulé-Mossi. C’est ce domaine qui constitue notre zone d’étude.

II – RAPPEL HISTORIQUE

Les premiers travaux importants sur le domaine SASCA sont dus à H. HUBERT (entre 1915 1932) et E. Aubert (entre 1927 et 1932). Ces deux géologues avaient identifié une grande variété de roches : gneiss, micaschistes, quartzites ferrugineuses, amphibolites, pyroxénites, granites.Cependant, leurs travaux se plaçaient à une époque où l’étude et la compréhension de terrains cristallophylliens n’en étaient qu’à leur début. Ce qui n’avait pas permit à ces deux auteurs de dégager des liaisons et les corrélations existantes au sein des roches identifiées.C’est ainsi qu’entre 1933 et 1953 M. Bolgarsky, soit dans le cadre de ses levés géologiques à 1/500.000 des feuilles Tabou et Daloa, soit de missions de prospection minière, s’intéressa tout particulièrement

au domaine SASCA. L’ensemble granitique, avec des lambeaux de gneiss et d’amphibolites, cartographié par cet auteur, correspond en général, aux formations libériennes telles que nous les connaissons aujourd’hui. En 1954 et 1956, J. P-Carrive et D.Soule De Lafont identifient, à l???issue de quelques tournées dans les régions de Sassandra et Tabou, des migmatites. Ces auteurs, envisagèrent pour ces roches, un âge Dahoméen, antérieur au Birimien.Cette opinion ne semble pas avoir influencé considérablement les travaux de l’époque puisqu’en 1955 et, en 1956 G.Guerrin et B.Tagini, s’intéressant respectivement à la région de Guéyo-Laouridou et au contexte géologique du gîte de molybdénite de Guédeyo, ne semblent plus faire allusion à l’existence possible des roches anté-birimiennes.

La particularité du domaine SASCA est qu’on y trouve à la fois des témoins de l’orogenèse libérienne et des orogenèses les plus récentes : burkinienne et éburnéenne. Il s’étend au Sud-Ouest de la Côte d’Ivoire depuis Toulépleu, Soubré, Sassandra, Taï jusqu’au fleuve Cavally. Les formations rencontrées dans le domaine SASCA sont regroupées en trois principales unités d’âge compris entre 1550 Ma et 2100 Ma. Ce sont :

l’unité de Hana-Lobo : comporte des schistes, des micaschistes, des arkoses, des quartzites, des tufs métamorphiques, des métarhyolites, des amphibolites etc. ;l’unité de la Davo : elle comporte des roches métamorphiques qui sont : les micaschistes à deux micas et staurotide, et les tufs métamorphiques;l’unité de Louga-Kounoukou : elle comporte des métagabbros, des micaschistes à deux micas, des conglomérats, des tufs métamorphiques, et des amphibolites.

Outre les formations de ces trois unités, on distingue trois autres ensembles antérieurs à 2500Ma (cycle libérien) :

les formations de Grabo et les formations migmatitiques qui sont des gneiss, des micaschistes, des migmatites ;les formations de Kabiadioké-Balmer qui sont essentiellement des quartzites ;les formations de Tabou-Djidoubaye qui sont des gneiss et leptynites.

II - FORMATIONS GEOLOGIQUES RENCONTREES

Dans le domaine SASCA, les formations géologiques rencontrées sont essentiellement des roches métamorphiques.

III-1. Unité de Hana-Lobo

Selon les travaux réalisés par le BRGM, l’unité de la Hana-Lobo est une surface d’environ 8500 Km². Elle constitue la plus vaste et la plus complète unité métamorphique éburnéenne rencontrée. Cette surface a, par le jeu d’une tectonique qui opère des décrochements et des remontées successives du socle libérien, la forme d’un triangle. L’unité de la Hana Lobo regroupe plusieurs groupes de formations géologiques dont :

métabasite : roche basique à ultrabasique observée en un point. Les métabasites affleurent au sud de Nigré sur une centaine de mètres, sous forme de blocs de plusieurs mètres cube de roches vertes, non orientées et d’aspect tacheté. Au microscope, des nodules d’olivine craquelée sont enrobés soit par de la magnétite, soit par des lamelles arquées ou en éventail de chlorite (Chlinochlore). Formations flyschoïdes : qui couvrent 7000 Km² ; ces formations ont une base formée par un niveau à peu près constant de micaschistes. Au dessus, le faciès flysch est représenté par une alternance de bancs finement pelitiques et de bancs arénacés. Cependant, la base du flysch est composée de micaschistes à biotite, muscovite, staurotide, andalousite. Ces micaschistes affleurent sur 3 Km le long de la Hana, les ruisseaux Aèna, Mouno et Pama. Outre ces micaschistes, nous avons des schistes sériciteux et chloriteux, souvent pyriteux ; de bons affleurement se situent sur le fleuve Sassandra. Des schistes « gréseux » à séricite, chlorite et fine biotite, quartz et quelques cristaux de plagioclase. La couleur de la roche est vert clair.

Des observations de schistes quartzeux ont été faites sur les affluents rive gauche de la Hana. Les minéraux constitutifs sont : quartz, biotite et chlorite.

Formations de Nigré : qui forment un sillon étroit dont la surface est de l’ordre de 120 Km². Ces formations sont

uniquement constituées par des roches d’origine volcanique ou volcano-sédimentaire. On distingue :

métarhyolites: qui ont observées sur le Cavally ; la roche est de couleur blanche à grain très fin, schisteuse avec muscovite ;

amphibolite : qui constitue un banc vertical sur le Cavally. Le grain est fin, la texture est nettement schisteuse ; tuf dacitique métamorphique : la roche est sombre à cassure conchoïdale. La couleur varie du gris- noir au gris-vert. Le grain est fin, la biotite est en petites lamelles parfois orientées.

III-2 Unité Louga - Kounoukou

Cette unité, située près de Sassandra regroupe les formations suivantes :

métagabbros : de structure beaucoup plus fine et schisteuse. La roche est largement cristallisée. Formations flyschoïdes de Kounoukou : les minéraux constitutifs sont : staurotide, grenat, en général orientés suivant une linéation d’intersection verticale. La texture est grano- lépidoblastique avec quartz andésine. Comme minéraux accessoires, on a l’apatite, le zircon, la tourmaline et les minéraux opaques.Formations de Louga : les amphibolites représentées par des panneaux ou enclaves emballés par la granodiorite de sassandra ; les métarhyolites, tufs acides métamorphiques affleurant sous forme de blocs ayant une texture hétérogène et une schistosité fruste.

III-3 Formations géologiques de Kabiadioké- Balmer

Les quartzites et amphibolites affleurent à Kabiadioké, village situé à 15 Km au Nord- Est de Tabou et à Balmer, village situé sur la côte à 4 Km à l’ouest de San- Pédro. Elles (quartzites et amphibolites) affleurent également au nord-ouest de Monogaga, dans la région de Soubré, sur le cours supérieur de la rivière Néo, à

l’Ouest de Taï. Contrairement à ce qui se passe dans le domaine de Man, les roches basiques et quartzites ne sont qu’exceptionnellement associées. Ces roches constituent toujours des petits niveaux généralement concordants avec la schistosité des roches environnantes.

III-4 Formations géologiques de Tabou- Djidoubaye

Du point de vue pétrographique, se distingue :

deux faciès intimement associés (dans la région de tabou) : gneiss clair plagioclasique massif à biotite fine, gneiss sombre plagioclasique à amphibole, diopside, hypersthène ;

les leptynites et gneiss granitiques.

a) Faciès associés de Tabou

Les gneiss clairs plagioclasiques massifs à biotite fine, affleurent sur la côte autour de Tabou et sur les rivières Néro, Dodo. La teinte de ces roches est le plus souvent claire mais parfois grise. La texture est massive. Le grain est fin à moyen. Le quartz est gris ou bleuté, parfois sous forme d’amandes. La structure des faciès associés de Tabou est hétérogranulaire. Le microlite est peu fréquent et toujours à l’état de petites plages mal moirées. La biotite est fine, brun- rouge, orientée, le grenat toujours en petits grains. Quant aux faciès de gneiss sombre plagioclasique à Diopside, amphibole, biotite, hypersthène, ils s’observent sur la côte entre Tabou et le confluent de la rivière Dodo, sur le fleuve Tabou. Ils sont en général interstratifiés avec les gneiss clairs précédemment décrits.Les caractères suivants se dégagent : texture massive, grain moyen à gros, schistosité fruste, quartz gris sombre à bleu, couleur sombre, tendance à former des reliefs.

b) Faciès granitiques

Les ortholeptynites oeillées, sont des faciès dont la texture est orientée avec de gros yeux de feldspaths noyés dans une mésostase quartzo-feldspathique. La structure est porphyroblastique et en mortier. Les porphyroblastes sont du microcline ou de l’oligoclase moyen avec inclusion de sericite. Le quartz est en amygdale très étirée tandis que les cloisons sont formées de granoblastes de

quartz, microcline et oligoclase moyen avec myrmékite d’épidote, de fines biotites vertes. Quant aux leptynites à quartz en langue (type Djidoubaye), ils constituent des faciès interstratifiés dans les migmatites. Les plus importants se situent à la hauteur de Djidoubaye sur la route Taï- Guiglo. D’autres affleurements types ont été retrouvés sur les rivières Baouini Gourvani. Sebani ; J. Letalenet (1964) a décrit ces roches soit sous le terme de leptynites, soit sous celui de migmatites leptynitiques. Ces roches sont claires, parfois avec des yeux de feldspaths ; le quartz y est en quantité variable. Ces roches sont fréquemment chargées en pyrite. Au microscope, la structure est granoblastique, souvent porphyroblastique ; le quartz apparaît en amygdales ou plages, le microcline est en général assez abondant accompagné d’oligoclase ou d’andésine avec inclusion de sericite. En plus des leptynites, nous avons des gneiss granitiques leptyniques qui affleurent à l’Ouest de Soubré, notamment sur le marigot Baka. J. Letanelet (1963) a nommé ces roches leptynites migmatitiques. La texture est granitique, peu orientée, la couleur est claire à mésocrate.Au microscope, la structure est granoblastique régulière, très engrenée. Le quartz peut constituer 50% de la roche, le plagioclase est également très abondant (35% à 40% de la roche), le microcline est rare. Les autres minéraux sont la biotite, la muscovite qui a une schistosité fruste. Les minéraux accessoires sont : le sphène, l’épidote- allanite, le zircon et des minéraux opaques.

III-5- Formations de Grabo et Formations migmatitiques

L’importance que prennent dans la cartographie du Sud-Ouest, les formations gneissiques et migmatitiques, constitue la particularité de cette région par rapport au reste de la Côte d’Ivoire. En effet, elles couvrent près de 25.000km² et se repartissent en deux tâches principales de part et d’autre de l’unité de la Hana. Les observations pétrographiques, sur les gneiss et migmatites, ont montré une schistosité fruste et une stratification toujours en concordance.La structure des gneiss, comme celle des migmatites, est granoblastique engrenée.

IV – ASPECTS STRUCTURAUX

D’après les travaux de la « campagne SASCA » (1962-1968), les formations de la zone d’étude présentent une orientation préférentielle (NNE-SSW) due aux phases de tectonisme souple des deux (2) orogenèses qui s’y sont manifestées. A ces phases, on associe le métamorphisme et la migmatisation des roches antécinématiques accompagnés du rubanement des migmatites, de la schistosité de l’ensemble schisteux et de la foliation des amphibolites. Les plis dans les migmatites et gneiss migmatitiques anciens du Libérien, et dans les unités métamorphiques éburnéennes sont du type isoclinal. Outre ces phases de tectonique souple, une phase cassante propre à l’orogenèse éburnéenne a participé à la déformation des roches du secteur. Elle a occasionné la mise en place de filons de pegmatites, de dolérites plus ou moins importants, quelques rares filons de quartz et une granitisation considérable. La puissance des filons de quartz observé le plus souvent en éboulis, ne semble pas dépasser deux (2) mètres. Ce tectonisme cassant est également marqué dans la zone par une faille de direction NS décrochant en senestre les filons de dolérites. A ces éléments structuraux, s’ajoute une grande zone de contact de direction Soubré-Grabo (NNE-SSW), situé à l’intérieur de l’unité de Hana Lobo communément appelée « faille de la Hana ». Elle sépare les schistes sériciteux chloriteux, quartzeux et les grès feldspathiques tufacés, métamorphiques. On a également la présence de mylonites caractéristiques de zones de broyage.

V - RESSOURCES MINIERES

La connaissance de l’or dans le sud-ouest de la côte d’ivoire est récente. En effet, c’est en 1928 que M. CLEAE a noté l’existence de gîtes d’or détritiques dans la région de Toulépleu. Mais c’est surtout au cours de ses tournées de 1931 à 1933 et de 1938 à 1946 que M. BOLGARSKY a repéré les principaux indices. La prospection du domaine SASCA a fourni des résultats positifs de présence d’or à vue, à la batée ou en géochimie.Sur le mont Floteuo à Ity, le bureau minier de la France d’Outre – mer et le BRGM ont mis en évidence un gîte d’or entièrement situé dans une formation d’argiles et de latérites dont l’épaisseur varie de 50 à 115 m. Une évaluation des réserves a été effectuée par le BRGM. Cette évaluation fait la distinction entre la zone enrichie proprement dite et la zone superficielle [E. MATHIAN, 1962, 1965] :

Tonnage

Teneur

Quantité au total

Minerai argileux

305 165 t

2, 56

7 495 517 g

Minerai latéritique

388 305 t

10, 53

4 09 0757 g

Total 69

3 470 t 1

6, 7111 586 274

g

Par ailleurs un permis de recherche pour or, couvrant toute la région au sud- ouest d’Issia et s’étendant jusqu’ au Sassandra fut accordé à la SODEMI en mai 1963. Les résultats cumulés des travaux sur ce permis de recherche donnent :

Surfaces dites « payantes »

4 895 550 m2

Volume à excaver 8 553 550 m3

Poids d’or possible 3572kg (dont 1000 Kg déjà

exploité)

Teneur à excaver 0,42g /m3

De fréquents blocs de bauxite s’observent dans le sud-ouest de la Côte d’Ivoire et notamment dans la région de Tabou, Tai, San-Pédro. Cependant, les teneurs en indices correspondent à des niveaux trop peu épais, trop discontinus et trop démantelés. Tout ceci fait que la bauxite ne présente pas un intérêt économique malgré qu’on l’ait découvert à plusieurs endroits comme au Nord de Niépa, à l’Est du mont Klon, au mont Lébiou, à la Haute-Dodo, à la coupure Sassandra 3c et à la coupure Soubré 1c où on a même un tonnage de 400 000 t de bauxite à 50% d’alumine, par mètre d’approfondissement. Des analyses ont donné, sur de échantillons pris au hasard (J.P.Carroué, 1965) :

Al2O3

Fe2O3

SiO3

TiO2

64,39%

61,53%

70,40%

5,85%

7,92%

2,95%

1,26%

1,47%

2,91%

3,96%

2,28%

1,40%

Des découvertes de diamant ont été signalées à diverses époques, mais sans grands renseignements. La région de Séguéla est une zone diamantifère (Séguéla pourrait être la région qui a fourni les diamants de Hana-Lobo et du Sassandra).

V-1-Les ressources potentielles

a) Le diamant

Des caractères paraissent favorables à l’existence des roches diamantifères dans le Sud- Ouest de la Côte d’Ivoire. Ce sont d’une part, de nombreux filons de dolérites, témoins d’une importante fracturation dans le vaste socle cristallin et cristallophyllien précambrien ; et d’autre part l’existence d’un filon de lamprophyre contemporain et de même direction que les kimberlites de Séguéla.

b) La bauxite

Il n’est pas exclut que l’on ait dans la coupure Soubré 1c un minerai susceptible de fournir de la bauxite « réfractaire » soit directement, soit après un léger traitement sur place. Ce léger traitement enrichirait le minerai en le débarrassant des argiles, de la silice, des oxydes de fer.

c) L’or

L’existence, à Toulépleu-Ity, de gisements comparables à celui d’Ity n’est pas à exclure. Les horizons stratigraphiques susceptibles

de contenir cette minéralisation aurifère sont ceux qui sont situés au sommet des formations volcaniques et volcano-sédimentaires de Ity- Zeitouo. Ces horizons comprennent les schistes et quartzites graphiteux et ferrugineux, des cipolins, des grès feldspathiques tufacés métamorphiques, des brèches. A Hana-Lobo, des travaux réalisés par la société AMERCOSA, ont mis en évidence un gisement d’or évalué à six (6) tonnes. Il est maintenant question de reprendre les travaux pour réévaluer le gisement ; car ont estime que ces travaux n’ont pas été poursuivis à terme.

d) Le fer

Un gisement de fer a été découvert à Monogaga. Nous ignorons la teneur et les dimensions ; néanmoins l’exploitation de ce gisement est envisagée car il semblerait qu’une société est actuellement en pourparler avec les autorités concernées pour exploiter ce gisement.

N.B : Outre ces ressources minières citées, il existe, à Sassandra-Soubré, des indices intéressants de métaux de base tels que : le cobalt, le cuivre, la colombo-tantalite, le zinc. Il faut souligner que c’est lors des travaux de recherche de l’or qu’on a découvert de bonnes teneurs en ces métaux.

V-2-Les ressources exploitées

On observe une exploitation semi industrielle d’or à Tabou, et en général, des zones d’orpaillage dans le domaine SASCA.Le sable de verrerie est exploité dans la région de San- Pédro.Il sert à la fabrication de verres pharmaceutiques, de vitres de véhicules, etc.

PARTIE C : POTENTIALITES PETROLIERES ET GAZIERES DU BASSIN

SEDIMENTAIRE IVOIRIEN.

I-LES DIFFERENTS CHAMPS PETROLIERS

La marge d'Abidjan est la zone des principales découvertes d'hydrocarbures en Côte d'Ivoire ; elle renferme tous les champs pétroliers connus à ce jour.

1- Champs et prospects 1-1 Les Champs et Prospects de l'Albien.

La série albienne renferme les plus importants réservoirs mis en évidence en Côte d'Ivoire. Les réservoirs sont en général de type structural découpés par des failles et souvent modelés par la discordance Post albienne. On rencontre d'Ouest en Est :

o Le champ LION (huile et gaz)o Le champ PANTHERE (gaz)o Le champ FOXTROT (gaz)o Le champ ESPOIR (huile et gaz)o Le champ BAOBAB (huile)

1-2• Champs et Prospects du Cénomanien

Le Cénomanien renferme de nombreux champs et prospects dont les plus importants sont à gaz. Il s'agit du champ panthère à l'Ouest du champ Foxtrot et des prospects Eland, Kudu et Ibex à l'Est. Les

réservoirs de la structure Gazelle sont d'âges Cénomanien et Sénonien Inférieur.

1-3• Champ du sénonien Inférieur

Les pièges du Sénonien inférieur sont généralement de type stratigraphique (chenaux, lentilles…), de taille modeste et difficile à explorer. Ils sont par contre très poreux et très perméables, souvent à huile. De nombreux prospects ont été mis en évidence dans le bassin ; certains ont été forés et d'autres ne le sont pas encore.

Le principal champ du Sénonien Inférieur est le champ Bélier.

1-4 Prospects du Campanien Maestrichtien

Le Maestrichtien comporte de nombreux prospects non encore forés. Ils sont de type stratigraphique avec de grandes extensions.

2- Perspectives

Les perspectives pour l'Offshore aujourd'hui résident dans la recherche d'hydrocarbures dans les eaux profondes du bassin. Les récents forages nous y encouragent.

La recherche dans la marge de San Pedro est une des perspectives d'avenir pour la Côte d'Ivoire.

3- Résultats

Sur les vingt huit (28) concessions que compte le bassin sédimentaire de Côte d'Ivoire, vingt quatre (24) sont déjà attribués à des sociétés pétrolières tandis que les quatre (4) restantes font l'objet d'une promotion auprès d'autres compagnies internationales.

Les Blocs Libres.

• Bloc libre en Onshore

Bloc CI-300 (Superficie =2865 km² ) : Quatre leads (4) ont été mis en évidence dans ce bloc :

LEAD A : Lead strati-structural d'âge albien/céno érodé à son sommet sous forme de dépôts de pente, incrusté dans la dépression à l'Ouest du haut Adiadon et fermée par la faille des lagunes.

LEAD B : Lead strati-structural d'âge maestrichtien érodé à son sommet sous forme de dépôts de pente, incrusté dans la dépression à l'Ouest du haut Adiadon et fermé par la faille des lagunes.

LEAD C : Lead stratigraphique d'âge Sénonien inférieur sous forme de dépôts chénalisés le lead est matérialisé par une anomalie sismique

• Blocs libres en Offshore

BLOC CI-109 (Superficie = 4351 km²)Il se localise sur la marge de san pedro sous une profondeur d'eau variant de 200 à plus de 2500 m.Les données sismiques sont constituées de 6068 km de sismique 2D.

L'interprétation de ces données a permis de mettre en évidence des leads stratigraphiques en formes de lentilles remplis de sédiments d'âge Maestrichtien.

BLOC CI-112Situé sur la marge de San pédro, le bloc CI-112 couvre une superficie de 5004.75 km². Un puits (san- pedro-1) y a été foré avec un TD à l'Albien à 3100 m. Près de 4264 km de 2D et 1200 km² de 3D ont été acquis sur CI-112. Le bloc CI-112 regorge deux prospects structuraux majeurs d'âge Albien qui sont :

Le prospect san- pédro représente le plus grand prospect du bloc. Il s'étend d'Est en Ouest sur environ 30 km . Il est constitué de quatre (4) accumulations représentant chacune une structure capable de piéger l'huile. Le prospect sud ouest san pedro. Il se situe entre les eaux de 3100 à 3200 m de profondeur. Sa fermeture verticale est d'environ 600 m .

BLOC CI-400

C'est un bloc offshore de la marge d'Abidjan situé non loin du champ pétrolier baobab, champ dont la réserve est estimée à plus de 9000 BOPB. Avec une superficie de 706.5 km², le CI- 400 a été l'objet de plusieurs campagnes géophysiques qui ce sont soldées par l'acquisition de 842 km 2D et 309 km² de 3D. L'interprétation des données sismiques à révéler l'existence de leads sous forme de chenaux d'âge sénonien inférieur.

I-La Production pétrolière en Cote d’ivoire

L'acquisition de blocs est subordonnée à la visite du data room au siège de PETROCI sis à Abidjan plateau, immeuble les hévéas, 14 boulevard carde.

Le bassin sédimentaire ivoirien renferme d'importants gisements inexploités. L'essentiel du gisement ivoirien se trouve en eaux profondes.

Sans être particulièrement riche, le bassin sédimentaire ivoirien n'est pas non plus stérile. Il regorge d'importantes ressources pétrolières et gazières. Depuis le gisement Bélier qui marquait le début de la production pétrolière ivoirienne et dont la presse s'était largement fait l'écho, bien des découvertes ont été faites. Espoir, Foxtrot, Panthère, Lion, Bahia, Acajou et Baobab sont autant de gisements qui font aujourd'hui la fierté des autorités ivoiriennes. Les trois derniers ne sont pas encore entrés en production. " Baobab devrait entrer en production à partir du second semestre de cette année. Il permettra de multiplier la production ivoirienne qui est actuellement de 22 000 barils /jour par trois ", a confié M. Zito Charles, sous-directeur du suivi et de l'évaluation économique à la direction des hydrocarbures, au ministère d'Etat, ministère des Mines et de l'Energie.

Huit millions de dollars Us, c'est le montant cumulé rapporté par le bonus de signature et le bonus de production. 1992 marque une véritable rupture dans l'histoire de l'exploration et de la production pétrolière en Côte d'Ivoire. En effet, à partir de cette date où le contrat portant sur le bloc CI 11 a été signé avec la société OEI sans bonus de signature, les choses se sont accélérées. En dix ans, c'est-à-dire jusqu'en 2004, quinze permis d'exploration et de production

ont été accordés à des opérateurs, américains pour la plupart. OEI, CNR, FOXTROT, STRATIC, VANCO, ORANTO, API, EDISON et TULLOW sont les bénéficiaires de ces contrats.

Pourtant, rien ne présageait un tel intérêt pour le sous-sol ivoirien. Pendant longtemps les recherches n'ont rien donné et il n'en fallait pas plus pour décourager les potentiels investisseurs d'autant que l'exploration pétrolière nécessite d'importantes ressources financières. Les activités de recherche pétrolière ont véritablement débuté en 1952 par les travaux géologiques initiés par la SAP (Société Africaine de Pétrole) sur le bassin onshore de la Côte d'Ivoire. Entre 1957 et 1961, la SAP a exécuté dix forages exploration qui se sont révélés négatifs, c'est-à-dire sans découverte véritable de pétrole ou de gaz.

La seconde phase de la recherche pétrolière, qui commence en 1970, est caractérisée par une volonté politique qui se traduit par la création d'un Secrétariat d'Etat chargé des Mines et une société nationale dénommée PETROCI (1975)Ce nouveau dispositif, aidé par la définition et la mise en place d'un cadre réglementaire d'attribution des contrats, a permis à la Côte d'Ivoire de connaître une intense activité de recherche pétrolière sur tout le bassin sédimentaire ivoirien, tant onshore que offshore.

La troisième phase a débuté par la réorganisation du bassin sédimentaire qui fut découpé en plusieurs blocs d'exploration et l'adoption du contrat de partage et de production.

III. BILAN DES ACTIVITES D’EXPLOITATION DU BASSIN SEDIMENTAIRE IVOIRIEN

1.CHAMP LION & PANTHERE

Les études réalisées sur le bloc CI-11 ont permis la découverte en 1994 du champ Lion et en 1993 du champ Panthère suite aux forages des puits Lion 1 et panthère 1.Les réserves initiales prouvées d’huile et de gaz furent respectivement estimées à 350 millions de barils et 303 Bcf

Le champ Lion &Panthère est un champ offshore situé au large de

Grand-Lahou. Il est composé d’une plate-forme centrale fixe autoélévatrice baptisée Gulftide reliée par un réseau de canalisation à quatre (4) caissons satellites (Lion A ; Lion B ; panthère C et panthère D). Il est géré par un consortium composé de DEVON, IFC, SK Corp et PETROCI. L’huile et le gaz produit sont respectivement acheminés par un pipeline et un  gazoduc de 12 et 14 pouces de diamètre vers la SIR et le terminal de Vridi.

La production d’huile et de gaz du champ Lion & Panthère a débuté depuis mai 1995 et a atteint à la fin de l’année 2007 un cumul estimé à 32 millions de barils d’huile et 75 milliards de pieds-cubes de gaz.

2.CHAMP FOXTROT

Le champ Foxtrot a été découvert suite au forage du puits B1-1X en 1981 et confirmé par le forage du puits Foxtrot 1 en 1990. Les réserves de gaz sont estimées à 1 502 Bcf. C’est un champ de gaz sec dont la production a débuté en mars 1999 à partir d’une plateforme fixe.

Le gaz naturel remonte à la surface par la pression naturelle du gisement. Après traitement, il est acheminé à  terre (Vridi)  par un réseau de canalisation  sous marine composé d’un gazoduc de 12" d’une longueur  de 80 Km et d’un oléoduc  de condensats de 4".

A partir de la station située à l’ouest de Vridi, le gaz naturel est transporté vers deux circuits distincts qui correspondent respectivement aux points de livraison de Vridi et d’Azito.A Vridi, outre les centrales thermiques de Vridi 1 et de la CIPREL, FOXTROT fournit également le gaz naturel à la SIR et à la PETROCI qui le revend aux unités industrielles (UNILEVER, SACO Zone 4, COSMIVOIRE, UNICAO, NESTLE, OUT PAN IVOIRE, SAPROSY, SOCIMAT).

Champ Espoir

Découvert en 1980 suite au forage du puits A1-1X, le champ Espoir est situé sur  le bloc CI-26 au large de Jacqueville.

. Le champ est géré par un consortium composé de Canadian Natural Resources Limited Côte d’Ivoire (CNR Ld) qui en est l’opérateur, Tullow Oil et PETROCI.

Les réserves initiales prouvées d’huile et de gaz sont respectivement estimées à 156 millions de barils  et 399 milliards de pieds cubes.

Le développement actuel correspond à la deuxième phase de production qui a débuté le 02 février 2002.

La production est réalisée à partir un FPSO  (Floating Production Storage and Offloading) qui est généralement un tanker modifié disposant des unités de production, de stockage et de transfert  de pétrole brut relié à deux plateformes satellites EWHT pour Espoir Est et WWHT pour Espoir Ouest.

Ce champ produit essentiellement de l’huile et du gaz associé. La récupération de l’huile se fait par injection d’eau à travers des puits d’injection ainsi que de gaz dans les puits producteurs (gas lift) . Du champ Espoir, un gazoduc de 10 pouces de diamètre et de 19 Km de longueur achemine le gaz naturel des champs Espoir et Baobab à la station d’Adjué où il se connecte au gazoduc de Devon.

Champ Baobab

Situé dans le bloc CI-40 du bassin sédimentaire ivoirien à environ 65 km au sud-ouest d’Abidjan, le champ Baobab a été découvert en 2001 suite au forage du puits Baobab 1X. Le champ Baobab est situé à  12 km du champ Espoir. Les réserves prouvées d’huile  et de gaz sont respectivement estimées à 200 millions de barils  et 100 milliards de pieds cubes. Il est géré par un consortium formé par Canadian Natural Ressources (CNR) Limited Cote d’Ivoire qui a été désigné opérateur,  Svenska et PETROCI. La production est réalisée à partir d’un FPSO  relié à des unités sous marines. La production a débuté le 09 août 2005.

Le champ à la fin de sa première phase de développement  disposait de dix (10) puits de production et trois (03) puits d’injection. L’injection d’eau dans des puits voisins ainsi que de gaz (gas lift) dans les puits producteurs permettent la récupération de

l’huile. Une bonne partie du gaz produit est réutilisée dans la stimulation de la production et le reste comme combustible pour le fonctionnement des installations.

Un gazoduc de 6 pouces de diamètre et de 15 Km de longueur permet le transfert de l’excès de production de gaz dédié à la vente vers le gazoduc du champ Espoir.