SEDI PAL"t"t:f

LIS T E DES
- 10 -
PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Planche - Calcaires de Tabligbo. Principaux faciès.
Planche 2 - Calcaires de Tabligbo. Faciès diagénétiques. Eléments constitutifs des
faciès phosphatés du complexe de Hahotoé - Kpogamé.
Planche 3 - Carrière de Kpogamé ; Aspect général, structure du membre carbonaté,
microfaciès.
Planche 4 - Marnes-phosphatés. Microfaciès, diagènèse.
Planche 5 - Formation à phospharénite. Formation argilo-phosphatée. Structures
biologiques au M.E.B.

A.
13 -
PRESENTATION DU BASSIN
OBJECTIFS DEMARCHE
CONTEXTE GEOLOO IQUE ..
B. HISTORIQUE
1.
2.
3.
.. ..
Travaux antérieurs
Aperçu stratigraphique
Morphologie et structure
.C.. QUES-TIONS PCiSEE5 ..
D. DEMAROlE ................................................ -- ..
Pages
15
17
22
23

C; H A
- 16 -
...&.E..
8 t NIN
,.:
GOLFE DU BESIN
Fig. 2 - Situation géographique du Golfe du Bénin (avec des indications des
groupes ethniques et des états actuels).
GO\.fE DU BENIN
Fig. 3 - Unités géomorphologiques du bassin côtier (d'après Motorolla,1977).
180
....

- 17 -
. Le bassin des Vol ta (Bessoles et Tr()11pette 1980, DROUET et al 1984,
DROUET 1986) comprend le groupe de Dapaon-Bombouaka à caractères gréseux et argi­
lo-gréseux et le groupe de l'Oti caractérisé par des sédil:1ents de type flysch
avec prédominance de siltstone, calcaires, dolomites et silexites à la base.
Les Dahomeyides se subdivisent en trois unités structurales
- Le BUElil, épais de 3000 m, présente les caractéristiques de sédi­
ments vol cano-sédimentaires et sédimentaires, essentieller.lent argilo-gréseux à
intercalations de calcaires et de silexites. C'est dans cette unité que se loca­
lisent les formations à hématitites litées de Bitjabé qui constituent le gisement
de Bandjél i (SII-'PARA 1978).
- La chaîne de l'Atakora représente les rel iefs les plus importants
des Dahoméyides U-Ionts Togo au Togo, Atakora au Béni n). Ce sont essenti ell ement
des quartzites, des schistes et des micaschites.
- L'uni té structurale de la plaine du Bénin quant à elle se représente
sous la forme d'une pédiplaine gneissique parsemée d'inselbergs granitiques et
d'une succession de massifs basiques et u1trabasiques.
Au Sud, la frange sédimentaire large de 25 à 60 km d'Ouest en Est est
transgressive sur les Dahomeyides.
1. Travaux antérieurs
B - HISTORIQUE
La première étude géologique a commencé en 1915 avec P. OPPENHEH1.
L'essentiel a perté sur les calcaires à Togocyamus dans la région de Tokp1i dans
le cadre de recherche de chaux pour le bâtiment pendant la période coloniale a1­
1emnde.
1928-1933 KOURIATCHY débute les recherches pal éonto10giques sur les
mo11 usques, comp1 étées par FURON (1950).
1950-1951 - Les travaux de CHERI-lETTE et AICARD aboutissent à la premiè­
re carte géologique du Togo et du Bénin. ARCHAi·1BAULT conduit la première recher­
che hydrogéo10gique dans le bassin côtier.

- 19 -
giques et géophysiques n'est pas exhaustive. D'autres travaux dignes d'un grand
intérêt ont été réa1i sés. Cependant leur cachet confidentiel ne permet pas de
les utiliser.
( SLMI SKY 195 9) .
2. Aperçu stratigraphique
Les subdivi sions stratigraphiques sont canmunes au Togo et au Bénin
· rlaastrichtien - Epaisseur maximale à Sopa 340 m. Les sédiments sont
sableux, sab10-argi1eux entrecoupés de niveaux marneux, 1igniteux, calcaires,
calcaire gréseux. Il est bien défini par son contenu biologique (mollusques,
amlTOnites, Rugog10bigérinidés, ostracodes). A la verticale de Cotonou les sédi­
ments maastrichtien font plus de 800 m.
· Paléocène inférieur - Epaisseur maximale à Pobé 30 m. Il canporte à
la partie supérieure les calcaires à Togocyamus. La partie inférieure est à fa­
ciès variables argileux, sableux, marneux à microfaune rare et peu caractéris­
tique.
· Paléocène supérieur - Epaisseur maximale à Hétin Sotta 100 m. Il
commence par un petit niveau glauconieux et se poursuit par une série d'argi1i­
tes feuilletées à attapu1gite essentiellement caractérisée par sa microfaune à
G1 oborota 1i a.
· Eocène inférieur - Epaisseur maximale 45 m. Il est surtout défini
par sa position entre le Lutétien et le Paléocène inférieur. Les faciès, dans
la moitié inférieure, sont argileux peu feuilletés à attapu1gite et dans la moi­
tié supérieure, argi10-marneux feuilletés. Vers le sommet de cette seconde partie
apparaissent de petits niveaux glauconieux et plusieurs niveaux calcaires phos­
phatés et glauconieux.
· Eocène moyen - Epaisseur très variable: 10 m à Akoumapé, 170 m à
Attitogon, Potossomé et Hétin Sotta. La limite Yprésien-Lutétien est marquée par
un petit niveau calcaire (1 m maximum) contenant un conglomérat de coprolithes

..... ."
- ('1 Sb
t W,2 .
_100
-100
-300
-400
Fig. 4 - Structure du bassin.
Coupe A - A montrant
,
- 21
1) accidents majeurs présumés, 2) Linéaments
la structure du socle (d'après Motorolla 1977)

- 25 -
LA SERIE DE TABLIGBO
o 1ère PARTIE 0
A. AS PECT GENERAL ET SUBD IVISION 27
1. FOIllla tion sableuse
2. Fo rma tion carbonatée
3. FOIllla tion argileuse
B. FORMATION SABLEUSE .....................................................................' .. 30
1. Morphoscopie
2. Granulcmétrie
3. Cortège des minéraux lourds
3.1. Minéraux rencontrés
3.2. Etude quantitative
3.3. Ense ignements
C. CALCAIRES DE TABLIGBO ................................................................................. 39
1 •
1.1.
1.2.
1.3.
1.3.1.
1.3.2.
Analyse
Description des faciès
Leur agencement
Aspects diagénétiques
Actions physico-chimiques
Phases de liaison
1.3.3. Actions biologiques
1.3.4. Actions dynamiques
2. Interprétations
2.1. Principaux facteurs de contrôle du milieu
2.1.1. Profondeur
2.1.2. Energie du milieu
2.1.3. Taux de sédimentation
2.2. Environnements
Pages
1
1
1

- 26 -
D. ARGILIl'ES FEUILLETEES A ATTAPULGITE 55
1. 9lauconitite sableuse phosphatée
1.1. Aspects caractéristiques
1. 2. Diffractométrie
1.3. Milieux et condi tions de genèse
1.4. Autochtonie
2. Argilites vertes feuilletées
3. Niveaux intercalaires carbonatés
E. EVOLUTION DES MINERAlJX ARGILEUX
F. "EWCKOBO FORMATION" (NIGERIA) EQUIVALENT LATERAL DES CALCAIRES
DE TABL IGBO •••••••••••••••••••••.•••••••••'............................. 68
C:ONCI.USION ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••-...................... 69
65

- 39 -
C - CALCAIRES DE TABLIGBO
Lors de la présentation de cette formation, les membres suivants ont
été distingués de bas en haut:
B1 Calcaire lumachellique, gréseux et à terriers à la base.
B2 - Cal ca ire falunien à Togocyamus seefri edi .
B3 - Calcaire compact à huîtres.
84 - Calcaire fin glauconieux.
1. Analyse
1.1. Description des faciès
Elle a été faite d. partir de la nomenclature de FOLK (1968) et les
catégories de DUNHAM (1962). L'énergie du milieu a été évalué d'après la classi­
fication de PLIJ.1LEY et al. (1962). L'étagement benthique uti1isé est celui de
PERES et PICART (1964).
Six faciès ont été caractérisés. Leur description suit:
1. Biomicrite guartzeuse à pellets. Couleur beige, aspect sableux très
bioclastique (Pll, Ph.1). Les bioclastes constitués, par ordre décroissant, de
lamellibranches, gastéropodes, échinodermes se répartissent en deux populations
de tail les moyennes respectives 0,3 mm et 8 mm. De rares ichtyoclastes, brachio­
podes, calices de polypiers et serpulidés sont présents. A l'exception des échi­
nodermes tous les bioclastes sont sparitisés. Des pellets, grains mi critiques
sphériques ou ovoïdes de petite taille (0,2 mm) remplissent souvent les loges
des gastéropodes cimentés par une microsparite. Les grains de quartz subarrondis
à anguleux hétérométriques (G,3 à 3 mm) sont fréquents dans la matrice micriti­
que. De rares granules verts à contours nets s'y observent.
Packstone, CaC0 3 : 9G%

- 41 -
- les huîtres très grossières (centimétriques) à structure lamellaire
et cellulaire conservée, les lamellibranches et gastéropodes anguleux de dimen­
sions très variables.
- Les débris coquillers (2 mm à 1 cm) micritisés associés aux frag­
lœnts algaires (Lithothamniae), radiales d'oursins, fragrrents, d'échinodennes,
serpulides, bryozoaires, et aux nummulites (Diococyclina 2.2.., Ooerculina 2.2..,
Kan i khota 1i a .?.!2..).
- Les petits fragments d'échinoden11es très abondants (0,2 à 0,5 mm) et
coqui1lers, les foraminifères planctoniques (Globorotalia 2E.., Globigerina 2E..)
et benthiques (Lent icul i nidés et formes bi sériées).
Les péloïdes sont fréquents, les grains de quartz inframill imétriques
très rares. Le liant essentiellement microsparitique montre des plages micriti­
ques et plus souvent des développefîents sparitiques associés à une cimentation
syntaxiale à partir des échinodermes.
La présence de micrite résiduelle sous les coquilles où les effets
d'ombrelle sont fréquents traduit l'origine primaire et micritique du sédiment
dans lequel un vannage important s'est effectué.
et de gastéropodes.
roulés.
Packstone à Grainstone, CaC0 3 : 98%.
5. Pel biosparite à Diococycl ines. Ce microfaciès se singularise par:
- La disparition des fragrrents grossiers d'huîtres, de lamellibranches
- L'abondance des nummulites entiers ou brisés.
- L'augmentation des grains micritisés, pélo'ides et fragments d'algues
Le ciment est sparitique.
Grainstone, CaC0 3 : 98%.

- 43 -
Terme 1 - Sa base est gréso-ca1caire avec des nodules calcaires. Il
devient rapiderrent calcaire quartzeux avec le niveau à terriers. Le quartz con­
tinue à diminuer mais reste encore fréquent. La phase bioc1astique est impor­
tante.
Terme 2 - La transition est progressive. Le faciès poreux devient ca­
ractéristique avec la dissolution des bioc1astes. La roche est plus friable, ri­
che en moules interne et cavités de dissolution tapissées de cristaux de sparite.
Terme 3 - La différence avec le terme 2 se traduit par un enrichisse­
ment en argiles d'où une plus grande cohésion de la roche. Les bioc1astes sont
moins abondants, les organismes plutôt entiers que fragmentés. La bioturbation
est importante surtout au sommet où les perforations et cavités sont ranp1ies
par une phase fine à foraminifères et échinodermes du tenne sus-jacent.
Terme 4 - Sur la surface durcie perforée du terme 3 repose le niveau
à huîtres très compact à la base de 1aque11e les huîtres et les 1ame11 i branches
sont orientées à l'horizontale. Les traces de di ssol ution sont rédui tes. De nOOl­
breux remplissages géopètes et des indices de vannage sont observables.
Terme 5 - Il s'agit d'une évolution du terme 4 qui montre la dispari­
tion progressive des gros bioc1astes et l'abondance des nummulites, 1enticu1ines,
pé10ïdes et grains roulés d'origine a1gaire.
Terme 6 - L'abondance de granules verts et de forarni nifères plancto­
niques et benthiques et de nautiles caractérise ce terme. Son contact avec le
terme sous-jacent est net, souligné par une discontinuité. Une autre discontinui­
té la sépare des glauconitites sableuses de la base des Argi1ites feuilletées à
attapu1gite qui viennent ensuite.

- 46 -
1mm
Fig. 1& - Idem. a) échinide ; b) ciment épitaxial ; c) fragment d'échinoderme
tronqué ; d) enveloppe micritique ; e) frange granulaire (scalenoèdres)
; f) micrite sombre ; g) micrite claire ; h) frange granulaire
; i) calcite drusique en mosaïque ; j) vide.
1mm
Fig. 17 - Schématisation des rapports entre les diverses phases de cimentation
: a) ciment acciculaire isopaque radial ; b) mosaïque drusique
c) cimentation syntaxiale.

- 47 -
l'indique, dans la bianicrite argileuse à échinides, le cas d'un remplissage du
vide laissé par un bioclaste dissous associé à une perforation (Fig. 16). La pré­
sence d'une enveloppe micritique dans la partie supérieure du vide atteste
qu'avant la dissolution, des perforations algo-bactériennes ont provoqué un début
de micritisation sur le pourtour des bioclastes (8ATHURST 1966). Lors de la dis­
solution, il ne subsiste qu'un.: auréole micritique sombre à l'intérieure de la
cavité. Lorsque la sparitisation s'amorce, il apparaH en premier lieu une frange
granulaire de cristaux rhomboédriques sur laquelle se greffe soit une deuxième
génération de cristaux en r.iosaique soit un ennoiement par un sédiment (micrite)
dans la partie basse de la cavi té. Il n'est pas rare de trouver une seconde fran­
ge granulaire.à la surface de la micrite sur laquelle la sparite de ccxnblement
peut se développer. On assiste ainsi à une multitude de phases de cimentation.
Sur la figure 17 on peut en canpter sept.
1.3.2. Phases de liaison
Etant donné l'abondance dans les calcaires de particules échinoder­
miques, la cirœntation par accroisserrent syntaxial "Rim cement" est très fréquen­
te. Les bioclastes sont soudés par le développement d'un monocristal (radioles
ou plaquettes d'échinides ou de l'ensemble des monocristaux formant l'échinide
(Fig.l?) ).
D'autres types de cimentation tels que "radiaxial cenent", frange de
calcite isopaque radiale ou "radiaxial fribrous mosaic" (BATHURST 1958), cris­
taux allongés de cal ci te fibreuse dont 1a croi ssance se fai t perpendi cul ai rement
aux parois des bioclastes, entourent les élérr:ents et les relient les uns aux
autres.
1·3·3. Actions biologiques
Les modi fications apportées par les organismes vivants aux sédiments
pendant et après leur dépôt ne sont pas négligeables. Honnis les terriers de la
base de Bl et les traces de fouissage dans 82, les microperforations d'origine

2. Interprétations
- 50 -
Les Calcaires de Tabligbo, sous une apparence quasi-homogène cachent
en réalité une certaine diversité de faciès (Fig.20). L'étude des principaux
caractères sédimentologiques et biologiques permet la reconstitution des divers
environner,ents biosédimentaires.
2.1. Principaux facteurs de contrôle du milieu
La superpos ition des faciès sur une même vertical e permet de suivre en
un point donné l'évolution du système biosédircentaire dans les divers milieux
que conditionnent les facteurs profondeur, énergie du milieu et taux de sédi­
mentati on.
2.1.1. Profondeur
Ce facteur peut être apprécié grâce à la présence de micritisation et
de glauconite. La micritisation des bioclastes est rapportée à l'activité de
chlorophycées endolithes et hyphes de champignons. Ces perforations quelque soit
le faciès considéré, ont touché les lamellibanches, gastéropodes et huîtres.
Ceci, en raison des exigences des chlorophycées, permet de placer tous les bioto­
pes envisagés dans la zone photique. La densité des perforations, irrégulière­
rœnt répartie part de la formation d'enveloppe micritique continue autour des
grains et aboutit souvent à leur micritisation. Les données actuelles permettent
d'estimer un ordre de grandeur de la profondeur de dépôt des faciès rencontrés:
LE CAIWION (1979) a montré que les chlorophycées endolithes marines qui sont sou­
vent à l'origine des microperforations ont pour milieu de prédilection la zcne
intertidale car elles ont des exigences vis à vis de l'éclairement bien détermi­
nées qui limitent leur extension verticale. En outre, les microperforations al­
gaires sont limitées à une tranche d'eau ne dépassant pas quelques dizaines de
mètres de profondeur. Pour PURSER (1980), les microperforations peuvent affec­
ter les éléliEnts au-dessous de la zone photique. BATHURST (1975) cite des exem-

- 51 -
p1es actuel s de micritisation dans les réci fs de la Grande Barrière èl une pro­
for1deur très certainerrent inférieure èl 40 mètres. A la lumière de ces données
et en tenant cc:rnpte des divers biotopes (échinides, ostracodes, serpules,
mollusques etc) il est possible d'envisager pour les calcaires fa1unien èl Togo­
cyamus dans 1esque1 s les éléments èl enveloppes micritiques conservées ou entiè­
rerrent micritisés sont les plus abondants une profondeur moyenne de 20 mètres.
En ce qui concerne les granules verts glauconitiques, ils ne s'avèrent pas des
indicateurs bathymétriques précis. Seul leur caractère oxydé peut donner des
indications. quant èl la variation du niveau marin. Nous y reviendrons avec l'é­
tude du niveau glauconitique sableux.
2.1.2. Energie du milieu
Il est possible d'évaluer ce paramètre et d'en suivre les variations
èl1'aide des critères suivants.
2.1.2.1. Présence d'ostracodes conserlés avec les valves en connexion
et orientation des valves déconnectées. On peut considérer que l'énergie n'est
pas suffisamment forte pour déconnecter la majorité des valves. De plus, parmi
celles qui le sont 60% sont en position concave (comptage sur lame mince).
D'après ADM1CZAK (1981) ceci serait l'indice d'un milieu èl hydrodynamisme faible
èl modéré.
2.1.2.2. Tri granu10métrigue . Aucun tri ne s'observe dans la partie
inférieure des Calcaires (BI et B2). Il n'y a pas eu é1ir.1ination de phase fine
par vannage cc:rnme dans B3 ou le tri est moyennenent bon.
2.1.2.3. Exigences écologiques des huHres. La IOiajorité des huHres se
présente sous fonne de valves isolées. Elles ont souvent été retournées. Des
bryozoaires encroOtent aussi bien les parties internes quLexternes. Leur présen­
ce suppose certaines restrictions en matière d'énergie du milieu qui devrait
être :
- Relativement faible, de façon à ce que les larves puissent se fixer
et èl peine fixées les jeunes huHres ne soient pas décoll ées de leur collecteur.

- 52 -
- Tout en étant suffisamment élevé, de façon à assurer d'une part
l'oxygénation du milieu et le renouvellement en nutriments et d'autre part,
l'existence de courants de force suffisante pour que certaines valves puissent
être retournées et fragmentées.
La turbidité devrait être nulle ou très faible, du moins tenporaire­
Iœnt, pour permettre aux bryozoaires d'encroûter. Les larves et les jeunes huî­
tres n'ont pas survécu à un milieu trop turbide d'où leur disparition, rempla­
cées plus tard par la micrite glauconieuse à foraminifères planctoniques.
2.1.2.4. Usure des bioc1astes - Dans 81 les bioclastes ne présentent
aucune trace d'usure: L'énergie du milieu est modérée sans implication de long
transport. Les degrés d'usure sont différents dans 82 canme en térroignent l'ar­
rondi des bioclastes, le caractère usé de certains échinides et ostracodes. Le
transport y est faible, certes, mais plus manifeste. Dans les calcaires à huî­
tres les fragrœnts sont anguleux. Les encroûterrents de certains grains laissent
présumer une fossil i sation quasi in-situ, après un déplacement éventuel dans
tous les cas réduits. Cependant, les fragrœnts a1gaires roulés résulteraient d'un
transport relativement long de zones pourvoyeuse difficile à envisager. Dans la
micrite glauconieuse aucune trace d'usure n'est observable si ce n'est les rares
fragments de nummulites. Ceci s'explique par la petitesse des éléments qui sont
pour la plupart fragrrentés lors du transport notamment les nummulites.
2.1.2.5. Présence d'une phase sparitigue. Les faciès situés dans les
zones calmes (biomicrite argileuse à échinides, biomicrite glauconieuse) compor­
tent une phase micritique, alors qu'apparaît une phase sparitique dans les faciès
à huîtres, nummulites et fragrrents d'algues roulés, placés vraisemblablement
dans une zone alternativement calme et agitée. le vannage des parties fines se
réalise pendant les périodes agitées.

- 53 -
2.1.3. Taux de sédimentation
Il est important dans la bicmicrite quartzeuse 31 si on considère
tant les bioc1astes que les apports terrigènes comme agents d' "auto-sédimenta­
tion", Il ralentit dans la bianicrite argileuse à échinides (B2) dans laquelle
la bioturbation est importante. Puis il faiblit dans les calcaires ct huîtres et
discocyc1ines (B3) ce que confinnent
- Le mode de fixation des larves des huîtres qui nécessitent des col­
lecteurs exempts de tout couvert boueux.
- La présence de bryozoaires encroûtants.
Il est presque nul en passant des faciès ct nummulites aux faciès glau­
conieux ce qui favorise la genèse de la glauconite et celle des phosphates.
2.2. Environnements
La reconstitution des environnements biosédirœntaires permet de dis­
tinguer trois zones :
. Les lumachelles - Elles se sont déposées dans un envi ronnement li tto­
ra1 relativement superfici el où se superposent sédimentation détritique et car­
bonatée avec une tendance ct dominance carbonatée. La sédimentation carbonatée se
poursuit en milieu infralittoral où se confondent milieu de vie et de sédimenta­
tion ct ostracodes, échinides, serpules, polypiers et bryozoaires. La faible éner­
gie du milieu liée à la bioturbation contribue au brassage du sédiment. L'ins­
tallation au sommet de ces calcaires bioclastiques d'organismes perforants et la
concentration d'oxydes de fer rend bien compte du ralentissement puis de l'ar­
rêt momentané de la sédimentation .
. Les calcaires canpacts ct huîtres et à nummulites - Le milieu alter­
nativement calme, assurant le développement des huîtres, leur encroûtement par

- 54 -
les bryozoaires, et agité, assurant le transport et la fragmentation des valves,
se situe toujours dans le dorraine infralittoral. Il devient plus superficiel
(élimination des particules fines par le vannage) avec les grainstones de vannage
à huîtres, nummulites et fragœnts algaires. Les huîtres disparaissent par suite
des condi tions trop contraignantes pour leur reproduction (hydrodynamisme trop
fo rt) .
Bionicrite glauconieuse à foraminifères abondants - Après l'arrêt
de sédimentation au sommet de la biopelmicrite à nummulites et fragments al ç;ai­
res, l'évolution sédimentaire se poursuit en milieu plus profond et ouvert (Glo­
borota1iidés, Globigérinidés, Nautiles). La conjonction de la subsidence et du
faible taux de sédimentation crée des conditions physico-chimiques favorables à
la glauconitisation et dans une moindre mesure à la genèse des phosphates.

- ss -
D - ARGILITES FEUILLETEES A ALTAPULGITE
Cette fonnation canporte trois faciès
- glauconitite sableuse phosphatée.
- argil ites vertes feuilletées.
- niveaux intercalaires carbonatés.
1. Glauconitite sableuse phosphatée
Il s'agit d'un sédiment assez cohérent, friable sous une légère pres­
sion, canposé de plus de 60% de granules verts et 40% de quartz. Les grains phos­
phatés ne sont pas fréquents. La taille des granules verts varie de 0,1 à 1,5 mm,
celle des quartz ne dépasse pas 1 mm. Les grai ns phosphatés sont représentés
surtout par des coprolithes ovoïdes de dimension inférieure à 1 cm, très lisses,
de couleur ivoire ou légèrement rosée et de débris osseux. De très rares bioclas­
tes usés (ostracodes, bioclastes, fragments de nummulites) sont observables.
1.1. Aspects caractéristiques
Ils sont généralement de couleur vert pâle, vert foncé à vert olive ou
brune à rouille. Les fonnes sont très variées: ovoïde, sphérique, subphérique,
tabulaire, discoïdale, mamelonnée plus ou moins craquelée et plus rarernent en
paillettes allongées en accordéon ou venniculés. Certains présentent une nette
affinité avec des restes d'organismes: il s'agit de grains striés rappelant les
côtes caractéri stiques de lamell i branches, de plaquettes incurvées rappel ant
des coquilles de mollusques, ou d'ostracodes et de grains subsphériques proches
des foraminifères planctoniques globuleux.
En lame mince, les granules verts offrent une structure cryptocristal­
line orientée à extinction unique et non orientée à extinction différée ou ondu­
lante. Moins souvent, on observe des grains à structure en feuillet (Pl .1, Ph17)

- 57 -
dont l'extinction simultanée se produit tous les deux feuillets. Des fragments
de discocyclines à test encore cal ci tique montrent des remplissages glauconiti­
ques de leur loges de même que certains foraminifères planctoniques.
Leur altération provoque toujours un changerrent de couleur. Lorsque
ces granules sont sains leur couleur est verte homogène. En effet, l'al tération
oxydante extrait le fer de la glauconite pour le canbiner sous forme de goethite
(ODIN 1979) ce qui lui confère la couleur brune à rouille.
Cette brunisation des granules verte se réalise à Tabl igbo de manière
très irrégulière. Elle peut débuter

- 58 -
à l'abri de l'effet diluant de ce dernier. Le microenvirvnnanent joue donc le
rôle de "microéponge" d'ODIN ou de "cellule de glauconitisation" de LAMBOY
(1976) qui captent les ions nécessaires aux authigènes pour le déroulement de
réactions minéralogiques spécifiques (apports de Fer, néoformations de smectites,
ete.) .
· Les fentes et les craquelures, toujours d'après ODIN, observables
sur les granules ne constituent pas des marques de rétraction dues à la perte
d'eau, mais des marques d'une croissance plus rapide en volume à l'intérieur des
grains. Souvent une phyl lite d'une nouvelle génération les rebouche.
· L'aspect arrondi et rillant des granules verts n'est pas non plus
l'indication d'une genèse en milieu agité, ni forcérœnt un signe d'usure. C'est
souvent le reflet de la forme du support particulaire original (débris de co­
quilles usés, loge de foraminifères, coprolithes, etc.) (GIRESSE, LAt,1BOYet
00 IN 1980).
La profondeur de formation de la glauconite d'après ODIN varie de
120 à 400 mètres voire 800 mètres. Dans le Golfe de Guinée, il estime cette pro­
fondeur à 50 mètres au minimum sur le plateau continental. Avec LETOLLE (1978)
il pense, contrairerœnt à d'autres auteurs, que la glauconite ne constitue pas
un indice bathymétrique précis. Le sup[Xlrt de la glauconitisation, lorsqu'il est
reconnu, constitue donc un indicateur utile dans la reconstitution paléogéogra-
phique, car elle peut révéler des informations concernant la période de dépôt et
l'environnerœi1t précédant la glauconitisation.
· ODIN et LETOLLE (1978) estiment que le verdissement des grains se
déroule avant l'enfouisserœnt en contact plus ou rrcins direct avec l'eau de mer.
i'lille à dix mille ans d'évolution suffisent pour que les grains renfernlent un
minéral type srœctite avec une possibilité de reconnaître le support initial. Ce
dernier disparaît et le minéral authigène se rapproche du type micacé entre 10 5
et 10 6 ans .

1.4. Autochtonie
- 59 -
Pour ma part, j'estime que ces granules verts ne sont pas a11ochtones
car les supports qui sont reconnaissables sont pour la plupart identique à la
biophase des calcaires sous-jacents (bioc1astes fins, fragrœnts d'échinodennes,
nummulites, et vraisemb1ab1errent les foraminifères). Par ailleurs, les grandes
étendues depuis le Nigéria jusqu'au Ghana recouvertes par ce niveau glauconi­
tique, la régularité de la surface de discontinuité existant sous ce niveau et
l' épa i sseur très rédui te de ces sédiments (30 cm maximum) pl a.ident en faveur du
caractère autochtone de cette glauconite.
1.5. Interprétatians
L'associ ation des grains glauconitiques avec du quartz peut être, à
tort ou à raison, considérer canme argurœnt pour un caractère agité du milieu
de dépôt. Je viens de montrer le caractère autochtone de la glauconite. Cepen­
dant, canment expl i quer leur association avec les sables quartzeux ? Pour ce
faire l'exoscopie du quartz effectuée au B.R.G.M. avec l'aide de C.VINCHON a per­
mis la distinction de trois classes morphoscopiques de même histoire mais ayant
subi di fférentes étapes pendant des durées di fférentes.
Les caractères phénorrorphiques de ces grains conduisent à séparer les
caractères d'origine chimique qui se superposent aux traces d'action mécanique:
Oriaine chimique - Les grai ns offrent des structures cristallines
résiduelles manifestées par des bourgeons de néogenèse. Des figures de dissolu­
tion anastooasées ou orientées traduisent l'immobilisation de ces grains dans
un milieu de dépôt agressif vis à vis de la silice. Serait-ce le milieu de dépôt
final ou un lessivage subactuel ?
Actions mécanigues - Le pol i général des grains suppose un transport
en milieu marin. Les traces de choc en V et les cupules indiquent un transport
en milieu aquatique de courte durée et de haute énergie (origine fluviatile
probable). Les coups d'ongle reflètent un transport éolien.

- 61 -
ne pas apparaître dans certains échanti11ons. Aucune I:iOdification ne survient
après le traiterœnt d. l'éthylène-glycol. Au chauffage la réflexion (001) passe
d. 10 A où elle est souvent masquée par celle de la Kaol i ni te lorsqu'elle exi ste.
Quantitativen'€nt la kaolinite n'Ontre une tendance à la constance, tan­
dis que les smectites dominants à la base diminuent au profit de l'attapulgite
qui est inexistante d. la base des Argilites feuilletées.
3. Niveaux intercalaires carbonatés
Trois des quatres niveaux les plus réguliers à l'intérieur des Argilites
feuilletées à attapulgite notés C4, GB, GT et GH de bas en haut (Fig.15) feront
l'objet de l'étude. La détermination minéralogique au microscope doublée d'une
analyse diffractanétrique au Rayons X n'a révélé que l'existence de calcite et
une faible quantité de kaolinite, smectites et attapulgite. Des colorations
faites pour détecter la présence éventuelle de dolomite sont restées négatives
ainsi que la recherche de sulfates. La description des faciès sera faite de haut
en bas afin de mieux suivre l'évolution "diagénétique plus poussée vers le bas
de la formation.
3.1. Niveau GH
Calcaire fin brunâtre légèrement plus foncé dans sa partie inférieure.
CaC0 3 86 à 88 %. Dans cette partie inférieure légèrement plus argileuse des cris­
taux lenticulaires (P1.2, Ph.l) originellement gypseux sont orientés parallèle­
ment au litage. Des sections rhanboédriques y sont visibles. Les cristaux pré­
sentent souvent des accrétions diagénétiques dans lesquelles les contours ini­
tiaux des cristaux sont conservés (P1.2, Ph.2). Dans la partie supérieure, les
formes lenticulaires disparaissent quasiment. Les cristaux deviennent noduleux,
irréguliers (P1.2, Ph.3), très serrés les uns contre les autres. Il ne subsiste
que de fines pellicules argileuses. Il apparaît donc de bas en haut une très
nette augrrentation des germes de gypse et une décroissance de l'évolution diagé-
nétique pa r accrétion.

- 62 -
Fig. 23 - Idem C4. La croissance des bourgeonnements dlforme les lits argileux
dans lesquels on voit des fentes de dessication.
Fig. 24 - Niveau sulfatl GB Ipigénisl en calcite et Ivolution diaglnltique
des cristaux de gypse.
p

- 64 -
rroins allongés, contrariés ou non dans leur croissance par les bourgeons avoisin­
nants. Les 1aminites argileuses intercalées subissent des perturbations, repous­
sées par les cristaux. Les fentes de dessication sont nanbreuses. CaCO] 76 à
85%.
Les structures qui viennent d'être décrites montrent bien une polarité
diagénétique verticale. Le niveau GH en sommet de formation conserve encore les
caractéristiques d'un stade initial de la genèse des lentilles de gypse tandis
que C 4 à la base montre un stade diagénétique plus poussé. Il apparaît que la
crista110genèse de ce gypse lenticulaire s'est réalisée dans un milieu confiné,
ce que prouve la rareté de la faune benthique, l'abondance de la matière organi­
que et la présence de foraminifères et radiolaires pyritisés. L'accumulation sur
le fond de cristaux de gypse est donc suivi d'une accrétion diagénétique très
précoce effective dans les premiers centimètres de dépôt. L'organisation des la­
mines argileuses intercalaires est perturbée car elles possèdent encore une
p1astici té au moment des transformations di agénétiques, p1astici té qui pennet
aux cristaux de les écarter ou de les repcusser sans difficulté.
La diagenèse tardive se manifeste par l'épigénie de la calcite.

- 69 -
indiquent une accumulation dans un milieu d'eau chaude peu profond du plateau
continental. C'est dans cette unité qu'ont été décrits des ostracodes très abon­
dants - Epaisseur 7 m.
. Biosparite à fragrrents algaires à contact net avec la bicmicrite sous­
jacente. Radioles d'oursins et fragrœnts algaires roulés sont les élérrents figu­
rés les plus abondants. Algues, foraminifères et mollusques sont sparitisés ou
dissous. Des cavités remplies de rœ.rnes et d'argiles glauconieuses y sont fré­
quentes. la présence de stratifications entrecroisées indique une accumulation
de milieu de forte énergie. Cette unité, par l'absence à son sommet de niveau
micritique glauconieux à foraminifères comme à Tabligbo montre les évolutions
différentes à la fin de la formation calcaire quoiqu'une affinité évidente s'ob­
serve au niveau du contenu biologique (foraminifères et algues).
Ainsi donc, EI'iekoro formation par son organisation d'ensemble et par
son contenu biologique s'avère l'équivalent latéral des Calcaires de Tabligbo.
Ccnchision
la série de Tabligbo mntre, sous forme d'une séguence globalement
transgressive, la pénétration de la mer (sables littoraux, calcaires de plate­
forme devenant de plus en plus externe) puis le confinement du bassin. Toutefois,
si certains changements ont été progressifs (à l'intérieur des calcaires, dans la
composition des argilites feuilletées) l'évolution n'a pas été toujours continue.
En effet, il -y a eu nettanent des arrêts ou des cou pu res dans 1a sédimentation:
le contact des calcaires sur les sables inférieurs est brutal et soul igné peut­
être par des phénanènes pédologiques. Les calcaires ccmpacts à huîtres reposent
sur une surface durcie perforée. Les calcaires micritiques glauconieux eux aussi
repose sur une surface d'arrêt de sédimentation. Le niveau de glauconitite sa­
bleuse vient brusquerrent sur les calcaires glauconieux à foraminifères plancto­
niques abondants. Il s marquent une période de faible sédimentation qui à l'é­
chelle du golfe est observable.

- 70 -
La nature des minéraux argileux et leur répartition dans le temps et
l'espace (Kao1inite et sn-ectites décroissantes de bas en haut à l'inverse de
l 'attapu1gite) plaident en faveur d'un isolement progressif du milieu de sédimen­
tation.
· La kao1inite est le produit privilégié de l'altération des surfaces
continentales dans des conditions de bon drainage. Son abondance traduit des ap­
ports fins d'origine continentale faisant suite aux sables sous-jacents.
· Les srœctites semblent être aussi des minéraux hérités de l'altéra­
tion et probablement transformés. Leur diminution vers le haut peut s'expliquer
par la néoformation de l'attapu1 gite à leur dépens par suite de changement de
conditions physio-chimiques du milieu devenu plus confiné.
· L'autochtonie de la glauconite par sa position "tampon" entre les mi­
lieux ouverts à smectites et les milieux confinés à attapu1gite, gypse, pyrite
prouve que lors de la subsidence il s'est installé une période à taux de sédimen­
tation faible ou nul créant les condi tions de la genèse de la glauconite et des
phosphates.
Les contrôles de la sédimentation pourraient donc être
- Une tendance à 1 'ap profondi sserœnt : subs idence.
- Une diminution des arrivées terrigènes. Au début ces arrivées com-
pensent l'abaisserrent relatif du substrat. Leur réduction aurait pu, ensuite,
permettre le développement des organismes benthiques.
- Un confinerrent final, phénomène d'ordre général que l'on retrouve à
cette époque dans tout le golfe de Guinée jusqu'au Sénégal.

- 71 -
LE COMPLEXE PHOSPHATE
DE HAHOTOE - KPOGAME
o 2ème PARnE 0
1 - DE QUOI S'AGIT-IL? . . . . . . . . . .
pages
(CARACTERES GENERAUX, DEFINITIONS, NOMENCLATURE) 73
II - FORMATION MARNo-PHOSPHATEE . 87
m - FORMATION A PHOSPARENITE . . 111
IV - FORMATION ARGILo-PHOSPHATEE 141
1 1
1 1

QUOI S' AGIT·IL ?

- 77 -
Il s'agit d'une bande SW-NE, longue de 35 km, large de 2,5 km au plus, découpée
en trois zones successives (Fig. 27) : Zone Sud (Kpogamé), Zone Intermédiaire
(Akoumapé) et Zone Nord (Dagbati). La limite NW du gisement est une limite d'éro­
sion (Dépression de la Lama) ; cependant le biseautage de la couche phosphatée
dans cette direction donne à penser qu'à l'origine elle ne s'étendait pas très
loin au delà de la 1imite actuelle .
. B - DECOUPAGE STRATIGRAPHIQUE DE L'O.T.P.
Les miniers de l'D.T.P. distinguent de bas en haut dans la série
recoupée par leurs travaux :
* Argilites feuilletées et marnes.
* Couche 3 : Sédiment phosphaté, très riche en gros éléments phosphatés. Elle
ne s'individualise que localerrent dans la partie SW du gisement. Epaisseur
lm envi ron.
* Couche 2 : Alternances de marnes phosphatées très riches en foraminifères et
de niveaux carbonatés faiblerrent phosphatés.
Son épaisseur ne dépasse pas 15 m.
La difficulté d'individualiser généralement la Couche 3 a amené les miniers à
faire un regrouperrent "Couche 23".
* Couche l : Phospharénites exploitées. Epaisseur l à 6 m. Vers le SE, sa place
entre la Couche 2 et la Couche 0 est occupée partiellement par des alternances
calcaires/phospharénites désignées du non de Couche l Carbonatée. (Fig. 28)
.. Couche 0 : Lorsqu'elle n'est pas entièrement érodée, elle peut atteindre 20 !il
vers le SE. Elle regroupe une alternance de lits décimétriques d'argiles, de
marnes ou de cal cai res phosphatés et de phospllaréni tes.
Des fonnations continentales recouvrent, en discontinuité, le gisement (Conti­
nent terminal).

Oe bas en haut:
- 79 -
* Formation marno-phosphatée (E) vue en sondage. Elle regroupe les
"Couches 2 et 3" des miniers (mellibre El) et le "mur des phosphates" (membre E2).
Elle est constituée d'éléments calcaires et phospharénitiques dans une gangue
argileuse ou argilo-calcaire.
* Formation à phospharénites : On y distingue la phospharénite ou mem­
bre phosphaté (P), c'est-à-dire la Couche 1 des miniers et un membre carbonaté
(C), la Couche 1 carbonatée des miniers. Je montrerai que C est un équivalent
latéral de la partie inférieure de P.
Le membre phosphaté est essentiellement constitué par une phospharéni­
te avec une faible proportion de gangue argileuse. Le membre carbonaté se sin-
gularise par l'individual isation de bancs à cimentation calcaire.
* Fonration àrgilo-phosphatée : Couche 0 des miniers. La phospharéni­
te est diluée dans une gangue argileuse ou concentrée en lentilles centimétri­
ques à décimétriques d'extensions variables.
D - CARACTERISTIQUES ET NOMENQ.ATURES
DES GRAINS DES PHOSPHARENITES
Pour pouvoir aller plus avant dans la description du Complexe phospha-
té, il est nécessaire de proceder à l'inventaire et à une classification des
grains des phosphatés rencontrés. Ces grains proviennent essentiellement de cinq
origines :
1 - Attributs de po i ssons .
. .Ichtyoclastes .- Ils sont de dimensions variables, la moyenne étant cOOlprise
entre 50 um et 5 mm. La structure osseuse est conservée au moi ns en parti e 1amel­
laire et/ou cellulaire. Ils sont constitués d'apatite cristalline (Pl 2, Ph 9)

- 80 -
· Vertèbres .- Leur dimension myenne est de 1 à 2 mm. Exceptionnellement leur
diarrètre atteint 1,5 cm. La structure osseuse n'est généralement pas conservée:
La matière osseuse semble avoir été remplacée par un remplissage phosphaté de
couleur ambrée à brune contenant des foraminifères, bioclastes et ichtyoclastes
(Pl 2, Ph la et Il).
Dents .- On les observe fragmentées ou entières de taille allant de 1 mm à
5 cm. Elles présentent les mêmes structures que les ichtyoclastes.
2 - Déjections de poisson.
Coprolithes .- Grains cryptocristallins aux teintes variées beiges à brunes,
al longés, de section arrondie ou légèrement ellipsoidale, présentant une texture
interne fluidale caractéristique. Leur longueur varie de 1 mm à 5 cm avec un
diamètre allant de 500 um à 1,5 cm.
3 - Foraminifères et radiolaires (Pl 2, Ph 5,13 et 14)
· Grains à cortex .- Foraminifères planctoniques ou benthiques et radiolaires
représentent la majeure partie des grains à cortex lamellaire phosphaté crypto­
cristallin de couleur ambrée. Ces foraminifères, radiolaires, ainsi que les ich­
tyoclastes et bioclastes sont entourés d'une couche généralement monolamellaire
dans laquelle on observe de la matière organique pelliculaire ou diffuse. Les
tests restent souvent calcitiques ou dissous. Leur phosphatisation est rare.
Ils peuvent être remplis de calcite ou de phosphate. La taille des grains à cor­
tex varie de 100 à 300 um.
4 - t10ules de ptéropodes et autres mollusgues (Pl 2, Ph 6)
· Ils consistent en un remplissage entièrement phosphaté de ptéropodes, gastéro­
podes, lamellibranches etc. Le r6l1plissage peut être uniquement une microspha­
tite ou inclure des bioclastes, ichtyoclastes, foraminifères calcitiques et le
plus souvent des grains à cortex et pellets.

5 - Autres origines.
- 81 -
Grains phosphatés blancs 1 beiges ou bruns .- De taille hétéranétrique (36 um
à 5 mm) et de fonne irrégulière anguleuse ou subarrondie, ils sont constitués
de phosphate cryptocrista11in blanchâtre à ambré et ne présentent aucune struc­
ture interne. Les grains bruns sont le résultat d'une imprégnation ferrugineuse
plus ou moins homogène de ces grains blancs. L'imprégnation de résine teintée
fait apparaître une parosi té dont la répartition suit
* Grains à porosité maximale au centre.
* Grains entièrement et régulièrement poreux.
* Grains à centre canpact et à périphérie poreuse.
· Pellets ou pé10ides .- Granules cryptocrista11ins beiges à bruns ambrés, de
forme ovoide, sphérique à surfaces lisses généralement sans structures internes
ni zonations. Leurs tailles sont comprises entre 50 et 200 um. Certains présen­
tent un enrichissement du centre en matière organique, d'autres !T'Ontrent cette
matière organique sous forme diffuse ou en taches dispersées et rarement sous
forme de concentrations pelliculaires donnant une impression de concentricité
apparente du grain (Pl 2, Ph 12).
· Agrégats (Pl 2, Ph 7) .- Ce sont des particules de dimension maximale 2 mm
consti tuées d'éléments phosphatés jointifs ou flottants dans une gangue micros­
phatique ou cimentés par un phosphate blanchâtre d'allure cristalline fibreuse
ou cryptocristalline.
· Intrac1astes .- Fragments de sédiments phosphatés souvent carbonatés pénécon­
temporains. Ils sont le plus souvent anguleux avec des caractères pétrographiques
di fférents du sédiment encaissant ma is restant compatibles avec lui. Il s pro­
viendraient d'un remaniement ou d'un transport plus ou !T'Oins long du sédirœnt déjà
induré. Dans cette catégorie peuvent être classés les fragments de moules inter­
nes.

- 82 -
. Grains phosphatés ferruginisés .- Ils sont très colorés, de dimension pouvant
atteindre 1 cm, incluant des quantités variables de pel lets, de grains de cortex
et de qu artz .
Rema rgues.
* Par bioclastes sont désignés les éléments entiers ou fragmentaires
d'origine animale ou végétale à l'exception des foraminifères et des ichtyo­
clastes ; ceci à cause du rôle constitutif important (haute fréquence) de ces
grains dans la série phosphatée.
* Le teme "foraminiférite" est utilisé pour désigner toute roche
d'aspect macroscopique marneux constituée de plus de 70% de foraminifères à tests
calcaires et de moins de 10% de liant. Généralement ce microfaciès à texture
jointive présente moins de 10% de grains phosphatés.
E - ALLURE GENERALE DES PHOSPHATES DANS
LA CARRIERE DE KPOGAME
L'exploitation se fait à ci el ouvert. Le front de carrière offre de
bas en haut le paysage suivant (Pl 3, Ph 1).
I. Membre à phospharénites
Sur une largeur d'environ 1500 m, avec une épaisseur variant de 1 m à
l'extrémité SE de la carrière à 6 m voire 8 m dans sa partie centrale, il se
présente en strates horizontales métriques limitées par des diasthèmes ou joints
argileux centimétriques. Malgré son aspect monotone et homogène, on peut observer
des nuances dans sa couleur beige. Des niveaux beige clair et brun clair alternent
indépendammment de la granulométrie des phospharénites. Dans sa partie supérieure,
à peu près au tiers du toit phosphaté se dégage un niveau fortement oxydé (Pl 3,
Ph 2) de couleur rouge brun. Cette COUcl12 de 30 à 40 cm d'épaisseur, relativement
constante dans tout le gisement (Niveau 5 des miniers), repose dans la partie SE
de la carrière sur le toit à Nautiles du membre carbonaté.

2. Membre carbonaté
- 83 -
Il est vi sible dans la tranchée TR 2 dont la profondeur est de 8 m
environ. Il s'agit d'une alternance, à première vue régulière, de bancs décimé­
triques de cal ca ires coqui lli ers blanchâtres à 1imi tes i rrégul i ères 1égèrement
mamellonnées et de couches centimétriques à décimétriques de phospharénites
friables de couleur beige. Au somrœt, sur la dernière dalle carbonatée a été
recueillie une macrofaune très abondante comprenant des dents, des verbèbres et
ossements de poissons (surtout de Sélaciens), des moules internes de gastéropodes
et de lamellibranches, de très nombreux Nautiles à remplissages phosphatés et
des restes d' Archéocètes.
3. Formation argilo-phosphatée
D'épaisseur maximale 5 m, pour ce qui est conservé, elle débute par
un niveau d'argilites feuilletées (0,5 m) très oxydées à la base. Viennent
ensuite des alternances d'argilites phospharénitiques vertes et brunes et de
lits décimétriques à centimétriques de phospharénites à coprolithes et grains
phosphatés plus ou moins abondants. A 1 m du toit et à partir d'un niveau déci­
métrique de phospharénite rose se dressent des protubérances en forme de champi­
gnon dont les dimensions variables peuvent atteindre 30 cm. Ces "champignons" à
structure interne grossièrerœnt concentrique montrent une oxydation très marquée
au centre avec une diminution des intensités des couleurs, violet, bordeau, rouge
et marron vers la périphérie. Dans les creux ainsi formés entre eux, les argili­
tes vertes conservent leur structure feuilletée horizontale. Au-dessus, les ni­
veaux argileux deviennent plus épais et plus sableux puis se terminent par des
lits de phospharénites coprolithiques indurées de couleur blanche que viennent
localement éroder les sédiments sableux grossiers du Continental terminal.
4. Formatiuon détritique du Continental terminal
C'est une épaisse formation sableuse grise et rouge d'une trentaine de
mètres reposant en discordance sur le complexe phosphaté. Sa base est représentée

- 84 -
par un niveau de renanienent COTI prenant coprolithes, galets de quartz, fragments
d'argilites feuilletées sur une vingtaine de centirrètres. Il se poursuit dans les
cinq preniers I1'ètres par un ensemble sablo-argileux à structures sédimentaires de
dépôt sous-aquatique (litages horizontaux, obliques, entre-croisés, structures
chenal isantes, etc.). Plus haut, la série devient plus grossière avec des séquen­
ces métriques granodécroissantes. A la base de chacun de ces rythmes un terme
très grossier conporte des galets dont la taille peut dépasser 3 à 4 cm. Dans
les sédiments fins et plus argileux, des silexites et des morceaux de bois sili­
ci fiés ont été observés. Le passage de cette partie gri se à la terre de barre
rouge (couleur due à la forte proportion d'argile rouge) est progressif.
F - DANS LA CARRIERE DE HAHOTOE
Les niveaux inférieurs du canplexe, canme à Kpogamé, ne sont pas tou­
chés par l'exploitation.
1 - L'aspect général de la formation à phospharénites est identique
à Kpogamé. Cependant la puissance des phospharénites est réduite à 5 m dans la
partie centrale et à 0,5 m au-dessus du membre carbonaté. Le niveau oxydé est
plus épais (0,6 m) dans la phospharénite et ne représente que 0,25 à 0,30 m au
SE de la carrière.
2 - La formation argilo-phosphatée atteint la m d'épaisseur avec une
prédominance des argilites feuilletées. A la base l'oxydation est plus intense
avec des intercalations de lentilles phospharénitiques centimétriques irrégu­
lières plus abondantes. Dans la partie médiane les argilites sont barriolées,
incluant de rares lentilles phospharénitiques blanches. Le niveau phospharéni­
tique induré blanc est nettement plus développé et plus sableux. Des concrétions
ferrugineuses y sont fréquentes et disséminées. Il atteint 1 m d'épaisseur.

- 85 -
3 - Le tenne renanié basal du Continental est un grès très grossier
à cimentation ferrugineuse. Epais de 1 m en moyenne, il est surrr.onté par des
sables moyens et grossiers gris à gros blocs gréseux ferrugineux. Les rythmes
observés à Kpogamé sont inexistants.
G - PLAN DE LIETUDE
L'étude sera conduite en suivant le découpage fonnation par fonnation
et non pas carrière par carrière.

- 86 -

""8.7·
........... ...

AX
Fil. ,30
351
88 -
2
UN 1TE 1
Corr'lations antre le. sondas•• Al 35a et LW 554.
clç.letüte.
LW
554

- 89 -
A - DESCRIPTION DES SONDAGES
N'étant pas exploitée, la fonnation marno-phosphatée n'a pu être mise
en affleurement de sorte que son étude sera faite uniquement d'après sondages.
Ainsi deux sondages de reconnaissance exécutés par l'O.T.P. ont été sélectionnés
et analysés (Fig. 30) .
I. Sondage L W 554
Implantation (Fig. 26)
Profondeur totale 79 m.
· Substratum : Argil i tes finanent feuilletées, couleur bleu-verdâtre
pyrite en cristaux ou en fines lamines. Ce niveau est atteint à 76,5 m.
. 76,50 - 73,10 m .- Unité 1.- Marnes à petits coprolithes abondants
dans sa partie. supérieure. Elles débutent par un banc calcaire fin (5 cm) de
couleur grise à structure laminaire blanche constituée de sparite. Dans la par­
tie médiane et supérieure réapparaissent deux niveaux calcaires gris (5 à 7 cm)
au sein des marnes à litage horizontal centimétrique.
· 73,10 - 66,50 m .- Unité 2 .- 1'larnes gris-verdâtre, localement bio­
turbées. Les coprolithes sont rares, le litage est fin dans la partie inférieure,
convolute et confus dans la partie supérieure où abondent des intraclastes gros­
siers et hétércmétriques (1 à 3 cm). A la cote 70 m s'observent des couches cen­
timétriques indurées et des plaquettes de lilixite noire centimétriques. Les
dalles calcaires d'épaisseur 5 à 7 cm sont fréquentes et souvent finanent bio­
clastiques.
· 66,50 - 64,10 m . - Unité 3 . - r,larnes noi res à rares coprol ithes.
Litage confus, convolute. Elles débutent par un banc calcaire gris, très riche
en bioclastes grossiers, d'épaisseur 7 cm.

- 91 -
· 30,20 - 28,00 m .- Unité 2 .- r'1arnes gris-verdâtre à litages centi­
métriques clai rs et sombres alternants. Des plaquettes de silexite noire à cas
sure esquilleuse et des lits indurés y sont présents. Trois bancs calcaires fins
gris épais de 5 à 7 cm se répartissent régulièrement dans cette unité.
· 28,00 - 27,00 m
litage grossier irrégulier.
Unité 3 Marnes noires à coprolithes abondants,
27,00 - 24,40 m .- Unité 4 1·1arnes grises bioturbées, riches en
coprolithes dans la partie sanmitale où la bioturbation disparaît. Un seul banc
calcaire bioclastique recristallisé est observé dans cet intervalle.
· 24,40 - 22,80 m .- Unité 5 .- r'1arnes à coprolithes, grossièrerrent
litées, de couleur gris-foncé. Elles se tenninent par deux bancs calcaires re­
cristallisés gris de 7 et 10 cm d'épaisseurs respectives séparés par un niveau
marneux blanchâtre.
· 22,80 - 20,20 m .- Unité 6 .- r'1arnes gris-foncé hanogènes à copro­
lithes, ichtyoclastes et intraclastes abondants.
· 20,20 - 13,50 m .- Unité 7 .- Phospharénites marneuses beiges à
intercalations de bancs calcaires bioclastiques gris à vides de dissolution
fréquents dans les derniers bancs.
· 13,50 - 12,00 m Phospharénites beige à coprol ithes.
· 12,00 - 9,00 .- Argilites vertes et brunes à coprolithes. Rares ni­
veaux de phospharénites beiges. A la base un niveau calcaire argileux phosphaté
gris (20 cm) est sunronté par 50 cm de phospharénites argileuses brunes.

- 94 -
(70% des éléments figurés) sont tous sparitisés. Suivant leur taille deux grou­
pes se distinguent: (Pl 4, Ph 4).
- le premier moins abondant (I50 à 300 um) est constitué d'Acarininidés
et d'Eponididés à loges vides et souvent fragrœntées.
- le second, majoritaire, essentiellement benthique, constitué de Sulimi­
nidés et d'Eponididés de petite taille (40 à 100 um).
Pami les pellets phosphatés fréquents, nc:rnbreux sont ceux qui présen­
tent un enrichissement du noyau en matière organique sous forme diffuse, con­
centrée en anneau ou à structure concentrique (Pl 4, Ph3). Certains pellets et
agrégats applatis (Pl 4, Ph 2) ainsi que des ichtyoclastes aciculaires ou des
écailles de poissons sont orientés parallèlement au litage.
La couleur du microfaciès dépend de la nature du liant. Lorsqu'il est
sombre, le liant est argileux, riche en matière organique et de couleur sombre.
Lorsqu'il est clair le liant est argilo-micritique grisâtre avec une teinte
brunâtre pour les argiles lorsqu'elles prédominent.
La silicification dans ce niveau ne se manifeste que vis à vis des
éléments carbonatés. Ainsi, sur des épaisseurs variant de quelques millimètres
à un centirrètre, la calcite des foraminifères est remplacée par la sil ice. Le
li ant argileux et les grains phosphatés ne sont jamais épigénisés par la sil ice.
(Pl 4, Ph 6) Les limites des zones silificiées sont toujours nettes.
Packstone, Ca C0 3 : 75 à 78 %.
r-13. Biopelmicrite à biopelmicrosparite à foraminifères .- Il s'agit
d'une calcilutite fine de couleur grise dans laquelle foraminifères et fragments
coquilliers peu nanbreux, entièrement sparitisés, et de rares grains phosphatés
constituent l'essentiel des élérrents figurés. Le liant, originellelTent une mi­
crite grumeleuse, montre une polarité verticale dans le processus de recristal­
lisation. Cette polarité se manifeste par une microsparite parsemée de reliques

- 95 -
de micrite grumeleuse à la base suivie vers le haut par l'apparition de plages
sparitiques au sein de la microsparite à rares micrope1lets.
Wackstone, Ca C0 3 : 95%
M4. Alternance de forami ni féri tes argi 1euses phosphatées et de fora­
miniférites micritigues .- L'ensemble présente une couleur gris verdâtre plus
ou rroins accentuée en fonction des lits clairs ou sombres d'épaisseur variant
de 1 à 2 cm. Les lits clairs contiennent presque exclusivement des foraminifères
sparitisés bien calibrés (200 um en moyenne) avec de très rares grains phospha­
tés. Le liant rare est micritique. Dans les lits sombres prédominent les forami­
nifères de petite taille. Les grains phosphatés y sont plus abondants, en parti­
culier les pellets à noyaux enrichis en matière organique (Pl 4, Ph 7). Les ich­
tyoclastes et écailles de poissons miment souvent le canportenent des litages.
Contrairement aux lits clairs, les lits sombres se caractérisent par des lamina­
tions millimétriques qui résultent soit d'une abondance des argiles avec une ré­
duction de la quantité de foraminifères soit de l'alternance de lamines très
riches en éléments phosphatés et de lamines de foraminiférites argileuses à ophiu­
rides et ostracodes.
Packstone à grainstone, CaC0 3
72 à 85%.
[15. Biomicrite argileuse phosphatée .- Cette ca1cirudite coquillière
(Pl 4, Ph 10) est formée d'une accumulation de bioc1astes grossiers de tailles
variables (2 mm à 2 cm). Les fragments de lamellibranches sont disposés préféren­
tiellement à l'horizontal e, les gastéropodes à remp1 i ssages géopètes sont fré­
quents accompagnés de cùpro1ithes et d'ichtyoc1astes grossiers pouvant atteindre
1 cm de dimension. Dans cette ca1cirudite coexistent matrice et ciment. Les bio­
c1astes sont soudés les uns aux autres par un ciment rappelant parfois une ci­
mentation en méni sque tandi s que les vides intergranu1aires sont canb1és par

- 98 -
r-n2. Bianicrite phosphatée .- Calcarénite coquillière beige. Les bio­
clastes sont des lamellibranches (en majorité) entiers, dissociés ou fragmentés
hétérométriques (2 mm à 3 cm) des gastéropodes, des fragments d'échinoderme, des
ostracodes. Ils sont toujours spariti sés avec des vides de dissolution dans les
niveaux supérieurs. Des remplissages internes géopètes dans les gastéropodes sont
observés. La phase phosphatée contient les grains à cortex très nombreux, des
moules internes de ptéropodes, des vertèbres, des ichtyoclastes, des coprolithes
et des dents de poissons entières ou fragmentées. Une bioturbations plus ou moins
prononcée mais régulière se manifeste surtout par les traces de fouissage. Le
liant est une micrite grise parfois légèrement oxydée avec des concentrations
locales d'argiles en plages brunes souvent oxydées.
Wackstone à packstone, CaC0 3 : 84 à 92%.
MU. Phospharénite marneuse .- Elle est grenue, friable de couleur
beige. Les éléments figurés sont à 90% au moins de grains à cortex à noyau de
foraminifères, radiolaires ou bioclastes. Viennent ensuite les moules internes
de pteropodes, les vertèbres, coprolithes, ichtyoclastes, dents et ostracodes.
Les bioclastes sont rares. La phospharénite présente un tri et un classement très
bon. Les foraminifères calcitiques (Lenticulina, Eponides, Uvigerina ne se limi­
tent qu'à la partie inférieure du niveau phospharénitique. Parmi eux, seule
Planulina présente un début de phosphatisation. Le liant est une micrite argi­
leuse grise parfois brune oxydée.
Packstone à grainstone, CaC0 3 : 25 à 35%.
C - ASPECTS DlAGENETIQUES
1. Altération des tests de foraminifères
Les foraminifères benthiques possèdent un test plus épais et moins po­
reux que les foraminifères planctoniques, ce qui leur permet d'être plus résis­
tants à la dissolution et à la fragmentation mécanique. L'aspect lisse et bril­
lant des tests hyalins a souvent disparu dans les foraminiférites. Lorsqu'ils ne

- 103 -
de la foraminiférite argileuse phosphatée iD le banc carbonaté r·17 est une calci­
lutite microgrenue pauvre en bioclastes et qui, par ce fait, se différencie bien
des autres bancs précédemrr:e nt décrits. Il en va de mÊme pour ma du sommet de
N5 dont le microfaciès es tune micros parite à très ra res forami ni fères et gra i ns
phosphatés. Dans ce microfaciès, l'absence de bioclastes et de foraminifères
annonce peut-être les changerrents qui vont provoquer la mort du necton condui sant
au dépôt du bone bed (N6) sus-jacent.
Il apparaît donc, que les bancs carbonatés fossilisent d'une part les
'Conditions récurrentes au sein de certaines unités et d'autre part marquent par
leur position "charnière" la fin d'un épisode sédimentaire dans les unités où la
récurrence n'a pas eu lieu.
E - LES ENSEMBLES ET LEUR SIGNIFICATION
L'agencenent vertical des microfaciès souligne l'évidence de trois
ensenbles sédirrentaires distincts regroupant les unités précédemment reconnues:
phospha tée.
El : Foraminiférites sombres phosphatées; Unité NI à 5
E2 : Bone bed ; unité 6. Il représente avec El la fonnation marno­
E3 : Phospharénites marneuses à intercalations calcaires faiblement
phosphatées. Elle se caractérise par sa constance lithologique et un meilleur
tri des grains phosphatés. Elle représente la partie inférieure de la formation
phosphatée qui sera étudiée plus en détail dans le chapitre
1. Les foraminiférites
Sur un substratum d'argilites bleues finement feuilletées pyriteuses
téll'Oin d'un milieu calme et réducteur la sédirr€ntation marno-phosphatée débute
par une petite barre micritique au sein de laquelle se développent des lamines
sparitiques dues à l'accumulation mécanique ou au vannage épisodique du sédiment

- 104 -
carbonaté riche en foraminifères et petits gastéropodes. Un changement du milieu
et du régime hydrodynanlique est évident.
1.1. Matériel phosphaté
Dans les marnes (foraminiférites) les grains lithifiés et les
ichtyoclastes (0,5 à 2 mm) sont peu usés et souvent cassés. Certains, essen­
tiellement des pellets et des agrégats, sont aplatis, preuve de leur plasticité
au moment du tassement du dépôt et d'un ensevelisselTent rapide. Dans les bancs
calcaires la proportion des pellets et coprol ithes est très réduite. La diagénèse
précoce empêche les phénomènes de tassement.
1.2. Matériel bioclastique
Il n'existe pratiquement pas dans les foraminiférites. Seuls les ostra­
codes sont représentés dans N2 et N4 ai nsi que les ophiurides. Dans les bancs
cal caires où la taille des bioclastes est variable (0,1 à 1 cm) aucune trace
d'usure, ni d'altération biologique (micritisations, perforations, enveloppes
micritiques etc.) n'est visible. Les grains de quartz sont inexistants. Leur
mauvais classelTent indique dans tous les cas un transport réduit par des courants
modérés. La présence des bioclastes dans les bancs calcaires semble être en rela­
tion indirecte sinon antagoniste avec l'apport phosphaté. En effet on peut cons­
tater la réduction des apports phosphatés lors des développements de la macro­
faune dans les sédiments carbonatés et leur abondance dans les sédilTents argi­
leux pauvres en macrofaune. Est-ce à dire que les environnements qui précèdent
l'accumulation phosphatée subissent une influence positive d'apports nutritifs
favorisant le développement biologique? En tout cas, sur un fond d'apport phos­
phaté, généralelTent réduit pendant les périodes à tendance micritique, l'envi­
ronnanent biosédimentaire devait être assez particulier puisque tantôt il perme­
ttait le développenoent et l'accumulation de la microfaune (de petite et de taille
nonnale) limitant celle de la macrofaune dans le cas des foraminiférites, tantôt
l'inverse dans le cas des bancs carbonatés.

- 105 -
1.3. Comportement des foraminifères vis à vis du confinement
D'une manière générale, la majeure partie des foraminifères est de pe­
tite taille avec des fluctuations de la proportion des caractères benthiques et
planctoniques suivant leur position dans l'ensemble. Dans l'unité NI les forami­
nifères sont essenti e11errent des benthiques, de petite ta il1e pour la plupart.
De N2 ct N4 les forami nifères planctoniques domi nent avec un maximum de petites
forrres dans N4. Ceci traduit l'importance et l'influence du milieu réducteur, ce
que semble confinner l'abondance de matière organique dans le sédiment et surtout
leur bonne conservation dans les pellets. En outre, les si1icifications observées
dans N2 plaident en faveur du confinement du milieu. Dans N5 la tendance du con­
finerrent s'atténue avec la prédominance des formes benthiques de taille normale
mal gré les mi néra1 i sation pyriteuses observées. Il faut observer que l'abondance
de matière organique, la présence de pyrite et l'abondance de foraminifères de
petite taille montre le caractère réducteur des sédiments, ce qui n'implique pas
l'anoxie du milieu de dépôt puisque la bioturbation, le frisonnement des petits
forami ni fères benthiques et des ostracodes 01 igotypiques est évident les fora­
miniférites. La présence de pyrite indique qu'il y a eu réduction de sulfates et
suffisanrrent de fer disponible pour précipiter sous fonne de sulfure. La florai­
son de la vie sur le fond (Bu1iminidés et ostracodes oligospécifiques) témoigne
de l'adaptation de ces organismes à exploitation des substances nutritives conte­
nues dans ce milieu confiné.
1.4. Hydrodynamisme du milieu
L'énergie du milieu a été très variable. Les litages et laminations
dans in indiquent un milieu 1égère!Tent agité. Dans met N3, les litages confus
et irréguliers plaident en faveur d'une variation dans l'intensité des courants
agents de transport des grains phosphatés. Les indices d'un long transport sont
pratiquement inexistants; coprolithes, intrac1astes et agrégats, lorsqu'ils sont

- 106 -
brisés, conservent des cassures anguleuses. Leur mode de participation ct la tex­
ture du sédilTent, dispersés ou contrôlés par le litage sous forme de laminations
phosphatées souvent discontinues et irrégulières, assimilables ct des crachées
épisodiques, reflète l'impact de courants modérés d'intensités variables et/ou
intennittents (confirmés par le mauvais classement général). La bioturbation
dans N3 et N4 prouve que par morrent les courants sont inexistants sur le fond,
favorisant ainsi l'activité des fouisseurs. Enfin le brassage marqué dans l'i5,
dans laquelle intraclastes, coprolithes et icntyoclastes sont fréquents, dénote
une augrrentation de l'hydrodynami sme.
1.5. Rythmicité des dépôts
La séquence élérœntaire-type est la suivante:
- Packstone ct foraminifères abondants et grains phosphatés, bioturbé
ou non, ct liant argileux.
- t'ludstone ct Packstone ct foraminifères et grains phosphatés peu abon­
dants, riche en bioclastes, ct liant micritique localerrent argilo-micritique.
Dans ces deux types lithologiques alternants où les changements sont
graduel s, l'analyse rrontre que les alternances foraminiférites-biomicrites relè­
vent d'un processus primaire sédimentaire réhaussé par la diagenèse précoce dans
les calcaires. En fait le contenu biologique n'est pas identique aussi bien dans
les calcaires que dans les foraminiférites : les niveaux argileux sont riches en
foraminifères benthiques et planctoniques tandis que dans les calcaires les fora­
minifères, sans être abondants, sont en majorité benthiques. Sur ce fond de produc­
tivité de foraminifères et d'apports phosphatés, les fluctuations de l'une des
phases micritiques ou argileuses aboutissent au dépôt des lits alternants fora­
miniférite/biomicrite.
Au cours de la 1i thification les niveaux les plus carbonatés sont pré­
férenti elleroent cin-entés. L'alternance suppose une variation rythmique dans les

- 107 -
marnes (niveaux argileux à foraminifères abondants) de la vitesse des courants
responsables du transport des grains phosphatés. Leur énergie plus forte serait
à l'origine du vannage des boues à foraminifères d'où la concentration des fo­
raminifères et des grains à cortex. Lors de la production micritique la sédimen­
tation argileuse quoique rédui te n'est pas interrompue. La preuve réside dans
l'observation à l'intérieur de certains bancs calcaires, d'une polarité verticale
(de haut en bas) lors du processus de recristalli sation de la micrite. On cons­
tate que les cristaux bien développés repoussent au moment de leur croissance des
impuretés (vraisemblablement des argiles) vers la périphérie. Ces impuretés, sous
forme de pell icules brunes autour des cristaux dans la partie supérieure des
bancs, passent graduellement vers le bas à des liserés plus ou moins lâches puis
à des petites plages reliques de micrite argileuse. On peut y voir, malgré
"l'antagonisme" argile-micrite des alternances foraminiférites-calcaires de ces
séquences, une continuité sédim=ntaire.
2. Le Bone bed
Cet épisode, qui commence après le dépôt d'un mudstone presque azoïque,
se caractéri se par l'abondance d' i chtyoclastes, de dents et de vertèbres de poi s­
sons, et de coprol i thes hétéranétriques avec l'apparition en proportions non né­
gl igeables de grai ns à cortex. Le très mauvais classement du matériel, son trans­
port relativement plus marqué associé à la matière organique, à la pyrite et à
l'absence de microfaune autochtone font interpréter ces dépôts comme des rema­
niements et des accumulations de restes de poissons situés à proximité du lieu
même de dépôt.
3. Les phospharénites
Ce sédiment est bien cal ibré. Le tri et l'usure (surtout celle des élé
ments grossiers coprolithes, intraclastes, vertèbres) de ce matériel indique un
transport actif. Les grains à cortex sont très abondants et tous lithifiés (aucu-

- 109 -
dans les marnes: ichtyoclastes, coprolithes et agrégats à ciment phosphatés
existent intacts ou brisés. En revanche il n'a pas été observé de phosphatisation
dans la phase de li aison (matrice argileuse ou micritique). Ce qui est conservé
dans le sédilœnt semble être l'image résultant d'une sédimentation par à coups
illustrée par les laminations ou concentrations phosphatées à l'intérieur de la
formation marno-phosphatée. La bioturbation a joué un rôle important dans le
brassage de certains niveaux phosphatés.
La diagenèse s'est manifestée de manière différentielle suivant la na­
ture du liant: elle se 1imite dans les bancs carbonatés à la cimentation précoce
suivie plus tard d'une recristallisation, tandis que dans les foraminiférites
elle s'exprime diverserrent : silicification de certains niveaux, sparitisation
des foraminifères, fragmentation des ichtyoclastes et écailles de poissons ou
encore aplatisselœnt des pellets phosphatés et des agrégats encore non lithifiés.
De bas en haut, le mil i eu de dépôt senble s'éloigner du mil i eu de ge­
nèse des phosphates. Le transport paraît moins marqué dans les foramini férites
que dans les phospharéni tes dans lesquelles sont absents pellets et agrégats
aplatis et caractérisés par une augmentation en quartz de bas en haut.
Le caractère rythmique des sédiments paraît d'origine sédimentaire liée
à la nature des apports vraisemblablement contrôlés par des facteurs paléogéogra­
phiques qui seront discutés dans la 4ème partie.

- 110 -

- lIB -
débris bioclastiques et les ptéropodes à rempl i ssages de phosphatite et/ou de
pellets (Pl.2. Ph.6). Ophiurides, ostracodes, dents de poisson, quartz et cris­
taux de calcite sont moins fréquents mais toujours présents.
Sables fins (125 um

- 120 -
Des microstylolites discrets résultants de l'imbrication de bioclastes
sparitisés les uns dans les autres indiquent une compaction manifeste dans ces ni­
ve au x.
Une bioturbation (Pl. 5 ) Ph.2,4) marquée se traduit par la différen­
ciation de l'aspect plus lâche de certaines parties de la matrice micritique :
les parties bioturbées sont davantage à tendances microsparitiques, plus claires
avec moins de grains. Leurs limites contigües à la micrite non perturbée sont
soulignées par de légères concentrations d'oxydes sombres. De vagues traces de
fouissages à limites floues sont observables. Outre ces traces d'activité bio­
logique dans les calcaires, le développement de réseaux de cavités (1 à 3 cm de
diarœtre) remplis de phospharénite ITeuble, à l'intérieur et sous la partie li­
thifiée des calcaires, suggère l'existence de terriers. Les serpules solitaires
ou groupées sont nombreuses.
2. Son organisation
2.1. Faisceaux et ensembles
Grâce à l'action des intempéries, on observe que les al ternances cal­
caires / phospharénites s'assemblent par faisceaux à structure tantôt confuse
tantôt à alternance nette bien mise en évidence par le dégagement des interca­
lations phospharénitiques n-eubles par le ruissellement (Pl. 3 , Ph.4).
J'ai donc regroupé ces faisceaux à caractère répétitif en deux ensem­
bles CA et CB séparés par un niveau repère, constitué d'un banc très riche en co­
prolithes, épais de 20 an (Fig.34). Ces deux ensembles se différencient non pas
par leur aspect lithologique mais par la plus grande fréquence d'éléments phos­
phatés en CB et la présence en CA d'ostracodes usés, de foraminifères calcitiques
dont Planulina à début de phosphatisation. D'autre part, la proportion de vertè­
bres de poissons (rempli ssages) diversement usés depuis un stade initial à man­
chons externes bien conservés jusqu'au stade très usé en forme de diabolo, reflè­
te une polarité verticale: CA contier.t plus de vertèbres bien conservés à l'in­
verse de CB dans lequel prédominent ces "di abolos".

- 121 -
Les faisceaux canprennent donc
· Une partie à structure confuse: Niveaux calcaires mal délimités, à
surfaces irrégulières, parfois ces niveaux donnent l'impression d'être dissociés
en nodules (mauvaise continuité) emballés dans une phospharénite friable (Fig.35,
P1.3, Ph.5,n. l'1a1gré l'irrégularité apparente de ces niveaux, il est possible
de les suivre d'un bout à l'autre de la tranchée.
Une partie faite d'alternances nettes: Les bancs calcaires (20 à
25 cm) sont hcmogènes, réguliers; leurs contacts sont nets suivant des surfaces
1égèrelTent mamelonnées avec les intercalations phosphatées (Fig.34, Pl. 3 J Ph.5).
· Macroscopiquement, aucune différence lithologique n'a été observée
entre les parties résistantes tant dans les parties à structures noduleuses que
dans les bancs nets. Microscopiquement, ce sont des calcaires coquilliers à bio­
c1astes hétéranétriques abondants et à grains phosphatés. Toutefois la part des
bioc1astes est plus grande dans les bancs nets.
Quant à la phospharénite, faite de grains phosphatés (essentiellement
de pellets et grains à cortex) pratiquement seul s dans les niveaux ccmpris entre
les bancs calcaires bien individualisés, elle est accompagnée de bioc1astes en
quantité variable dans les niveaux à structure confuse.
Au total la différence de contenu est plus grande entre les bancs bien
individualisés et les interbancs de phospharénites friables qu'entre les parties
résistantes et les parties friables des niveaux à structure confuse ou noduleuses
2.2. Contacts entre calcaires et phospharénites
Deux cas de figure se distinguent dans ces alternances
Contact confus: le passage paraît pro9ressif.
· Dans le sens phospharénite-ca1caire les grains phosphatés plus abon­
dants dans la phospharénite se diluent progressivelTent dans une micrite qui se
charge en bioc1astes (2 sur Fig.3S).
· Dans le sens ca1caire-phospharénite, les grains se concentrent pro­
gressivelTent dans une rnicrite qui devient de plus en plus argileuse (l sur Fig.
35) .

- 125 -
marines dans les périodes de non-dépôt ou de réduction de la sédimentation) et
de ce fait les protégeant des mélanges. Cependant certains de ces horizons cal­
caires auraient pu se trouver perforés puis remplis.
Ceci étant, trois questions fondamentales se posent
Comment expliquer l'étalement horizontal, en nappes minces décimétri­
ques et réguliers des apports phosphatés ou bioclastiques ?
L'organisation en séquence élémentaire se voit de la façon suivante:
Arrivée brusque d'un sable phosphaté manifestée par un contact brutal
sur haut de banc, la li thification étant antérieure à la nouvelle arrivée phos­
phatée notamment dans le cas des alternances.
niveau sous-jacent.
Arrivée bioclastique ou mixte plus progressive ou se mélangeant avec le
Si l'on tient coopte du taux de sédimentation en ce qui concerne la
forrPation à phospharénites qui est d'une dizaine de rrètres pour la millions d'an­
nées (SLANSKY 1980) la séquence élémentaire moyenne épaisse de 30 cm représente­
rait 300 000 ans. Ceci traduit la faiblesse du taux de sédimentation nécessaire
à la concentraton des sables phosphatés et justifie l'existence de périodes de
non dépôt ou de dépôt ralenti favorables à la cimentation carbonatée.
Comment expliquer les faisceaux à structure confuse ou noduleuse
La partie sominitale est rroins perturbée que la base. Chaque faisceau
se tennine par une dalle plus ou moins nette. La lithification en dalle étant
postérieure à la bioturbation, chaque faisceau pourrait être une unité de diage­
nèse au même titre qu'une séquence élémentaire des alternances nettes (Fig.36).
Comment expliquer la coexistance des deux phases phospharénitiques,
l'une à caractère carbonaté et l'autre argilo-carbonaté ?
Un contrôle par le fond du bassin associé à une influence continentale
rythmique pourrait être envisagé: l'antagonisme entre argile + quartz et bio­
clastes dans les sables phosphatés suggère une influence continentale plus mar­
quée dans les phospharénites meubles et moindre dans les calcaires. Le moteur de
cette rythmicité est, probablerrent, à rechercher dans la "vie tectonique" des
blocs de la marge.

ENSEMBLE
P 11
ENSEMBLE
PI
MUR ..
r
Pli
- \26 -
Fig. 37 - Coupe du membre à phospharénites. Carrière Kpogamé. Coupe Kp. II.
Commentaire dans le texte.
c
b
a cl
c
b
a
cl
c
b
a
c
b
a
cl
c
b
a
cl
c
b
a
lm

- 127 -
C - LE MEMBRE A PHOSPHARENITES
1. Composition d'ensemble
Le mur est généralement identique à celui décrit sous le membre carbo­
naté. Signalons, cependant l'absence locale du conglc:mérat nougat à r.Jahotoé où
la phospharénite exploitée repose directement sur les argilites vertes azoïques
par l'intermédiaire d'un niveau très riche en coprolithes.
La phospharénite argileuse présente sur les fronts d'exploitation que
ce soi t à ,Hahotoé ou Kpogamé un aspect monotone et homogène beige, gri s ou brun
clair. J'ai distingué deux ensembles PI et PrI (Fig .28) séparés par un niveau
phosphaté oxydé brun à rouge dit "niveau 5" (Pl.3 ,Ph.2) d'épaisseur variant de
0,30 m à 0,60 m suivant les endroits. En direction du SE la partie supérieure de
ce membre correspondant à l'ensemble PlI repose sur le membre carbonaté avec une
tendance à une réduction d'épaisseur tandis que dans la partie NW il se retrouve
à l'intérieur du membre phosphaté.
Quoique relativement hc:mogène, une observation méticuleuse de ce mem­
bre phosphaté pennet de déceler une organisation séquentielle. Les ensembles PI
et PlI canportent chacun trois séquences caractérisées par une granodécroissance
Chaque séquence débute par un tenne coprolithique puis évolue vers des termes de
plus en plus fins avant de se tenniner ou non par un terme argileux.
2.. Coupe Kp II (Kpog:1mé) et ses séquences
La success i on sui t (F ig. 37).
Séquence PI 1 m.
a) Phospharénite brun clair à coprol ithes et granules phosphatés
blancs. Intense bioturbation matérialisée par des terriers de quelques millimè­
tres à 1 on de dianètre remplis de matériau fin phosphaté de couleu brun foncé.
b) Phospharénite grise et beige à granules phosphatés blancs.

- 128 -
c) Phospharénite grise ct rares granules avec al ternance de niveaux
centimétriques à pluricentimétriques de phospharénite beige.
d) Argilite phosphatée brune épaisse de Z à 5 cm.
Séquence PI Z 1,60 m.
a) Al ternances de phospharéni te beige ambré et gri se ct coprol i thes,
granules phosphatés blancs et bruns et d'argilites phospharénitiques brunes.
b) Phospharénite beige ct granules blancs à la base. Galets intraforma­
tionnels arrondis ou légèrer.ent aplatis, de dimension variable pouvant atteindre
7 cm de diamètre et constitués du même matériau légèrenent oxydé.
c) Phospharénite grise à litages horizontaux et obliques.
d) Argilite phosphatée grise localement brunâtre.
Séquences PI 3 . 1,ZOm
a) Phospharénite grise et beige bioturbée à coprolithes et granules
phosphatés blancs. Les niveaux gris semblent plus riches en grains grossiers.
ba t ion
ocre.
griset beige.
bruns et beiges.
tés.
b) Phospharénite beige ct rares coprolithes et granules blancs. Biotur-
Présence d'un niveau (0,15cm) constitué de lits fins alternant gris et
c) Phospharénite à litages horizontaux et obliques ct niveaux alternants
Séquence PII 1 . 0,60 m.
a) Phospharénite beige et brune à coprol ithes, granules phosphates
b) Phospharénite brune oxydée à très nombreux granules bruns phospha-
c) Alternances de phospharénite beige et d'argiles phospharénitiques
brunes ct rares coprolithes et granules bruns.
d) Phospharénite très oxydée, couleur brun foncé formant une croOte de
3 à 5 cm d'épaisseur et comportant grains de quartz hétérométriques (5mm maximum).
Cette séquence représente le "niveau 5".

- 134 -
ambrée due à l'imprégnation par les oxydes de fer. Ils sont fréquemment enrobés
d'une fine pellicule sombre épaisse de 10 à 30 um laissant une importante poro­
sité au sédiment (vides intergranulaires). localement ces vides peuvent être can­
blés par une rretrice argileuse brun rougeâtre. De nombreux bioc1astes dissous
sont renp1is de cette matrice argileuse. Dans les alternances phospharénite-ar­
gi1ites phosphatées et dans la croûte ferruginisée qui termine cette séquence, le
microfaciès montre un wackestone à packstone à grains bien cal ibrés dans une ma­
trice très sombre dans laquelle se développe une multitude de cristaux rhombo­
édriques à sections losangiques (1 à 2 mm) isolés ou agglutinés, tous épigénisés
en oxyde de fer. Ces cristaux agg1anérés (Sidérite ou dolomite ?) constituent
une fausse matrice dans laquelle des traces de cl ivage (très vraisemblablement)
du minéral initial donnent une impression d'écaillage sur les contours des sec­
t ions losang i que s.
5. Interprétations
l'organisation séquentielle observée dans ce membre condui t à l' inter­
prétation suivante: une évolution cyclique, rrenifestée par la gradation des ma­
tériaux grossiers aux matériaux fins dans chacune des séquences, par suite de
changerrents relatifs du niveau de la rrer pendant lesquels l'action des vagues
et des courants à canpétence fluctuante dimi nue progressivement. la présence de
grains de quartz, parfois accumulés en lentilles centimétriques, celle des
-structures sédimentaires (litages horizontaux grossiers associés à des galets
intraforrretionnels dans les termes "b" et les litages horizontaux et obliques
al ternants dans les termes "c") et les oxydations prononcés à cri staux goethi­
lisés à habitus rhomboédrique (sidérite ou dolomite ?) de certains niveaux des
termes "c" montrent le caractère peu profond des dépôts phosphatés et leur oc­
curence occasionnelle en position superfici elle. la reccurence de ces périodes
pendant lesquelles les courants à canpétence décroissante mettent en place ces
systèmes organisés en séquences positives serait à mettre en relation avec les
variations climatiques et paléogéographiques du moment.
Une organisation cyclique de nature très semblable mais à une échelle
plus modeste (l'épaisseur des tennes variant de 3 à 10 mm) a été décrite dans

- 137 -
En fait, le passage du membre carbonaté au membre à phospharénites
n'est pas aisé à observer sur le terrain, en raison du décapage au raz par les
engins d'exploitation. L'impression que l'on peut avoir en marchant sur le plan
incliné qui matérialise ce passage est que cette surface calcaire est aussi nette
que celle du mefilbre carbonaté. Néanmoins, après réflexions, plusieurs observa­
tions et constatations fil'ont amené à considérer que le membre carbonaté, ne cons­
titue pas un haut fond derrière lequel se serait accumulée la phospharénite mais
qu'il serait l'équivalent latéral du membre à phospharénite, contrairement au mo­
dèle proposé par KILINC et COTILLON et par SLANSKY (Fig.40 et 41).
Argurrents en faveur d'un passage latéral.
Que ce soit à Kpogamé ou à Hahotoe un certain nombre de faits attirent
l'attention (Fig.42).
1. Une identité de position: le membre carbonaté et la partie infé­
rieure (ensemble PI) du membre à phospharénites sont encadrés par les mêmes ni­
veaux.
sondages.
- Tous deux reposent sur le mêne mur observé dans les carrières et en
- Le "niveau 5", niveau oxydé qui coupe en deux le membre à phospharé­
nites et recouvre le membre carbonaté, a été observé dans les deux carrières.
2. Une analogie de canposition : le membre carbonaté contient une pha­
se d'arénite phosphatée identique à celle du membre à phospharénites. Il con­
tient aussi des niveaux à coprol i thes abondants. Le membre à phospharénites con­
tient aussi une phase carbonatée (bioclastes, échinodermes) analogue à celle du
membre carbonaté, en quantité moindre car ils sont généralement altérés.
3. Une identité de structure: Dans les deux cas une structure en cou­
ches planes continues, les unes fortEment bioturbées les autres non. Un mêne dé­
coupage au deux tiers de leur hauteur (membre carbonaté et ensemble PI) par un
niveau coprolithique.

- 138 -
Une question reste posée: Canment expliquer la plus grande épaisseur
du membre ca rbonaté pa r raoport au membre à phospharéni tes?
La cause principale, la plus vraisemblable à mon avis est la canpaction
due à l'enfouisserœnt et à l'action du poids des sédil;-ents accumulés postérieure­
ment. Il est aujourd'hui difficile d'estimer la quantité de sédiments ayant agit
par leur poids, n'ayant aucune indications sur les phénomènes d'érosion survenus
avant le Continental tenninal. Toutefois la di fférence entre l'épaisseur du mem­
bre carbonaté et l'ensemble PI s'explique aisément:
Sous l'effet de la contrainte verticale exercée par les sédiments sus­
jacents, les argiles constituant la matrice des phospharénites (PI) et (PlI) se
canpactent en expulsant leurs eaux intersticielles (du fait de leur grande poro­
sité initiale). La compaction des argiles conduit donc à un arrangement plus
fenné ou plus canpact des grains phosphatés, ce qui impl ique une diminution de la
porosité d'autant plus grande que l'arénite phosphatée est bien triée.
Dans le membre carbonaté, en tenant coopte des bancs précocement 1i­
thifiés et de la nature argilo-micritique des interbancs phospharénitiques fria­
bles, il paraît évident que la coopaction ne peut pas atteindre le même stade
que celui des phospharénites argileuses. L'explication de la différence d'épais­
seur se trouve donc dans la canpaction différentielle liée à la nature litholo­
gique des deux ense;nbles : la coopaction est plus importante dans les phospharé­
nites à liant argileux que dans les bancs calcaires et interbancs phospharéni­
tique à liant argilo-micritique.
En conclusion, la continuité entre les calcaires de milieux modérément
agités à structure alternante horizontale (n'ayant aucun rapport avouable avec un
haut-fond) et les phospharénites argileuses exploitées étant démontrée, il con-

- 140 -
viendrait d'étendre la notion de piège sédimentaire à phosphates à tout le con­
tenant de la formation à phospharénite. Etant donnée la disparition de la forma­
tion à phospharénites à l'Ouest d'Avéta et à l'Est de Dagbati, il apparaît que
les conditions favorables à l'accumulation phosphatée n'aient pas été optimales
au-delà de ces limites. Ceci pennet de constater que le piège à phosphates a
fonctionné dans des conditions locales particulières (tectoniques,paléogéographi­
ques) devenant le lieu de dépôt des arénites phosphatées dans des milieux carbo­
natés en position distale et des milieux argileux à influence continentale mar­
quée en position proximale (Fig.42 bis).

HAHOTOE
Ha 611
- 142 -
HORIZON 1
pli
CONTINENTAL
TERMINAi.
KPOGAME
Ha 612
Fig. 43 - Formatiouargilo-phoaphatEe. CaBaeutaire dans le teXte.

- 143 -
D'épaisseur très variable (une dizaine de mètres au maximum à Hahotoe,
0,5 à 4 mètres du SE au rM à Kpogamé où elle est particul ièrement érodée), la
fonnation argilo-phosphatée consiste en une couche d'argilites vertes ou brunes
(fortement oxydées) entrecoupée de petits niveaux lenticulaires phospharénitiques
beiges ou brunes et de niveaux phospharénitiques d'épaisseurs pouvant atteindre
0,40 m (Fig. 43). L'analyse lithologique fait apparaître quatre horizons carac­
térisés par leur configuration souvent argileuse, oxydée ou non, à intercalations
de phospharénites lenticulaires soit alternantes, argilite/phospharénite, soit
diluées dans les argiles.
A - LES HORIZONS ET LEURS CARACTERISTIQUES
On les retrouve tous les quatre aussi bien à Hohotoé qu'à Kpogamé. Les seules
différences se situent dans leurs épaisseurs et la fréquence des phospharénites
lenticul aires.
Horizon 1. Il repose di rectement sur les phospharénites argileuses
exploitées. Le contact est net. Epais de2 m à Hahotoé, le tiers inférieur cor­
resJXlnd à une argilite brune fortenent oxydée contenant des reliques laminaires
d'argilites vertes. Grains phosphatés et coprolithes y sont peu nombreux. Dans
la partie médiane à niveaux oxydés moins fréquents, les coprolithes sont plus
abondants et des lentilles phospharénitiques centimétriques de couleur beige appa­
raissent. Ces lentilles deviennent plus épaisses (pluricentimétriques) et plus
fréquentes dans la partie supérieure.
A KJXlgamé l'épaisseur de cet horizon est réduite à 0,50 m. La phase phosphatée
est pratiquement inexistante. Cependant, comme à Hahotoé l'oxydation est marquée
à la base et dans le tiers supérieur des argil i tes.

HAHOTOE
COUPE Ha 602
SOcm 1
;
- 146 -
• • • • •
•• • • • •
• •
••••• • •
• • ••
• • •
• •
•••••
•••••
• • ••
1 • • • •
1
1
1
••
•
• • •
Fig. 44 - Répartition et abondance des éléments figurés observés en lames
minces dans la formation argilo-phosphatée.

- 147 -
Dans la texture flottante de ce microfaciès les lamines millimétriques d'argilites
déposées horizontalel,Ent roulent les contours des grains. Localement des concré­
tions ou des agrégats phosphatés fortenent ferruginisés de forme lenticulaire
et de taille centimétrique mntrent des structures vaguerrent concentriques aux
extrémités. Ils senblent avoir subi l'effet de la canpaction ce qui pourrait
expliquer leur biseautage dans les vides interlamellaires aux extrémités.
De nanbreux cristaux rhomboédriques (200 à 2000 um) déjà décrits dans
les niveaux oxydés du membre à phospharénites se développent de manière isolée
ou groupée, incluant lors de leur croissance les grains à cortex ou repoussant
les lamines argileuses. Ces faits mntrent l'origine tardive de la genèse de ces
cristaux rhomboédriques. Aucune relation ne semble exister entre ces derniers et
les parties oxydées des argiles car ils se répartissent de manière désordonnée
aussi bien dans les lamines vertes que dans les lamines brunes oxydées.
2 - Les phospharénites argileuses. Elles ne sont pas différentes de
celles déjà décrites dans le membre à phospharénites. Seule la proportion de
quartz et l'absence de bioturbation font la différence. Aucune structure n'est
observable, exceptées les laminations argileuses irrégulières et onduleuses.
Les bioclastes sont très rares.
3 - Les phospharénites blanches. Les faciès blancs indurés (Pl S, Ph 7)
à cassure nette rectil igne offrent un fïlicrofaciès gri s-verdâtre quasi opaque en
lumière naturelle. On peut y observer les fantômes de grains à cortex, coproli­
thes et intraclastes dissous avec des contours plus foncés. En lumière polarisée
on observe, indépendemment des limites des grains et du liant, des amas de fines
aiguilles irrisées de longueur maximale SO um. Ces amas qui peuvent être sous

- 149 -
C - INTERPRETATIONS
La prédominance des faciès argileux sur les phospharénites est très
nette dans cette formation. D'une manière yénéra1e, les épaisseurs les plus
importantes sont observées dans la zone intermédiaire (Hahotoé) où la sédimen­
tation phosphatée très épisodique se trouve diluée ou réduite d des concentra­
tions lenticulaires centimétriques de quelques dizaines de mètres de long. A
Kpogamé la tendance est à la condensation de la formation. Le taux de sédimen­
tation par sa faiblesse, favorise la concentration des arénites phosphatées en
1its décimétri ques plus importants.
Le dépôt de deux types lithologiques alternants (argiles phosphatées
et phospharénites) met en évidence la superposition de milieux à régimes hydro­
dynamiques différents: une sédimentation argileuse laminaire indiquant un mi­
lieu calme et une sédirœntation phosphatée réalisée dans un contexte plus agité.
Le passage des faciès phosphatés aux faciès argileux est progressif, tandis que
dans le cas inverse, des argi1ites aux phospharénites, le contact est net. Ces
faits suggèrent un environnement calme propice au dépôt des argilites que vien­
nent troubler de façon brusque et épisodique des pulsations ou des décharges
d'arénites phosphatées.
Aucune microfaune autochtone ni bioturbation n'a été observée. La
prépondérance de grains d cortex d noyaux de radiolaires dans cette formation,
contrairement à la formation à phospharénites où prédominent les grains à noyaux
de foraminifères planctoniques et benthiques, reflète la différenciation du lieu
de genèse pourvoyeur du matériel phospharénitique.
L'influence terrigène clastique s'est montrée progressive avec une
accélération en sommet de formation" prélude aux changements des condi tions pal éo­
géographiques qui ont interrompu la sédimentation phosphatée et son altération.

2.3. Quartz
2.4. Pyrite
- 152 -
2.5. Oxydes et hydroxydes de fer
2.6. Calcite
2.7. Minéraux argileux
3. Discussion
B. DONNEES PALEOECOLOGIQUES ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 194
1. Foraminifères et ostracodes
2_.__ ..Algues, pollens, dinofléigellés
3.-.Radiolaires et ptéropodes
C. RECONSTITUTION DES MILIEUX DE DEPOT••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 197
e:tlNCLUSIONS ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 203

- 156 -
sépiolite ou vers des silicates tels que la clinoptilolite (HEIN et al., 1978).
D'autre part le milieu de genèse des phosphates proche des faciès laminés pré­
évaporitiques (BUSSON, 1978) peut évoluer vers des sédiments évaporitiques i!l
carbonates magnésiens et gypse.
Le processus de genèse des phosphates a longtemps divisé les auteurs:
les uns partisans de la précipitation directe, les autres du remplacement des
carbonates par l'apatite. Les dernières études (LUCAS et PREVOT 1984, 1985 ;
ZANIN et al. 1985 ; RIGGS, 1982 ; SOUDRY, 1979 ; SOUDRY et CHAJ-IPETIER, 1983) ten­
tent d'établir le rôle très important de l'activité microbiologique dans la pré­
cipitation des phosphates et dans les divers processus d'apatitisation (phospho­
micritisation des ichtyoclastes, phophatisation des pel lets des foraminifères etc.).
De nos jours, il' est généralerœnt admis que les sources de phosphore
sont diverses (origine biologique, apports des eaux profondes par les upwellings)
et que sa concentration ne peut se faire que dans les eaux interstitielles des
vases suffisamment pauvre en Mg. La fonnation de l'apatite serait donc diagénéti­
que précoce.
1.3. Caractéristiques de la genèse et de l'évolution des grains phosphatés :
vues générales, cas de Hahotoé - Kpogamé
Dans la 2ème partie j'ai essayé de montrer les origines diverses des
grains phosphatés du complexe de Hahotoé-Kpogamé. Il importe i!l présent d'apporter
d'autres infonnations quant i!l l'origine et l'évolution de certains d'entre eux,
en particulier sur les granules phosphatés blancs, beiges ou bruns, les pellets
sans structures apparentes et les grains à cortex.
1.3.1. Granules phosphatés
Toujours isotropes en lumière polarisée, on les distingue incontestablement à

- 158 -
tures en batonnets de 1 à 3 um de long sur 0,5 à 1 um de diamètre dans les gise­
ments phosphatés de Gafsa en Tunisie (OPPENHEmER, 1958), de Floride (RIGGS, 1972, 19
(SENKOVSKY, 1982), d'Australie (O'BRIEN et al., 1981) et de Ben Guérir au r·1aroc
(ZANHI et al., 1985), ainsi que des microsphères de diamètre maximum 3,5 um grou-
pés en amas ou dispersés, parfois attachés au substrat par des filaments (ZANIN
et al. 1985) ou des voiles mucilagineux.
1.3.4. Observations au M.E.B.
L'examen au M.E.B. des échantillons des phosphates de Hahotoé­
Kpoyamé a permis de mettre en évidence des structures microsphériques comparables
à celles observées et décrites dans les gi sements cités précédemment (Pl 5, Ph 9
à 11). Ces structures vraisemblablement d'origine bactérienne par leur position
(accol ées su r les parois internes des loges des foraminifères ou entre les tests
et le sédirœnt phosphaté externe dans certains cas, l'intérieur du cortex phos­
phaté des grains à cortex) apparaissent minéralisées dès les premières cristalli­
sation d'apatite. Pour LUCAS et PREVOT (1985) dans le cas des synthèses d'apatite
ces microstructures qui se forment pendant l'épigénie des carbonates par l'apati­
te, peuvent être des organismes minéralisés qui ont servi de germes de cristal­
lisation possibles. Dans l'état actuel de nos connaissances, le rôle de l'activité
cyanobactérienne dans la minéraliation des phosphates organiques des sols et des
sédiments marins est bien connu ainsi que la capacité des bactéries à concentrer
le phosphore dans leurs tissus par leurs fonctions vitales. Par contre ce gui ne
l'est pas et gui pourrait être considéré ccrnme une hypothèse serait la possibi­
lité de ces microorganismes de déclencher ou de catalyser le processus de préci­
pitation des apatites dans un microenvi ronnement favorable (loges de foraminifè­
res, radiolaires, échinodermes etc.).
1.3.5. Modalités de genèse
Modalités de genèse des apatites de Hohotoé-Kpogamé.
Dans les grains à cortex que j'ai observés, les nucléus de foraminifères, de

- 159 -
radiolaires et de bioclastes à l'exception des ichtyoclastes sont presque tou­
jours calcitiques et rarelTEnt partiellelTEnt épigénisés par l'apatite. La totalité
des tests renplis d'apatite microcristalline isotrope puis enrobés d'un cortex
phosphaté pelliculaire (5 à 20 um) à une seule couche, rarement à plusieurs cou­
ches concentriques, sont en majorité calcitiques dans la formation marno­
phosphatée et dans le membre carbonaté. Dans les faciès phospharénitiques argi­
leux, ils sont pratiquement tous dissous.
Il apparaît donc que la possibil i té de formation de l'apatite par rem­
placement de carbonate biogène ne semble concerner dans nos phosphates que les
coprol ithes. Le mode de phosphatogenèse le plus important serait dans le cas des
grains à cortex et pellets la précipitation directe dans un microenvironnerrent
adapté ou d'accrétion à partir d'un support biogène poreux favorable aux échanges
ioniques et où l'activité des microorganisrres jouerait un rôle non négligeable.
Il serait important de renarquer que je n'ai jamais observé un grain à nucléus
de quartz, de pyrite ni d'autre support quel qu'il soit comme c'est le cas dans
certains gisements marocains, tunisiens etc.
nus
1.4- Analyse diffractométrique
Elle a été effectuée sur les deux types de grains antérieurement recon-
- les pellets et grains à cortex prédominants (125 à 250 um)
- les grains grossiers d'origine biogénique : coprolithes, granules
phosphatés, moules de ptéropodes et de vertèbres et ichtyoclastes.
Une trentaine d'échantillons issus de différents niveaux du complexe
phosphaté ont été analysés. Les grains obtenus après lavage des échantillons de
ces niveaux ont été répartis en lots de coprolithes, ptéropodes et vertèbres,
grains à cortex et pellets, fraction très fine (63-36 um) puis ont fait l'objet

- 160 -
d'une étude canparative. L'examen diffractométrique a montré trois grands types
de diffractograrnrœs correspondant à l'apatite, la wavellite et la crandallite.
(Fig. 45, 46).
1.4.1. Apatite
Elle est caractérisée par l'existence de deux groupes de réflexions
- Le premier, localisé dans les échantillons des marnes phosphatées et
dans les phospharénites marneuses m::Jntre, les valeurs moyennes des réflexions
o 0 0 0
principases suivantes: 8,14 A à 8,24 A : d (100), 3,46 A : d (002), 3,05 A d
o
(210),280 A : d
o
(310), 1,93 A : d
o 0
(211 + 212), 2.70 A : d (300), 2.63 A
o
(222) et 1.84 A : d (213). (Fig. 44) ;
o
: d (202), 2.245 A d
- Le second groupe de réflexions correspond aux phospharénites argi­
leuses des formations à phospharénites et argilo-phosphatée. Leurs valeurs moyen-
o 0 0 0
nes sont les suivantes: 8,17 A à 8,23 A : d (100), 3,46 A : d (002), 3,07 A : d
o 0 0 0
(210), 2,81 A : d (211), 2,78 A : d (112),2,71 A : d (300), 2,63 A : d (202),
o 0 0
2,25 A : d (310), 1,94 A : d (222) et 1,84 A : d (213). (Fig. 43, 45).
On constate que pour le même minéral les fluctuations à l'exception de
la réflexion (100) ne sont pas très importantes. Ces fluctuations suggèrent de
légères différences dans l'ordonnancement de certains ions lors de substitution
ou bien dans la taille des cristal lites.
Après corrections locales effectuées à partir des rœsures des posi-
tions des pics du quartz (le quartz étant le minéral standard interne) plus ou
moins déplacés par rapport aux positions conventionnelles par suite des dérives
de l'appareil, la comparaison de ces valeurs avec les nombreuses références du
fichier A.S.T.t,1. a permis la détermination d'une fluorapatite proche de la fluor-
apatite A.S.T.M. 15-876.

- 165 -
lière et moins significative. Ces paramètres sont calculés par la fonnule clas­
si que
d(h,k,l) = =--1 _
...:.4",,-,(h-,-Z_+--,h.:..:..k:-+----,k,-Z..... ) + 1Z
3a Z
d = distance réticulaire
h,k,l : indices de Miller.
C Z
Les valeurs de "a" et "c" calculées à partir des réflexions (300) et
(OOZ) rrontrent des variations plus importantes pour "a" que pour "c", les substi­
tutions de P0 4 -3 par C0 3 -Z affectant rooins et de façon peu significative "c".
Le paramètre "a" sera donc le seul à être pris en compte pour la caractérisation
des apatites (Figure 47). Il apparaît en effet deux groupes distincts d'apatite
comme il a été observé sur les diffractogrammes :
- Les valeurs de "a" pour les marnes phosphatées et les phospharénites
o
marneuses comprises entre 9,337 A et 9,351 A ;
9,363 A et 9,37Z A.
- Les valeurs de "a" pour les phospharénites argileues comprises entre
En comparant les paramètres suivant la variété minéralogique apatiti­
que selon divers auteurs (Figure 48) avec ceux de nos phosphates, 011 arrive à
l'attribution des apatites du premi er groupe à la francol i te et celles du second
groupe à la fluorapatite.
Ces résultats sont tout à fait différents de ceux de FLICOTEAUX (198Z)
qui, en étudiant le membre à phospharénite (phospharénite argileuse), aboutit
o 0
à des valeurs du paramètre "a" comprises entre 9,3Z A et 9,37 A avec une moyenne
o
arithmétique de 9,343 A. Il attribue ces apatites à la francolite-type de Weal
Franco.

Fig. 49 - Crandallite. Principales reflexions (diffractométrie aux RX).

2.1. Matière organique
- 183 -
Elle est observée surtout dans la fonnation marno-phosphatée. Elle n'a
pas été dosée. r"ais la forte ébulition qui se produit lorsqu'on ajoute du pero-
xyde d'oxygène aux échantillons diminue au fur et à mesure que l'on va vers le
haut de la formation fndiquant par ce fait la régression de la teneur en matière
organique de bas en haut de la fonnation. D'autre part on constate, depuis la
fonnation marno-phosphatée jusqu'à la formation à phospharénites, la disparition
progressive du nanbre des grains à cortex et pellets phosphatés à concentrations
de matière organique visible. Tout ceci traduit donc les changements de condi­
tions de conservation de la matière organique (très favorables dans les marnes
phosphatées) aux conditions oxydantes de la fonnation à phorpharénites : le mi-
lieu confiné argileux à foraminifères abondants évolue vers un milieu plus carbo-
naté (micritique ou argilo-micritique) plus aéré où la conservation de la matière
organique est plus difficile.
- -
2.2. Opale CT et clinc:>ptilolite
A la base de la fonnation marno-phosphatée et plus précisément dans
l'Unité 2 se localise un niveau de plaquettes centimétriques de silexite noire
et de foraminiférite indurée.
2.2.1. Aspects pétrographiques
Le microfaciès montre l'épigénie d'une foraminiférite par la silice.
Il s'agit d'un remplacerœnt complet des foraminifères et partiel du liant par
des fibres de quartzine regroupés en sphérulites ou en éventails. Ces fibres,
à forte bi réfringence et à allongerrent positi f, sont souvent associés à des fi­
bres de calcédonite à biréfringence irrégulière d'une extrémité à l'autre et à
de l'opale fibreuse à biréfringence extrêmement faible. Les grains phosphatés,
tout canme les argiles, ne sont pas sensibles à cette silicification. (Pl 4, Ph
6). Le fait le plus marquant de ce faciès silicifié est l'excellente définition

- las -
Dans cette hypothèse on peut penser que la silicification se fait sous
épaisseur de sédiments faible mais suffisante pour que l'activité biologique des
fouisseurs, si elle existe, ne soit pas sensible. Ce phénanène suppose une concen­
tration en silice pendant un certain tenps dans les eaux du fond. Les variations
de cette concentration expliqueraient l'arrêt de la silexite et l'amorce d'une
nouvelle silicification.
Dans ce cas de diagenèse précoce mais post-sédimentaire l'alimentation
en silice proviendrait des eaux interstitielles. Aucun cas de volcanisme n'a été
mis en évidence. La seule source possible permettant la réalisation de forte
pression en silice dans les solutions interstitielles s'avère la mise en solu­
tion de silice biogène que seraient les radiolaires dont les traces sont observa­
bles en abondance dans les phospharéni tes.
2.2.4- Modalités de la genèse de la c1inoptilolite et sa signification
Panni les trois hypothèses existants concernant l'origine de la cli­
noptilolite (1- Hypothèse détritique (JUIGNET et POt'IEROL, 1975), 2- La néoforma­
tion diagénétique, hypothèse la plus généralement admise pour les sédiments ren­
fennant des débris pyroclastiques (BERGER et VON RAD, 1972 ; COUTURE, 1978)
3- Néoformation dans le bassin), celle de la néoformation en mil ieu marin plus
ou lOOins confiné paraît la plus plausible ; les conditions physico-chimiques
autour de laquelle l'unanimité se fait mal gré la divergence sur les modal ités de
la néogenèse sont: un Ph élevé, une forte pression de silice favorisant la coor­
dinance tétraédrique de l'aluminium et une grande activité des ions alcalins et
alcalino-terreux (COUTURE, 1978). D'après tlATHAN et FLEXER (1977) la clinoptilo­
lite se fonnerait par authigenèse à partir de silice amorphe ou opal C-T, d'alu­
minium hydratée ou de srrectites alumineuses. GOLDEN et al. (1985) signalent que
des zéolithes se forment par l'altération d'attapulgite dans des milieux alca­
lins et résultent de l'altération des minéraux argileux des sols à caractère
alcalin.

- 186 -
La clinoptilolite, dans le bassin, apparaîtrait en milieu marin con­
finé (matière organique, Buliminidés de petites tailles adaptés aux fonds confi­
nés) en même t6l1pS que l'attapulgite et une partie des smectites à partir de
l'évolution de l'eau de mer suivant la réaction
Al (OH)4 + opale ---) clinoptilolite + smectites (LOUAIL, 1981). Ceci
serait favorisée par de faibles concentrations en Mg. et donc un confinement
lOOindre que celui qui conduit aux termes extrêmes sépiolites et saponites de la
sédimentation "chimi que basi que".
2.3. Quartz
Pratiquement inexi stant dans la formation marno-phosphatée, il apparaît
soudain au mur de la forrration à phospharénite ou il représente en moyenne 5%
des grains. Plus haut dans le complexe il devient plus abondant et plus grossier
surtout dans le membre à phospharénites où exceptionnellement on observe des
lentilles pluridécimétriques (40 011 maximum) de sables et gravi ers dont la tail­
le peut atteindre 5 mm. Ces lentil les sont interprétées comme des crachées épi­
sodiques.
Dans la formation argilo-phosphatée la phase quartzeuse devient plus
importante et montre un accroissement régulier vers le sommet où elle se répar­
tit de manière homogène. Les indices d'arrondi de sphéricité varient de 0,5 à 0,7
pour les grains de quartz de la fonnation à phospharénite, tandis que pour la
formation argilo-phosphatée ces indices également identiques varient de 0,3 à
0,5. Il s rrontrent (Figure 56) une usure assez prononcée, témoin d'une bonne ma­
turité texturale du matériel d'origine pour les grains de la formation à phospha­
rénites contrairement à ceux de la fonnation argilo-phosphatée caractérisée par
un matériel d'origine moins mature.
2.4- Pyrite
Les minéralisations pyriteuses sont relativement rares dans le comple-

2.6. Calcite
- 189 -
La teneur en CaC0 3 a été détenninée à l'aide du manocalcimètre de
type Géoservice (Figure 57). La phase carbonatée comprend le liant micritique,
les ciments microsparitique et sparitique et les éléments figurés variés. Dans
les marnes phosphatées, où seuls les foraminifères constituent la quasi-totalité
des carbonates, les teneurs de CaC0 3 varient de 53 à 86%. Les niveaux calcaires
microsparitiques intercalaires rrontrent des teneurs variant de 84 à 96%. La
phospharénite marneuse, quant à elle, montre, à cause du liant marneux et à la
faible quantité de bioclastes qu'elle contient, des teneurs de 24 à 40% de CaC0 3 .
Les bancs calcaires faiblement phosphatés montrent des teneurs canparables aux
bancs intercalaires des marnes phosphatées. El les ne dépassent pas 92% de CaC0 3 .
Dans la phospharénite argileuse les valeurs en CaC0 3 sont faibles (l0% maximum),
ceci en raison de la présence de coprolithes, de dents et d'ichytoclastes.
2.7. Minéraux argileux
Canme dans la série de Tabligbo, ils sont représentés par la kolinite,
les srœctites, l'attapul gite et la glauconite.
. Attapulgite - Néoformée en général au cours de la sédimentation chi­
mi que bas ique (rlILLOT, 1964), son abondance coînc i de souvent avec des péri odes
de grande stabilité sur le continent et aussi avec une grande intensité de laté­
risation (TESSIER, 1950 ; RADIER, 1957 ; SLANSKY 1959). Elle est interprétée
canme le résultat en milieu basique de néoformation à partir des smectites et
du lessivage différentiel pendant la latérisation du continent évacuant ses bases
et sa sil ice .
. Smectites - Héritées ou néofonnées à partir d'autres minéraux ou
d'ions en solution, la part d'héritage et de néoformation n'est pas facile à éta-

- 190 -
blir. Le test de Hofmann-Klémen a pennis de mettre en évidence la beidellite et
la rrontmorilloni te.
Kaolinite - Toujours bien cristallisée, elle est présente dans tout
le complexe phosphaté. La tendance est il l'augmentation vers le haut où elle
devi ent excl us ive. Sa présence en tant que mi néral détri tique de néofonna ti on
continental indique que l'érosion et l'altération sur le continent ont été ef­
fectives tout au long des dépôts phosphatés .
. Glauconite - Les modalités de genèse et sa signification ont été dis­
cutés dans la série de Tabligbo (1ère partie). De part leur mode de genèse simi­
la ire (LPJ1BOY, 1976) phosphates et glauconite sont souvent des faci ès associ és
ou latéraux. Cependant la glauconite apparaît rarement dans le complexe phosphaté
de Hahotoé-Kpogamé. Un seul niveau a été observé dans les marnes phosphatées où
de rares grains glauconitiques sont présents dans les calcaires argileux jaunes
du mur. Dans les carrières apparaissent de très petits granules verts.
3. Discussion
D'après les données de MILLOT (1964), SALVAN (1985) et de données IFPC
non publiées r·1c CLELLAN et VAN KAUWENBERGH (1985) montrent que dans les bassins
ouest-africains les dépôts il attapulgite précèdent généralement les gisement
phosphatés. WEAVER et BECK (1977) pensent qu 1 il en est de mêne au Nord de la
Floride quoique l'attapul gite se retrouve à l'i ntérieur des sédiments il phos­
phates. D'après Mc CLELLAN (1962) et REIK (1982), dans toute la péninsule et le
Nord de la Floride, les smecti tes sont ubi qui stes et consti tuent le pri nci pal
minéral argileux des sédiments miocènes communément associé, en particul ier dans
les parties supérieures altérées des sédiements, à la kaolinite moins abondante.
Au Nord de la Floride et au Sud de la Géorgie, la sépiolite peut être dominante
(> 50%) dans certaines régions et certai ns niveaux (WEAVER et BECK, 1977). Elle

- 193 -
riches en Si et r'1g favorables au dépôt ou à la fonnation des attapulgites sem­
blent antogonistes à ceux favorables aux phosphates car on connaît bien actuel­
lement le pouvoir de l'apatite (MARTENS et HARRIS, 1970 ; LUCAS et PREVOT, 1981).
Dans le cas du complexe de Hahotoé-Kpogamé la présence de kaolinite,
tout au long de la sédimentation phosphatée, reflète l'impact sur le continent
d'un climat chaud et humide ainsi que peut-être d'une activité tectonique plus
ou moins marquée. Si l'héritage paraît évident, il est toutefois difficile d'ex­
clure l'action des transformations (élaboration de kaolinite par altération des
srnectites). L'absence totale des feldspaths, en l'occurrence celle de l'orthose,
peut en effet amener à envisager sa transformation au cours de la diagenèse en
kaolinite. Une part de la kaolinite résulterait de l'altération de l'orthose si
celle-ci ne disparaît pas au cours de l'altération continentale.
Dans les fonnations marna-phosphatées et les phospharénites, les atta­
pulgites, dont la configuration est antagoniste à celle de la kaolinite, miment
de manière générale le comportement des smectites. Ceci peut refléter soit une
origine géographique canrrune ou proche des deux minéraux, soit la formation de
l'attapulgite à partir des smectites. Mais il est important de souligner que
dans l'évolution verticale de ces derniers une diminution subite des smectites
au profit de la kaol inite n'entraîne aucunement des fluctuations dans les propor­
tions d'attapulgite. De plus l'extension des smectites coîncide avec l'instal­
lation d'un milieu calme à caractère confiné (matière organique, pyrite, bulimi­
nidés de petite taille). Il est possible que dans ces milieux les conditions
physico-chimiques nécessaires à la conservation des smectites détritiques ne
soient pas fondamentalement différentes de celles propices à la néoformation des
smectites et attapul gi tes.

- 195 -
Les associations à Buliminidés, Acarininidés et ostracodes. Unité N2
à N5. L'abondance et la diversité des foraminifères planctoniques suggèrent une
meilleure ouverture et des conditions de vie très favorables (tanpérature, sali­
nité, nourriture, oxygénation) dans la moitié inférieure de la formation. Ce mi­
lieu toujours réducteur sur le fond (matière organique, silicifications, clinop-
tilolite etc) jusfifie le développement d'ostracodes oligotypiques. L'abondance
de peti ts Bul imi nidés (fonnes striées) confi nne une défici ence en 02 due à
l'influx de la matière organique et à des conditions réductrices sur le fond
(MURRAY, 1984). Dans la partie supérieure de la formation, la proportion de fora-
minifères planctoniques diminue considérablement, renplacés par des fonnes ben-
thiques de taille nonnale.
Les associations à Planulina, Eponides et rares Buliminidés, base du
membre carbonaté.- La rareté de la microfaune calcitique et la nature aréni'cique
des sédiments (grains à cortex) sont étroitanent 1iées. Ceci est à rapprocher
d'une diminution notable de la tranche d'eau responsable d'une augmentation de
l'énergie du milieu ainsi qu'à l'influence continentale proche manifestée dans
l'apport progressif de quartz (silts, sables fins). La macrofaune plus abondante
coïncide avec un faciès plus détritique (quartz, kaol inite plus abondants) tra-
duisant une plus grande agitation du milieu et par conséquent une meilleure oxy-
génation favorable à la vie de la macrofaune et à la bioturbation qu'on observe
dans ce manbre.
Latéralement, dans le membre à phospharénites, la bioturbation se déve­
loppe sporadiquement.
2. Algues, pollens, dinoflagellés
L'étude de deux sondages (G2 125 et U3 175) de l'O.T.P. situés à 5 km
environ au sud de Hohotoé par le B.R.G.I·l, confinne le caractère littoral des
dépôts à phospharénites rédui ts au membre carbonaté à cet endroi t.

- 197 -
Les uns épipélagiques affectionnent les mers froides à tenpérature variant de 7
à 18°. Les seules espèces dont les adultes possèdent une coquille calcaire sont
les ptéropodes Thécosomes. On les trouve dans les régions d'upwelling et les pro­
ximités abritées des marges continentales de basses latti tude vers lesquel s les
courants marins les transportent: les tests renplis d'eau ont une très faible
densité, voisine de l'unité.
définis par
C - RECONSTITUTION DES MILIEUX DE DEPOT
Les variations (ou évolutions) desenvironnenents biosédimentaires sont
Les organismes conservés (nature, abondance, canportenent... )
- Les caractéristi·ques de leur support dont il contiennent les restes
(na tu re, ccm pos ition, can po rtenent. .. )
- Les caractéristiques physico-chimiques du milieu ambiant (salinité,
oxygénation, luminosité, hydrodynamisme, etc.) qui rendent compte des particu­
larités des différents faciès observés dans le canplexe phosphaté de Hahotoé­
Kpogamé.
Envi ronnements argileux de mer ouverte à fonds confinés Marnes
phosphatées (foraminiférite argileuse) .- L'énergie du milieu a été variable:
laminations fines ou irrégulières ou discontinues perturbées par l'activité des
organisrres fouisseurs ou une texture homogène reflètent l'existence de milieux
calmes balayés par des courants d'intensités variables ou intermittents.
L'hydrodynamisme de la base au scmrœt de la fomation est globablement croissan­
te (F igure 57 bis).
Le fait le plus marquant est la forte productivité de foraminifères
planctoniques et benthiques. L'abondance de foraminifères planctoniques est ty-

- 200 -
avec une pilase argileuse dominante. L'abondance de laminations argileuses ondu­
leuses, irrégulières indique une sédirrentation dans des environnements calmes,
perturbés par les arrivées d'arénites phosphatées. L'absence de microfossiles et
de bioclastes observés dans l'équivalent latéral d'envi ronnerrents micri tiques
semble liée à l'importante dissolution qui a affecté ce membre. La bioturbation
observée en base de séquence implique l'existence dans ces milieux de conditions
favorables à la vie dont les organismes fouisseurs n'ont pas pu largement tirer
profit par la suite, génés probabletrent par les arrivées phospharénitiques et
détritiques quartzeuses à traces d'attapulgite.
La succession des faciès dans les séquences caractérisées par les chan­
gements de texture traduit une baisse progressive de l'hydrodynamisme. Ce type
d'environnelilents superficiels est à rapprocher des précédents infralittoraux mais
en position plus proximale. Ils se montrent plus dépendants du littoral.
L'abondance de dinoflagellés implique un milieu marin où l'influence
continentale marquée se manifeste par la fréquence d'algues Tasmanacées et de
pollens oligospécifiques.
- Argilites phospharénitiques.- La sédimentation est presqu'entière­
rœnt argileuse. Le caractère feuilleté des argilites indique des milieux très
calmes. Aucune trace d'activité biologique n'est décelable. Les apports d'aré­
nites phosphatées sont sporadiques, plus ou moins importants. Le caractère lit­
toral de la sédimentation est reflété par l'abondance d'algues, de pollens et de
Dinoflagellés oligospécifiques. L'attapulgite est présente.
sédimentaires ?
Quels sont les caractères évolutifs de l'enchaînement de ces environnements
Tout au long du dépôt des sédiments phosphatés du canplexe, la kaol i­
nite a toujours été présente (Figure 57), mais sa dominance qui coïncide tou-

- 201 -
jours avec l'abondance des phosphates, que ce soit dans les marnes phosphatées ou
dans la formation à phospharénite, suggère qu'il existe une relation directe
entre les environnements marins où les grains phosphatés se concentrent et les
réponses de l'arrière pays à certains mécanismes probablement d'ordre structural.
Le moteur de ces mécanismes dont les effets sont ressentis à la fois dans le do­
maine marin et sur le continent devrait être recherchér dans l'activité tectoni­
que de l a ma rge.
· La nature de la sédimentation est d'abord argileuse sans quartz dans
le domaine circalittoral, micritique ensuite dans le domaine infralittoral puis
argileuse à quartz dans le domaine littoral.
Dans le doma ine ci rcal i ttoral à i nfral i ttoral, les pellets à concen­
trations de matière organique conservée sont abondants dans la première mitié
des marnes phosphatées, puis diminuent progressivement dans la seconde moitié
avant de disparaître au mur de la formation à phospharénites.
· Corrélativement la bioturbation n'est sensible que dans la seconde
mitié des marnes. Oans la moitié inférieure elle est pratiquement inexistante.
· L'ouverture nette du milieu, juste au-dessus des Argilites feuille­
tées à attapulgite, manifestée par le pullulerœnt des foraminifères planctoni­
ques disparaît progressivement à partir de la seconde moitié des marnes où la
population de foraminifères benthiques devient dominante et où s'affirme une
tendance à la monospéci fici té des ostracodes.
· La diminution de la profondeur de dépôt de la base au sommet du com­
plexe phosphaté peut être considérée comme la cause essentielle de ces transfor­
mations. Ainsi donc l'enchainement des environnements sédimentaires et l 'élabora-

- 202 -
tion du gisement phosphaté semblent être les conséquences de la diminution de pro­
fondeur du milieu, à laquelle s'ajoute très vraisemblablelTent l'influence de la
défonnation structurale qui contribue à l'installation d'environnements infralit­
toraux et littoraux.

Concl us ions
- 203 -
Dans le ccmplexe phosphaté, le fait qu'en aucun moment je n'ai pu
observer une phosphatisation du liant argi leux, marneux ou carbonaté, quoique
des agrégats anguleux à ciment de phosphate cristallin exi stent, me conduit à
penser que la genèse des phosphates se réalise sur une épaisseur peu importante,
très difficile à préserver et à fossil iser. Les éléments phosphatisés sont donc
démobilisés puis accumulés mécaniquerrent (traces de démantèlement, de court
transport) et éventuellement ccmprimés avant lithification dans les milieux où
nous les trouvons aujourd'hui. Il en résulte que les caractéristiques de ce
milieu de dépôt, dont le cortège argileux est à dominance kaolinique, est radica­
lerrent différent du milieu de genèse.
Les relations génétiques de la clinoptilolite et des smectites des
niveaux à silicifictions des marnes phosphatées sont difficiles à préciser. Tou­
tefois, il semble, à la suite de la mise en solution de la silice biogène des
radiolaires dans ce milieu confiné (base des mernes phosphatées), que la néofor­
mation d'une partie des smectites se fait simultanérœnt à la silicification et
à la genèse de clinoptilolite. Elle intervient postérieurerrent au dépôt et anté­
rieurement à la canpaction lors de la diagenèse précoce, dès que la diffusion
des solutions interstitielles vers le milieu marin s'interrompt et permet les
concentrations nécessaires aux néoformations. Ceci pose le problème de la dis
tinction entre argiles héritées et argiles néoformées et celui de leurs signifi­
cati ons.
Le canportement du 1i eu de dépôt des aréni tes phosphatées condi tionne
dans une large mesure l'évolution minérale de l'apatite. Ainsi, ichtyoclastes,
grains à cortex, coprolithes, constitués de carbonate fluorapatite (francolite)
dans la formation marno-phosphatée et dans le membre carbonaté, aboutissent par

- 204 -
décarbonatation à la suite des phénanènes d'altération (compaction, lessivages
etc.) à la fluorapatite dans les formations à phospharénites et argilo-phosphatée
d'environnElTlents argileux plus restreints. L'altération en place de la franco­
lite, résultat de divers processus post-sédimentaires très vraisemblablement lié
aux émersions (actions des eaux de précipitation à caractères acides) et aux
fluctuations de la nappe phréatique (niveau hydrostatique des eaux souterraines)
a largement contribué à l'occurrence des faciès latéraux résiduels aujourd'hui
exploités.
D'un point de vue paléogéographique, les milieux carbonatés infralit­
toraux passent latéralement à des milieux argileux littoraux dont la démonstra­
tion du confinElTlent nous est apportée par la présence d'attapulgite et la pro­
lifération monospécifique d'algues et de Dinoflagellés.
Dans ce contexte littoral, l'émersion du gisement intervient à trois reprises
La première, au sommet du membre carbonaté où Nautiles, gastéropodes,
lamellibranches et restes de poissons, dents et squelettes abondent et sur le­
quel repose le "niveau 5" oxydé.
La deuxi ème, dans la partie supérieure de l'horizon 3 de la formation
argilo-phosphatée. A Hahotoé les argilites fortement oxydées ou barriolées con­
tiennent de nanbreux rhomboèdres goethitisés. A Kpogamé ce niveau est caractéri­
sé par la présence des "champignons" oxydés.
La troisième, la plus importante, se situe, au sommet de la formation
argilo-phosphatée (phospharénites blanches) où les phénomènes d'altération latéri­
tique sont les plus intenses. La décarbonatation de la francol ite est suivie par
une dissolution de l'apatite par lessivages successifs et le phosphore ainsi li­
béré se canbine avec l'aluminium, le fer, le calcium disponibles pour donner des

_ 206 -

-20S-'

-210-
B. AP'PORTS' DE L'EroDE DES OSTRACDDES •••••••••••••••••••••••••••••••••,. • • '230
1. Aspects paléoêcolog1ques
2. Ba thymétrh
3. Paléogéographie régionale
COtl:ttBI-QN ••••••••• .-•••••••• '••••••••••••••••••••• r _ • • • • • • • • • .. • • • •• • • • • • • 236

-211-
A - VARIATIONS VERTICALES DE LA MICROFAUNE
1. Analyse stratigraphique
Les échantillons qui feront l'objet de cette étude proviennent de sept
sondages et des carrières de Tabl igbo, Hahotoé et Kpogamé. (Fig. 59, 60, 68, 70,
72, 74, 76). Les foraminifères ont été détenninés avec l'aide de C. t-lONCIARDHH
et P. ANDREI EF (BRGH). Les ostracodes ont été déterminés par G. CARBONNEL (Uni­
versité Claude BERNARD, Lyon I) et les résultats intégrés dans ce travail. La
biozonation utilisée est celle de C. CAVELIER et Ch. pm1EROL (1983).
Huit associations de foraminifères et d'ostracodes numérotées l à VIII
ont été mises en évidence. Elles couvrent les formations plus anciennes (Sables
inférieurs de Koviépé et Akoumapé) au plus récentes (fonnation à phospharénites).
Les princi pales espèces sont regroupées dans la figure 58.
1.1. Sables inférieurs de Koviépé et Akoumapé

-22]-
te des foraminifères benthiques et surtout du nombre élevé d'ostracodes typiques
de cette formation. La partie inférieure des Calcaires de Tabl igbo (biomicrite
argileuse à Echinides) est attribuée à la biozone P3. (Association II).
La partie supérieure des Calcaires de Tabligbo avec ses nummulites et
ses premiers Globorotalia carénés (association III), canme Ewekoro est attri­
buée à la biozone P4 (Paléocène supérieur). Les Calcaires de Tabligbo et les Sa­
bles inférieurs représentent donc les sédiments du Pal éocène inférieur et supé­
rieur contrairelïent à la datation de SLANSKY (1959) gui les attri bue au Pal éo­
cène inférieur.
2.3. Argilites feuilletées à attapulgite
La coexi stence effective dans l'associ ation IV des espèces critères
des biozones P3 (Globorotalia angulata), P4 (Globorotalia aegua, Globorotalia,
acuta Globorotalia albeari) et P5 (Globorotalia velascoensis) à la base des
Argilites montre le caractère condensé de la sédimentation à cette période tran­
sitoire entre le Paléocène et l'Eocène canme c'est le cas dans plusieurs bassins
oues t-afri ca i ns .
. Au Congo (M'BORa et al. 1981), les biozones P5 et P6a (zonation
de BLOW 1969 et BERGGREN 1970) ne sont pas différenciées.
- En Côte d'Ivoire, BRurj (1978) identifie la base de l'Eocène par
l'apparition de Globorotalia wilcoxensis et Globorotalia subbotinae au-dessus de
laquelle vient une association-type de l'Yprésien (Globorotalia subootinae,
Globorotalia pseudotopilensis et Globorotalia broedermani) avec Globorotalia
aequa qui persiste toujours .
. Au Sénégal (BRANCART 1977), les argiles papyracées de la fonnation
de Bangny ont 1ivré des Globorotalia carénés de l'Eocène inférieur. Le passage
du Paléocène à l'Eocène est souligné à la fois par la lithologie (Calcaires
zoogènes) et par la microfaune (présence de Globorotalia velascoensis) dans les

-222-
faciès marneux qui à l'Ouest font le pendant aux calcaires zoogènes .
. Au Nigéri a PETTERS (1983) défini t, se fondant sur les zonations de
STAINFORTH et al (1975) le Paléocène supérieur et l'Eocène inférieur la présence
de Globorotalia acuta, Globorotalia aegua, Globürotalia marginodentata et Globo­
rotal i a wi 1coxens i s.
Si l'on considère le caractère condensé de ce niveau qui coïncide avec
la genèse des minéraux glauconitiques et phosphatés (Glauconitite sableuse), il
est aisé de canprendre que ce sont les grands changements d'équilibre (climati­
que, tectonique, eustatique, physico-chimique) ayant conduit à la sédimentation
de l'énonne dépôt d'argilites à attapulgite qui accanpagnent la fin du Paléocène
et le début de l'Eocène. C'est à ce morrent que le biotope caractéristique à Nodo­
sariidés fait son apparition. Tout ceci m'amène à admettre un âge éocène infé­
rieur pour la formation argileuse.
D'autre part la détennination d'un nautile -Deltoidonautilus molli DOUVILLEt
à remplissage glauconitique par H. TINTANT qui lui donne un âge Eocène inférieur
confinnerait cette datation par les foraminifères planctoniques.
2.4. Limite Paléocène-Eocène. Apports des datations isotopiques K-Ar.
(Exemples du Nigéria et du Bénin).
Plusieurs auteurs se sont intéressés à cette limite: AKPITI, CLAUER,
HOUESSON, LANG et TISSERAND (1985) au Bénin, ADEGOKE et al. (1972) au Nigéria .
. Au Bénin AKPITI et al. s'appuyant sur les données de SLANSKY consi­
dèrent d'âge éocène inférieur les sédiments argilo-marneux à attapulgite, re­
coupés de plusieurs niveaux calcaires souvent glauconieux, phosphatés et repo­
sant sur des argil ites feuilletées (partie supérieure des Argil ites feuilletées
à attapulgite). Dans cet ensemble servant de repère à la limite Paléocène-Eocène
(d'après SLANSKY) un niveau glauconitique épais de 30 cm environ choisi par AKPITI
et al. a été l'objet d'une datation isotopique par la méthode K-Ar. Un âge de 53

-224-
niveaux carbonatés qu'apparaissent les premiers Buliminidés (fonnes profondes),
Acarininidés de la biozone P6.
* Le niveau analysé au Nigéria (Figure ô2) correspond à la glauconiti­
te sableuse de Tabligbo.
Il s'ensuit que pour ces deux niveaux stratigraphiquement différents
les âges donnés par les différents auteurs sont proches l'un de l'autre et que
les uns et les autres les font coïncider avec la limite Pal éocène/Eocène. De­
vrait-on y voi r les l imites des méthodes K-Ar ?
De toute façon ce fait entretient une confusion que ne pourrait rele­
ver que l'analyse stratigraphique à l'aide de la microfaune. Pour ma part,
j'estime que la place de cette limite est plus judicieuse au-dessus des calcaires
de Tabl igbo comme l'indique les foraminifères, les nautiles, la condensation des
foraminifères des biozones P3, P4 et P5 à la base des Argil ites feuilletées à
attapulgite et elle serait justifiée par les changerœnts importants survenus à
l'échelle régionale vraisemblablement responsables de l'épaisse assise argileuse
à attapulgite des biozones P5 et P6.
2.5. Marnes phosphatées
Les Acarininidés associés à ces marnes sont caractéristiques du Cui­
sien. De nouveaux foraminifères benthiques caractéristiques ayant un cachet
éocène à l'échelle du Gol fe de Guinée et dans les bassins sud-ouest africains
apparai ssent .
. Uvigerina hourqi dans le Gol fe de Gui née a une répartition strati-
graphique allant de l 'Eocène inférieur à l'Eocène moyen.
Lenticulina degolyeri : Paléocène - Eocène moyen au Congo
Bulimina kugleri : Paléocène - Eocène moyen en Côte d'Ivoire
Altistana scalaris + Eocène moyen - Oligocène au Nigéria et en Côte
d' l vo ire.

-230-
La zonation dans les marnes phosphatées est délicate à établir à cause
du mélange des marqueurs des biozones P6 à P9. Dans cette fonnation, les faciès
d'environnements pronfonds restreints à Acarininidés abondants et Buliminidés de
petite taille évoluent vers des faciès phospharénitiques moins profonds et plus
oxygénés à mégafaune nectonique dont les restes (coprol ithes, ichtyoclastes) con­
tribuent à l'enrichissement en phosphates des sédiœnts. La fonnation à phospha­
rénites de l'Eocène moyen n'a livré aucun marqueur. Seuls les ostracodes ont pu
confirœr cet âge déduit de la datation des dents de sélaciens qu'elle contient
(SLANSKY, 1959).
B - APPORTS DE L'ETUDE DES OSTRACODES
Ils nous apportent des information complémentaires, en particlier sur
l'environnement sédimentaire, la bathymétrie, la température, la salinité et
l'oxygénation du milieu. Je me servirai donc des résultats obtenus sur les ostra­
codes (Figure 63) à parti r des sondages et des carrières compte tenu des vari a­
tions qualitatives et quantitatives pour savoir comment s'organisent les écozones
qui se sont succédées dans l' évol ution du bassin.
1. Aspects paléoécologigues
Les ostracodes étudiés sont généralement bien conservés à carapaces
calcifiées (très rarement phosphatées) blanchâtres à parois fines ou épaisses et
ponctuées rEmpl ies de calcite transparente (sparite) et à ornementations parfois
forter.Jent exprir.Jées.
Les sédiments les contenant se sont déposés sur le plateau continen­
tal jamais en deça du talus continental. Ces ostracodes semblent préférer les
environnEments d'eau tranquille sans courants violents mais suffisamment forts
pour un renouvellement en oxygène et élérœnts nutritifs (fonds vaseux finement
argileux, calcaire argileux ou marneux riches en matière organique) et paraissent
très sensibles aux variations de la salinité du milieu.

-233-
sence d'un substrat défavorable et au confinement du milieu: un faciès de haute
énergie (biopelsparite ct huîtres et ct Nummulites) et une variation physico­
chimique du mil ieu devenu confiné (argil ites à attapulgite) en est vraisemblable­
ment la cause.
1.3. Eocène supérieur
Le retour de la sédimentation carbonatée ct nummul i tes pendant
l'Eocène supérieur favorise le développement des ostracodes surtout dans les
milieux marneux ccmme ct Atchatchimé où les Trachylébériidés foisonnent. Ces for­
mes connues pour leur habitat essentiellerrl€nt néritique suggère par leur pré­
sence, des conditions propices ct leur développement (nourriture, oxygène etc.)
prémices des apparitions des upwellings. Il se dégage ct ce moment en direction
de l'Est une tendance à l'enrichissement (Figure 63) avec un maximum de diversité
ct Atchatchimé. L'évolution vers des environnements benthiques plus restreints
puis littoraux est reflétée par les formes oligospécifiques (Chrysocythere
dahomeyi et Togoina attitogonensis) et les formes ct tendance côtière (Cytheridea).
2. Bathymétrie
Nonobstant leur association avec des formes de profondeur relativement
élevée, la majorité des ostracodes maastrichtiens correspond ct un milieu de pro
fondeur rrodeste appartenant en total i té ct la zone photique du doma ine infra­
littoral. L'environnement reste benthique et n'exède pas une vingtaine de mètres.
Dans les calcaires à échinides d'environnement marin strict propice
au développement de faune de plateforme, les ostracodes restent canpatibles avec
les biotopes à échinides vraisemblablement situés à une vingtaine de mètres.
Dans les marnes phosphatées et les phospha rénites 1a profondeur de­
vrait varier de 50 ct 15 rrètres environ.
3. Paléogéographie régionale
Les ostracodes du bassin côtier du Togo montrent une affinité certaine

-240-
43,0 - 40,6 m - Sables micacé fins et grossiers Cl liant argileux de
couleur jaune. Les pa illettes de mica (biotite et muscovite) sont abondants. Le
cortège de minéraux argileux est composé essentiellement de smectites (76%) avec
16% de kaolinite et des traces d'attapulgite. La biophase comprend des radioles
d'oursins abondants, des fragments de gastéropodes et lamellibranches à usure
très marquée et d'ichtyoclastes phosphatés peu ncrnbreux. La microfaune est re­
présentée par des foraminifères benthiques, en mauvais état de conservation, dont
des arénacés (Spirospectamina nuda Lalicker, Gaudryina sp.), Cibicides sp. ainsi
que par des ostracodes (Brachycythére sp., et divers Bairdia) difficilement re­
connaissables.
40,6 - 36,5 m - Deux types de microfaciès y sont distingués:
. Calcaire gréseux brun - Il s'agit d'un packstone à 30% de quartz de
taille 1 à 2 mm en moyenne anguleux à cristaux souvent enrobés d'une pellicule
sombre. Les bioclastes constitués de fraglTents de mollusques (gastéropodes, la­
mellibranches et raranent de brachiopodes) et de rares ichtyocl astes phosphatés
sont anguleux et souvent micritisés à l'exception des débris d'huîtres recris­
tallisés qui conservent leur structure cellulaire et fibreuse. Le liant micriti­
que renfenne de nombreuses concentrations d'argiles isolées par touffes à extré­
mités effilochées ainsi que de nombreux rhomboèdres d'oxydes de fer disséminés
(cristaux déjà décrits dans les phospharénites de Hahotoé-Kpogamé) qui donnent
la teinte brunâtre à la roche.
Calcaire biodastigue beige - De texture \

-242-
sifiés. Leur bon état de conservation général et la nature du matériel des fora­
minifères arénacés de ce niveau analogue à celui du sédiment encaissant (silts)
font conclure qu'une grande partie du peuplement benthique est conservé in situ
ou à proximité de leur milieu de vie. Cette riche microfaune qui coïncide avec
ce faciès silteux traduit une certaine agitation du milieu favorisant les con­
ditions de tenpérature. de salinité. et de nourriture favorable au développement
de la vie canme l'atteste la diversité spécifique des foraminifères et des os­
tracodes. L'environnerrent est assez particulier car on peut y voir d'une part
l'influence continentale forte canme en témoignent les silts associés à la kao­
linite et la présence d'Hétérohélicidés. formes de milieux contraignants et
résistantes aux conditions drastiques. et d'autre part l'influence du domaine
marin franc par la présence d'ostracodes de biotopes peu profonds infralittoraux
Ces faits reflèteraient l'étroitesse du plateau continental et la proximité du
talus.
2. Sondage Nyamassigan M 201 (fig. 68 et 69)
Il est situé à envi ron 20 km au Sud-Est de Koviépé (Fig .65) et traver­
se 111 m de sédiments. Le socle n'a pas été atteint.
2.1. Analyse
111 - 108.5 - Argilites noires riches en matière organique et débris
végétaux reconnaissables. La pyrite est abondante. Le cortège des minéraux argi­
leux se canpose de 52% de kaolinite. 40% de smectites et 8% d'attapulgite. Les
argilites sont surmontés par 1.5 m de sables grossiers à éléments graveleux.
108.5 - 103.0 m - Calcaire bioclastigue blancs et gris représentant
les calcaires de Tabligbo. Quatres microfaciès sont distingués. Leur description
su i t :
. Biomicrite argileuse à Echinides (Togocyamus seefriedi Oppenheim).
Texture wackestone à packstone. Il s'agit du même microfaciès observé à Tablig-

-245-
tx:> : Débris de mollusques sparitisés à enveloppes micritiques conservées ou non,
brachiopodes, serpulides, ostracodes, radio1es d'oursins, bryozoaires, polypiers,
rares grains glauconitiques et phosphatés et très rares foraminifères benthiques
(Rotali idés) .
. Biomicrite à Lithothamnium - Texture packstone - Les bioc1astes sont
constitués de fragments d'huîtres grossiers (l à 2 cm), de lamellibranches (0,5
à 1 an), de gastéropodes, de radio1es et plaques d'échinides, de rares fragments
brachiopodes et de grains phosphatés. Dans le liant micritique les foraminifères
benthiques peu nombreux sont associés à de nombreux bioc1astes fins sparitisés.
Les fragrrents d'algues Lithothamniées roulés sont très fréquents et se retrou­
vent sous deux formes essentielles:
- Bourgeons ou massues de 2 mm de large sur 4 de long en moyenne.
- Filarrents ou plaquettes démantelés ou encroutants de 1 à 2 mm sur
1 an pouvant atteindre 1 sur 3 cm de long. (Pl.l Ph.10) .
. Biomicrosparite à Lithotamnium - Ce microfaciès de texture grainsto­
ne est essentiellement constitué de débris de Lithotamnium allongés ou ovoïdes à
usure très marquée de dirrension moyenne 1 mm. Des bioc1astes arrondis micritisés
pour la plupart et des fragments d'échinodermes sont présents dans le liant mi­
crosparitique qui inclue des foraminifères et grains glauconieux peu nombreux.
Biomicrite glauconieuse à foraminifères - Les foraminifères planc­
toniques et les fragrrents nummulitiques (Operculina sp., Discocyc1ina sp.) sont
abondants comme à Tabligbo. Les grains glauconieux y sont abondants. Le liant
micritique montre des plages à concentrations arsi1euses. Radio1es. plaques d'é­
chinides et grains phosphatés sont rares mais réguliers.
103,0 - 99,0 m - Sables fins et moyens argileux à grains glauconiti­
gues abondants - Les bioclastes peu nombreux (débris d'échinodennes, d'ichtyo­
clastes, ostracodes dont Anticythereis bopaensis APOST.196l) sont très usés. Les
fo rami ni fères pa r contre so nt très abo nda nts et divers. Il s sont représentés pa r
des Buliminidés, Eponididés, Nodosari idés, Cibicididés, G1oborota1idés et Globi­
gérinidés caractéristique de la Î'lidway Formation décrite à Tab1igbo.

-250-
3. Sondage Zéglégan M Igl (fig . 70 et 71)
Il est situé dans la partie centrale du bassin (Fig .65) et atteint la
profondeur de 162 m sans toucher le socle.
3.1. Analyse
162,0 - 153,9 m - Argilites noires à débris ligniteux. Les minéraux
argileux se répartissent de la façon suivante Kaolinite 20%, srrectites 45% et
attapulgite 35%.

-259-
tiques aux fonnes irrégulières sont fréquents. Leur noyau souvent pyriteux con­
tient de rares ostracodes et de petits bioclastes mill imétriques. Au sommet ap­
paraissent des éléIrents phosphatés.
La proportion de kaol inites dans ces argiles feuilletées augIrente pro­
gressivement de 16 à 30% au sommet tandis que la tendance est à une légère dimi­
nution pour les smectites (72 à 5n). L'attapulgite ne varie pas beaucoup (15 à
13%) .
90,0 - 62,0 m - Alternances de calcaires cOquilliers gris et d'argili­
tes phosphatées gris-verdâtre - Les calcaires sont une biopelmicrite glauconieu­
se à texture wackestone à packstone dans laquelle les bioclastes dominants sont
des fragments de mollusques, de bryozoaires, d'échinides et d'ophiurides. Les
trois niveaux inférieurs se singularise par la présence de bryozoaires et de nu­
mmulites abondants par rapport au deux niveaux supérieurs caractérisés par une
plus grande abondance de gastéropodes, serpulidés, et par l'absence de nummuli­
tes.
Les intercalaires argileux se singularisent d'une part par le caractère
massif des deux premiers et le caractère finerœnt feuilleté des deux autres et
d'autre part par l'abondance d'éléIrents phosphatés et d'ostracodes surtout à la
base :
Foraminifères benthiques: Bulimina crassiocostata, Eponides elevatus
trochoides, Lenticulina kugleri, Bolivina sp., Bolivina striatella.
Foraminifères planctoniques: Globorotalia wilcoxensis, Globorotalia
decepta, Gl oborotali a pseudosci tula, Globorotal i a pseudotopi lensi s, Globorota­
lia pentacamerata.
Ostracodes : Leguminocythereis senegalensis, Anticythereis bopaensis
APOST. ,1961, Spinicythere delafossei CARBONNEL 1986, Buntonia sp.
62,0 - 45,0 m - Argilites grises très riches en foraminifères benthi­
ques. En plus des forrœs cités plus haut s'ajoutent: Nonion accutidorsatum,
Eponides africanus DE KL. et RER., Bitubuloqerina circumspinoza DE KL. et RER.,
et Uvigerina hourqi.

-260-
Dans ces argilites l'attapulgite ne subsiste qu'en traces. La kaolinite
représente 38% des argiles et les srœctites dominent (62%).
45,0 - 32,0 m - Phospharénites marneuses beises ct intercalations de
calcaires phosphatés blancs - Leurs caractéristiques sont les mêmes que celles du
membre carbonaté de Hahotoé et Kpogamé. La kaol inite redevient dominante (58%) et
les attapulgites en traces. Les smectites font 42 %.
32,0 - 16,6 m - Argilites phospharénitigues ocres à passées verdâtres.
L'abcndance de grains à cortex, notamrrent ceux à noyaux de radiolaires,
rappellent la formation argilo-phosphatée. La kaol inite reste dominante et at­
teint 68% au sommet.
16,6 - 0 m - Sédiments détritiques du Continental terminal.
4.2. Interprétations
la biophase des argilites noires à passées calcaires d'âge maastrich­
tien est identique à celle décrite ct Koviépé. Elle indique un milieu marin abri­
té mais en communication avec la haute mer. Les ostracodes indiquent un milieu
assez contraignant par leur canposition faunistique restreinte et, d'un point de
vue générique et spécifique (foraminifères et ostracodes), la faune témoigne
d'un environnement infralittoral proximal peu profond.
Dans tout le reste de la série marine, le schéma d'évolution des mi­
lieux et environnements ne diffère pas de ceux vus à Zéglégan et Nyamassigan sauf
en ce qui concerne les calcaires glauconieux à nummulites surmontant les argi-
lites feuilletées Ce niveau fractionné par des intercalations d'argilites phos-
phatées riches en foraminifères et ostracodes montre bien la récurrence des con­
ditions propices ct la sédimentation carbonaté à nummulites.
5. Sondage Atchatchimé M 205 (Fig. 74 et 75)
Il est situé dans la partie Est du bassin et atteint une profondeur de
190 m sans toucher le socle. (Fig.65).

5.1. Analyse
-263-
190,0 - 170, °m - Argil ites noires riches en matière organique et py­
rite. Présence de rares grains glauconitiques et pyriteux.
La proportion de mi néraux argileux est la suivante 50% de kaol i nite,
34% de smectites et 20% d'attapulgite.
170,0 - 159,0 m - Sables moyen argileux gris à rares grains glauconi­
tiques et ostracodes usés. La kaolinite régresse légèrerœnt (45%) ainsi que
l'attapulgite (11%) au profit des smectites qui augrœntent (46%).
été distingués:
159,0 - 129,0 m - Calcaires bioclastigues gris - Deux microfaciès ont
- Bianicrite argileuse à Echinides, texture packstone. Il correspond
au même microfaciès décrit à Tablisbo.
- Biosparite, grainstone essentiellement formé de fragments d'échino­
dermes et d'algues lithothamniées roulées bien calibrées (1 mm en moyenne) avec de
rares foraminifères benthiques, fragments d'huîtres et de nummulites. Le ciment
est une frange isopaque de calcite avec des vides intergranulaires remplis de
calcite drusique secondaire.
Les argiles associées aux cuttings montrent pratiquement la même ré­
partition minéralogique que dans les sables sous-jacents avec une légère diminu­
tion des attapulgites (8%) au profit des smectites (49;n.
129,0 - 48 m - Argilites noires finement feuilletées à rares cristaux
de pyrite et à grains glauconitiques fréquents dans le tiers inférieur puis gri­
ses, grossièrement feuilletées, pyriteuses, gypseuses et à glauconite fréquente
dans les deux tiers supéri eurs.
La microfaune n'est pas abondante:
Foraminifères benthiques: Gavelinella mid,tlayensis, Haplophragmoides
excavata, Eponides pseudoelevatus, Planulina sp.

se met en place (calcaires de Tabligbo). Cette sédimentation carbonatée compense
la subsidence maintenant des environnerrents peu profonds jusqu'au morrent où la
subsidence dépassant les capacités de la sédimentation, le milieu s'approfondit
(biomicrite glauconieuse à foraminifères abondants).
3. Troisième étape : L'Eocène inférieur et moyen
Dans les argilites feuilletées, les variations de proportion d'atta­
pulgite rrontrent une polarité E-W. Le bassin est plus confiné à l'Ouest qu'à
l'Est. D'une manière générale l'apport de kaol inite, dans ce contexte de confi­
nerrent, est à son maximum dans le tiers inférieur de cette formation argileuse
au dessus de la glauconitite sableuse qui marque par l' interruption ou 1a réduc­
tion de la sédirœntation un évènerrent important dans le bassin et même au-delà.
Après une stabil i sation des apports kaol i niques, une augrœntation progressive
s'arrorce vers le somrret des argilites feuilletées. Les srrectites sont dominantes
(40 à 6(J'h) avec des fortes proportions d 'attapulgi te qui varient entre 30 et 60%
des minéraux argileux. Il apparaît donc une réduction substantielle des apports
détritiques lors du dépôt des argilites feuilletées.
La conservation des structures laminaires exemptes de traces de biotur­
bation et la rareté de la microfaune benthique, la présence d'une matière organi­
que abondante traduisent l'anaérobie du milieu. le caractère réducteur de ce
mil ieu est souligné par l'accumulation de sulfures insolubles (pyrite), de phos­
phore (grains phosphatés) et de sulfates (gypse). Si le gypse peut éventuellement
résulter de l'oxydation de la pyrite leur coexi stence nécessite une dual i té de
milieux antagonistes: D'une part un milieu oxydant capable de transforwer la py­
rite en oxydes de fer et d'autre part une stratification des eaux suffisante
afin d'obtenir un milieu réducteur capable de réaliser les concentrations néces­
sai res à la préci pi tation du gypse. Oans notre cas ce schéma dépourvu de logique
va à l'encontre de l' hypothèse du gypse dérivé de la pyrite. Dans l' hypothèse
inverse, la présence de pyrite ou autres sulfures n'implique pas forcément des

-270-
conditions anoxiques du milieu au lieu même du dépôt. Elle indique seulement
qu'il y a eu réduction des sulfates et suffisamment de fer et autres métaux dis­
ponibles pour précipiter sous forme de sulfure (CLAYPOOL et KAPLAN 1977, CURTIS
1985 in JACQUIN 1986).
En définitive, le ranpl i ssage des loges de forami nifères et de radi 0­
laires traduit un confinement certain et une activité bactérienne sulforéductrice
importante au sein des argilites feuilletées. L'alternance de niveaux marneux et
argileux confinés observés dans la région de Nyamassigan indique une réoxygéna­
tion épisodique et brève du milieu. Les argilites seraient donc les témoins de
corps d'eaux anoxiques cantonnés sur le fond sous les eaux oxiques de surface à
foraminifères planctoniques et radiolaires.
Sur le continent où règne une certaine stabil ité, l'évolution des sols
conduit à l'élaboration des smectites qui sont entraînés plus au large dans les
fonds confinés à néoformations.
Schématiquement il sanble qu'une cause essentielle soit à même d'ex­
pliquer ces processus: L'effet de subsidence, ayant vraissemblablement pour mo­
teur la présence d'accidents parallèles à la bordure du bassin (faibles satelli­
tes de la zone de fracture du Rorranche), provoque un afflux de particules fines
et de phases solubles des zones déprimées (sols évolués) au niveau des zones pro­
fondes à sédimentation chimique prépondérante. Dans cette structure-piège le
confiner.ent peut atteindre un degré relativement élevé. La concentration des
eaux du fond sur une tranche relativenent peu épaisse engendre des conditions
favorables à la genèse des argiles magnésiennes (attapulgite), aux premières
cristallogenèses de gypse, de pyrite et à la conservation de la matière organi­
que. Parallèlement cet approfondi ssement annonce les changements globaux qui
vont marquer tout le golfe pendant cette période biostasique.
Dans les calcaires glauconieux à nummulites du sommet des argilites
feuilletées, qui se fractionnent d'Ouest en Est et qui passent latéralement à des

-271
marnes dans la région d'Atchatchimé, les attapulgites régressent sauf à Zéglégan
où el les représentent 50% du cortège argileux.
Dans ce même sens les smectites dominantes à l'Ouest sont à part égale
avec la kaolinite à l'Est. Ceci traduit la réduction ou la disparition progres­
sive du confinement du bassin à cette époque d'Ouest en Est. Le changement radi­
cal du milieu qui s'opère serait à relier à une baisse notable du niveau marin
provoquant une élévation de l'hydrodynamisme du milieu qui favorise la sédimen­
tation carbonatée glauconieuse à nummulites. L'oxydation des granules verts
glauconitiques est la preuve d'une baisse de la tranche d'eau. Les dolomitisa­
tions locales et secondaires dans ces calcaires à nummulites peuvent aussi être
considérées canme un argument. C'est probablement l'esquisse d'une barrière ou
d'un haut fond où les véritables conditions ne se sont jamais réalisées.
Dans les marnes phosphatées, où la proportion d'attapulgi te est impor­
tante au centre du bassin (Zéglégan, Akoumapé, Atchatchimé), la kaolinite est ré­
duite. La réduction des smectites au profit de l'expression de l'attapulgite est
interprétée comme une néoformation de cette dernière au dépens des smectites
dans des environnements à circulation océanique ralentie, à l'abri des terrigè­
nes clastiques probabler.ent bloqués sur la bordure et où les apports nutritifs
des upwellings favorisent l'éclosion cyclique d'une microfaune luxuriante.
Le caractère confiné du milieu au lieu même du dépôt des marnes phos­
phatées a été montré lors de la caractérisation des milieux de sédimentation à
phosphates. La stratification des eaux ne semble pas y avoir joué un rôle. La
forte productivité organique résultant de l'action favorable des upwellings
dépasse les possibilités d'oxydation de la matière organique par l'eau de mer
sur le fond qui devient anoxique. L'accumulation d'organismes benthiques, en
l'occurence les Buliminidés de petite taille aux formes striées affectionnant les
milieux profonds et d'ostracodes oligospécifiques, témoigne de leur adaptation à

-273-
- Lorsque la productivité biologique due aux upwellings est importante
elle empêche, en tombant, l'oxygénation du fond et favorise la conservation de
la matière organique élaborée en surface. Un certain confinement est maintenu. La
foraminiferite argileuse se dépose en même temps que les grains phosphatés.
(Fig. 77,A) .
- Lorsque la productivité biologique baisse, une sédimentation micriti­
que se développe en même temps que des apports bioclastiques et phosphatés plus
réduits arrivent. Les forami nifères sont nettement moins abondants. La di spa ri­
tion de la matière organique IIDntre que rien n'empêche une bonne oxydation des
eaux du bassin. Il se dépose une biomicrite faiblement phosphatée (Fig .71, B).
Cette cyclicité de milieux semble bien rendre compte des alternances foraminifé­
rites argileuses / biomicrite phosphatée.
Le regain de Kaolinite et l'abondance de smectites dans les formations
marno-phosphatées et argilo-phosphatées témoignent de la réactivation de l'influ­
ence continentale due à la reprise des activités tectoniques qui contribuent à
créer les conditions optimales de remobilisation, de vannage et d'accumulation
des grains phosphatés.

-275-
Les argilites feuilletées de l'Eocène inférieur avec leurs foramini­
fères planctoni ques et leur attapul gite correspondent à un mi 1ieu cal me et con­
finé. Ce milieu confiné détermine la néoformation d'argiles alumino-magnésiennes
(montnnrillonite et attapul gite) résultant de la combinaison d'ions lessivés à
partir du continent et entraînés plus loin que les particules sol ides dans un
contexte subsident.
Dans les marnes phosphatées, le milieu reste nettement marin avec des
foraminifères très abondants. Les smectites sont interprétables comme minéral
hérité du continent et/ou fonné in situ. L'attapulgite est toujours présente.
L'Eocène moyen voit le retour de l'influence continentale marquée avec
les faciès d'accumulation phosphatés accompagnés de quartz et de kaolinite.
Je retiendrai de cette évolution que:
- Les variations de faciès n'entraînent pas toujours une variation si­
multanée des argiles dans le cadre de la sédkentation détritique. C'est l'apport
qui commande la nature de la phase argileuse et le milieu reste "passif".
L'influence continentale est nette.
- Dans le cadre de la sédimentation chimique, le milieu "actif" comman­
de la nature de la phase argileuse parce qu'il est capable de façonner ses pro­
pres argiles. Toutefois l'arrivée importante d'argiles détritiques (kaol inite)
peut se superposer à la sédimentation authigène.

-276-

-277-
VUES GENERALES
o Sème PARTIE 0
LES PHOSPHATES ET LE PHENOMENE TRANSGRESSIF
1 - LE CADRE TRANSGRESSIF . . . . . . .
n - PHOSPHATOGENESE ET TRANSGRESSION .
Pages
279
301

-278-

-281-
A - CONTEXTE GENERAL
L'héritage le plus marquant de l'ouverture de l'Altlantique demeure
les bassins côtiers ouest-africains et ceux de l'Amérique latine. Après le début
de la dislocation de la Pangée durant le Trias, l'étroit couloir protoocéanique
COOlmence à s'élargir et s'approfondir à partir du Jurassique moyen. Sur les sé­
diments continentaux et salifères jurassiques s'installent une sédimentation ter­
rigène enrichie en matière organique d'origine continentale, tandis que les zo­
nes subsidentes subi ssent le volcanisme, le confinement et les dépôts de mer pro­
fonde. Au Crétacé supérieur la jonction de l'Atlantique Nord et Sud est déjà ef­
fective. En bordure du continent africain et sud-américain le processus de rif­
ting et de subsidence se poursuit, délimitant des marges de translation où des
systèmes canplexes de zones de fractures océaniques piègent les sédiments dans
les bassins côtiers ainsi créés. C'est dans ces dépôts que sont enregistrés les
épisodes transgressifs et régressifs de l'évolution de la marge ouest-africaine.
Transgressions crétacées-tertiaires ouest-africaines - Les transgres­
sions les plus anciennes ont été datées de l'Albien : bassin ivoiroghanéen, Fosse
de la Bénoué dans le Golfe de Guinée, bassins congolais, gabonnais, angolais dans
la partie Sud-Ouest de l'Afrique. Reyment (1978) distingue dans l'histoire de
l'Atlantique Sud cinq transgressions majeures (Fig.78), dont trois sont considé­
rées canme événements épicontinentaux d'ordre régional reconnus dans les bassins
sud-américai ns.
Ces ci nq stades pri nci paux de l' évol uti on pal éogéographique du Gol fe
ne sont pas ressentis partout de la même façon (Fig.78 bis).
Le cycle al bien - Jonction des parties Sud et Nord de l'Atlantique
par une !T'er peu profonde: création du Gol fe. Sur les énormes dépocentres du Ju­
rassique moyen la mer albienne avance sur le continent: en Angola les dépôts

-284-
. Cycle maastrichtien supérieur - éocène - Il demeure le cycle le plus
régulier sur toute la bordure Ouest du continent.
Dans le bassin intérieur des Iullemmeden les cinq transgressions décri­
tes par Greigert (1966), Petters (1973), Dubois et Lang (1973) n'ont pas les
mêmes importances ni les mêmes datations que sur la marge ouest-africaine
(Fig.79).
8 - LES FAITS DANS LA SERIE ETUDIEE
Au cours des chapîtres précédents nous avons vu les conditions et les
modalités selon lesquelles la sédimentation marine s'est faite depui s le Maas­
trichtien. La figure 80 récapitule ces diverses informations. Les changements
multiples, lithologiques, minéralogiques, biologiques conduisent à la reconnais­
sance et à la caractérisation des grands épisodes de sédimentation suivants:
a) Détritiques de base maastrichtiens
b) Carbonates pal éocènes
c) Argilites de milieux confinés, à microfaune planctonique pyritisée
de l 'Eocène i nféri eu r
ri eu r
ne moyen
d) Argil i tes phosphatées à microfaune très abondante de l' Eocène infé-
e) Accumulations phosphatées à apports terrigènes important de l'Eocè-
A priori, cette succession reflète l'extension du domaine marin sur la
marge depuis le t'1aastrichtien jusqu'à l'Eocène inférieur puis un recul de la mer
à l'Eocène moyen. Mais l'analyse des successions de sédimentation terrigène,
carbonatée et argileuse ou marneuse, dans ces épisodes, permet de distinguer
dans cette grande transgression trois phases ponctuées par deux périodes courtes
de baisse du niveau marin.

J. Succession des faciès
'286-
Dans l'épisode maastrichtien, le dépôt des sables, des calcaires gré­
seux et des argilites silteuses à Hétérohélicidés et Rugoglobigérinidés s'est
réalisé sur un fond d'apports terrigènes continu et relativement important. Cette
succession ITOntre de la base au sommet une affi rmation progressive du domaine
marin puis un recul manifesté à travers les argilites pyriteuses riches en débris
vésétaux et les sables grossiers azoïques qui les recouvrent.
Le flux carbonaté plus important dans la série de Tabligbo, qui COOl­
prend l'épisode des carbonates paléocènes et celui des argilites de milieux con­
finé, prouve que les Calcaires de Tabligbo sont davantage liés au taux de sédi­
rrentation (conditions de rreilleur productivi té bi ologique) qu'à une diminution
des apports terrigènes. Elle montre sous forme de séquence transgressive la péné­
tration progressive de la rrer : sables inférieurs, Calcaire de Tabligbo (gréseux
à la base, glauconieux et riche en foraminifères planctoniques au sommet) et Ar­
gilites feuilletées à attapulgite et microfaune planctonique pyritisée.
Les calcaires ou marnes glauconieux à nummulites à la limite des Argi­
lites feuilletées et de la formation marno-phosphatée d'environnements profonds
reflètent une baisse du niveau marin. Ce néritisme de courte durée ne redevient
effectif qu'à l'Eocène moyen avec la formation à phospharénites. Cet épisode
d'accumulation phosphatée a pour toile de fond un détritisme de plus en plus
marqué sur laquelle la migration des environnerrents carbonatés infralittoraux
aux envi ronnements argileux littoraux marque le retrait définitif de la mer.
2. Variations bathymétrigues
La présence d'Hétérohélicidés réputés pour leur adaptation aux condi­
t ions drastiques du r.lil i eu et celle des forami ni fères benthiques arénacés don­
nent des indications sur la faiblesse de la tranche d'eau au naastrichtien.
L'occurence d'ostracodes de biotopes infralittoraux dans ces environnements ar­
gilo-silteux IiOntrent l'étroitesse du plateau continental il. cette période.
La mise en place des sables inférieurs de Tabligbo en milieu sous-aqua­
tique par des courants à hydrodynamisme variable est démontrée par les litages

-2
obliques, entrecroisés, horizontaux plans. Les di slocations et les reprises de
minces croûtes d'oxydes de fer dans ces sables téooignent d'exondations tempo­
rai res.
L'augr,entation croissante de la tranche d'eau lors du dépôt des Cal­
caires de Tabligbo (biomicrite quartzeuse, biomicrite argileuse à échinides et
ostracodes, bionicrite glauconieuse à foraminifères planctoniques) a été contra­
riée un morrent avec l'installation des faciès de haute énergie à nummulites et
fragrœnts algaires roulés. Cette augrœntation de la profondeur de dépôt se pour­
suit avec la biomicrite glauconieuse et les Argilites feuilletées à attapulgite.
L'apparition des faciès carbonatés glauconieux à nummulites prouve que
des conditions de milieu aéré peu profond ont suivi les environnements confinés
à attapulgite. S'agit-il d'un recul de la mer ou du relèvement du fond? En tout
cas il y a eu baisse du niveau marin réalisant des conditions de vie compatibles
avec les biotopes à nummulites, organismes qui affectionnent les zones hautes
d'avant ou d'après barrière en milieu modérément agité.
Le regain d'épaisseur de la tranche d'eau correspondant aux marnes
phosphatées est montré par le foisonnerœnt de foraminifères planctoniques et des
Buliminidés infralittoraux à circalittoraux adaptés aux fonds confinés. Leur dis­
parition progressive dans les accumulations phospharénitiques de l'Eocène moyen
et la réapparition de quartz d'abord sous forme de silts puis de sables dénotent
une baisse progressive du niveau de la mer.
3. Discontinuités sédimentaires
Elles existent indépendamment des grands épisodes et marquent la su­
perposition brutale d'une formation ou d'un terme à l'autre.
Dans la série de Tabligbo, la première, à la limite des Sables infé­
rieurs et des Calcaires, est Imtérialisée par un joint argilo-silteux souligné
par des phénonènes de pédogenèse. A l'intérieur des Calcaires trois surfaces
d'arrêt de sédiIrentation : 1 - Sonnet de la biomicrite à échinides. 2 - Sommet

-289-
cu1aire maastrichtienne, l'arrière-pays, par sa production terrigène importante
contrôle la sédirœntation sur la marge. Les dépocentres observés d'Ouest en Est
témoignent de l'activi té tectonique du substratum liée au rifting.
Dans la série transs;ressive de Tab1igbo, l'auçmentation progressive de
la profondeur de dépôt qui devient importante au sommet des calcaires s'explique
de la façon suivante:
Au niveau des calcaires le comblement compense la subsidence et par
ce fait maintient le milieu peu profond. La productivité bioc1astique (richesse
et diversité des o1'1':Janismes) est favorisée par la circulation d'eaux bien oxygé­
nées.
. La mise en place des a1'1':Jilites amorcée avec la genèse de la glauco­
nite dont la limite bathymétrique de formation et de conservation (60m environ)
canpatib1e avec l'apparition de biotope "type Midway" associé au G1oborota1i i­
dés montre que la subsidence l'emporte sur la sédirœntation.
La sédimentation ca1rœ à caractère "chimique" est la conséquence de
l'approfondisserœnt et l'é1oignerrent des milieux de dépôt de la bordure du bas­
sin qui favorise la ségrégation des argiles élaborées sur le continent.
Le retour d'une sédirœntation carbonatée glauconieuse à nummulites
dans un contexte franchement néritique est à relier davantage à un réaménagement
structural du bassi n qu'à l'eustati sme. Ce serai t le résultat de mouve:rents épi­
rogéniques et de flexuration qui ont conduit à l'individualisation de sous-bas­
sins sur la marge ouest-africaine à l' Eocène inférieur (REYRE, 1966). Ce réaména­
gement a contribué à créer les condi tions phosphatogènes dans le bassin comme
l'atteste la microfaune luxuriante de foraminifères, radiolaires, ptéropodes ca­
ractéristiques des régi ons de hautes latitudes. Leur occurence dans ces régions
résulte de l' influence de courants fro ids et d' upvle11 ings côtiers.
Le bon tri des éléments phosphatés de la fonnation à phospharénite
indique un hydrodynamisme fort résultant de la baisse de la tranche d'eau et la
configuration du gisement reflète l'impact des déformations tectoniques sur la
marge, consécutives ou synchrones au retrait de la rœr.

-291-
les oodifications d'apports clastiques et des minéraux argileux marquent l'im­
pact des événerœnts cl imatiques ou tectoniques sur l'arrière - pays.
Compte tenu de tous ces aspects, trois phases à tendance transgressive
sont dégagées (Fig.Sü bis) :
- L'avancée de la mer maastrichtienne est la plus brève et la moins mar­
quée. Elle est caractéri sée par la compétition entre sédimentation carbonatée et
terrigène qui se tenni ne au profi t de cette dernière. Le fl ux carbonaté inhibé
par un détritisme permanent reflète bien 1 'int2raction des influences continen­
tales et marines montrant ainsi la précarité de la transgression sur cette par­
tie de la marge ouest-africaine. L'abondance des accumulations détritiques qui
lui sont associées senble résulter des prenières dislocations importantes de la
ma rge.
- La transgression pal éocène-éocène inférieure est la plus longue. Elle
montre le passage rapide, sur la plate-forme, d'une sédimentation détritique à
une sédimentation carbonatée puis à des dépôts de bassin ouvert rapidement con­
finé. Son caractère régional et sa relation avec une subsidence régulière lui
font attribuer une origi ne eustatique.
- La phase éocène inférieure est la plus prononcée et la plus modeste
dans le temps. Le re1ai de la sédirœntation argileuse à foraminifères planctoni­
ques très abondants et radiolaires par une sédimentation phosphatée à influences
continentales régulièrerœnt croissantes reflète l'augmentation progressive de
l'énergie du milieu et le retour des conditions oxydantes sur le fond térooignant
ainsi de la fin de ce régime transgressif et le début d'une régression qui favo­
rise l'accumulation des phosphat2s.
C - CORRELATIONS AVEC LES BASSINS OUEST-AFRICAIN
Dans les bassins ouest-africains, les foraminifères crétacés-tertiaires
a caractères tropicaux et tempérés permettent de replacer 1 'histoire de la marge
dans le contexte de l'ouverture atlantique (Fig .81).

-299-
Il est admis (SZCZECHURA et POZARYSKA, 1974) que la mer épicontinentale
transsaharienne a été le vecteur de cette faune téthysienne et d'élérœnts des ré­
gions boréales et méridionales d'Europe. Si la canmunication avec l'Atlantique
au Sud du Nigéria est contestée sur la base des foraminifères, les ostracodes,
quant à eux, apportent des arguments qui viennent appuyer la thèse selon laquel­
le la Téthys aurait pu ccrnmuniquer avec le Golfe de Guinée. Cette ccmmunication
a pu prendre la forme d'une mer peu profonde à travers l'Afrique du Nord-Ouest
depuis la libye jusqu'au Nigéria (KOGBE,1976) au mOr.Ent de la transgression palé
ocène.
En résumé dans le bassin du Golfe du Bénin, la présence de foramini­
fères de milieux contraignants au Maastrichtien est liée aux conditions instables
de mer peu profonde durant la période de création du Gol fe de Gui née. Au Sénégal
et dans les bassins de la partie Sud-Ouest de l'Afrique (Angola, Congo, Gabon)
les dépôts sont plus profonds.
Au tertiaire, la microfaune subit intensément l'influence du courant
froid de Benguela. Elle révèle les lTXJuvements transgressifs synchrones sur la
marge ouest-africaine. Les mouvements tectoniques de la fin de l'Eocène infé­
rieur vraisemblabl ement 1iés au retrait de la mer éocène ont conduit à la créa­
tion des conditions propices à la fossilisation des phosphates.

-300-

-303-
A - MISE EN PLACE DU GISEMENT PHOSPHATE
J. Le système sédimentaire
Les divers envi ronnements reconnus dans le canp1exe phosphaté de
Hahotoé-Kpogamé s'organisent en un système sédirrentaire cohérant depuis la [œr
ouverte jusqu'au domaine littoral. Les canposants principaux de ce système sont
les suivants:
a) Une zone externe, circa1 ittora1e, ouverte, à l'abri du quartz
Fonds argileux réducteurs à matière organique conservée avec arrivée continue de
kao1inite. Forte production de foraminifères planctoniques et benthiques. Apports
épisodiques de matériaux bioc1astiques de milieux infralittoraux.
b) Des milieux de p1ateforme infralittorale à sédimentation carbonatée,
biogénique, caractérisée par une énergie de dépôt modérée (tri des grains phos­
phatés). Influence limitée de la mer ouverte. L'apport continental n'est pas né­
gligeab1e: silicic1astiques fins, pollens.
c) Une zone interne proximale à environnEments argileux littoraux d'eau
peu profonde à caractères restreints où se superposent influences marines, (resédi­
mentation des grains phosphatés, dinof1age11és, matériel bioc1astique a11ochto-
ne d'origine plus externe) et continentales (kao1inite, silicic1astiques, pollens
et al gues tasmanacées).
Il apparaît que ce système sédimentaire s'intègre dans un cadre régres­
sif où un réaménagement pa1éogéographique et structural déterminent l'installa­
tion d'envi ronnEmnts infra1 ittoraux et littoraux.

-305-
2. Facteurs et mécanismes déterminants dans cette mise en place
Les enchainements des pal éoenvi ronnements successifs étant définis, on
peut se demander quel s ont été les facteurs et les mécani smes qui ont prés idé
à l'élaboration du gisement. Dès lors une récapitulation s'impose:
Cadre pa1éogéographique : Régressif
Contexte sédimentaire: Argileux, carbonaté puis argileux
Tendance pa1éoc1imatique : Biostasie, chaud à humidité contrastée.
Environnements Circa1ittoraux, infralittoraux et littoraux
Hydrodyn ami sme Cro i ssa nt
Mode de gisement: Accumulation ou concentration hydrodynamique
Exogangue : Attapu1gite, smectites, kao1inite, micrite.
Quatre facteurs essentiels rassemblés dans la figure 82 ont laissé,
dans leurs superpositions et dans leurs interférences, leurs empreintes au cours
de la sédimentation phosphatée au TOGO.
2.1. Structure et orientation favorable de la marge
COOK et r,1c ELHINNY (1979) ont montré le rôle des larges p1ate-fonnes con­
tinentales pour la fixation maximale du phosphore et surtout celle de leur orien­
tation Est-Ouest particu1ièranent favorable à la formation des upwe11ings. Les
variations spatio-temporelles des faciès phosphatés représenteraient dans les
provinces phosphogéniques mésogéennes et atlantiques les jalons de ces déplace­
ments.
2.2. Transgression de l'Eocène inférieur
. La transgression de l' Eocène inférieur - Elle a favorisé avec l'avè­
nement des Argilites feuilletées à attapulgite et les marnes phosphatées des con­
ditions propices à la phosphatogénèse (Figure 83).

-307-
a) Une marge subsidente à corps d'eaux stratifiées riches en phosphore,
à l'abri de terrigènes clastiques (vraiserilblabler.Jent piégés sur les bordures du
bassin) mais accessibles aux apports terrigènes fins (minéraux primaires, matiè­
re organique humique, matières phosphatées), résultats d'altération sous climat
chaud et humide. Sur le fond confiné se développent de sédiments riches en ma­
tière organique.
b) Une prolifération d'organismes benthiques, nectoniques et plancto­
niques Les upwellings apportent dans les eaux superficielles des sels nutri­
tifs (nitrates, nitrites, silicates) et du phosphore qui favorisent la producti­
vité biologique (foraminifères, radiolaires, ptéropodes, ostracodes, poissons
dont les restes sont observés dans les faciès phosphatés). Sur le fond la teneur
en oxygène dissous de l'eau reste cc:mpatible avec la présence du benthos (Bul i­
minidés de petite taille, formes striées, ostracodes 01 igospécifiques).
c) L'accumulation sur le fond de la matière organique et du phosphore
résultant des apports continentaux et de la forte productivité biologique des eaux
superficielles (débris organiques riches en carbone, azote et phosphore) conduit
aux condi tions requi ses pour la genèse des phosphates:
Faible taux de sédimentation
Source continue de phosphore dans les eaux superficielles dégrada-
tion de la chaîne alimentaire
Enfoui ssement effecti f de la matière organique dans le sédiment
Production suffisante de phosphore dans les eaux interstiti elles, à
partir de la matière organique permettant la précipitation de minéraux phosphatés
primaires (grains à cortex) ou l'épigénie de grains carbonatés (coprolithes, gra­
nules etc.).

N
o 10".
1---'
40.
-308-
Fig. 84 - Schéma montrant le
rôle de la structure
du bassin (compartiments)
dans le piègeage
des phosphates
de Hahotoé - Kpogamé.

-311-
bloquée en arrière de la platefonne développée à cette période. Seuls les
réajusterrents tectoniques ont pu leur permettre d'arriver en force dans les
divers environnements lors des concentrations (accumulations) phosphatées.
D'autre part la contribution de ces climats chauds à la genèse des phosphates
est très importante car l'expansion et l'intensification des masses d'eau à oxy­
gène minimum dissous leur sont généralell'ent liées (SCHLANGER et JENKYNS, 1976).
En résumé, la transgression favorise donc la fixation des phosphates
primaires sur le plateau continental mais ne les concentre pas nécessairerrent
en gisement éconanique. Les dépôts initiaux sont vannés, remaniés et concentrés
lors de la baisse du niveau marin (régression). La taille et la géométrie des
phosphates de Hahotoé-Kpogamé ont été dictées par la structure de la marge qui
a généré le piège (contrôle structural) responsable de l'élaboration du gisement
économique.
Dans les régi ons voisines (Ghana, Bénin, Nigéria), l'absence de piège
a conduit à la dispersion des phosphates, à leur dilution dans les argilites ou
à la fossil isation de petits niveaux phosphatés sans intérêt éconanique.
B - PHENOMENES TRANSGRESSIFS ET PHOSPHATOGENESE
J. Modalités de genèse des phosphates et origine du phosphore
Il est désonnais classique de penser que la phosphatogenèse dans ses
grandes lignes correspond à des transgressions marines. Dans les provinces phos­
phogéniques, les séries phosphatées les plus riches sont liées à des séries con­
densées. Leur formation aurait nécessité (Figure 85) :
- Des transgressions pelliculaires
- L'absence d'apports terrigènes continentaux impliquant des conditions
calmes pour la genèse des phosphates.

-312-
- Des pièges morphologiques favorisant l'accumulation des phosphates
- Le phosphore.
D'après BUSSON et CORNEE (1985), le phosphore, préférentiellement
libéré au cours de la chute des organismes planctoniques dans la tranche d'eau,
serait capital isé dans les mers euxiniques :l black shales du Crétacé inférieur­
moyen de l'Atlantique. Il serait recyclé sur les plateformes épicontinentales
lors de l'établissement des premières circulations et serait :l la source des ac­
cumulations extraordinaires des phosphates du Crétacé supérieur- Eocène des
bassins côtiers africains.
D'autres auteurs (BURNET et OAS, 1979' ; SHELDON, 1980 a ; FROELICH et
al., 1981) privilégient, pour ce qui est de l'origine du phosphore, le flux de
matières phosphatées des continents vers les océans.
SHELDON (1980 b) a proposé un modèle de ci rculation épi sodi que en re­
la ti on avec les grands gi sements phosphatés et le temps de rés idence des eaux
profondes océaniques. ARTHUR et JENKYNS (1981) estiment le modèle trop simplis­
te.
2. Rôle des upwellings et cycles biologiques
Les ions nutritifs apportés par les upwellings ont pour conséquences
une vie luxuriante dans les eaux superficielles (diatomées, dinoflagellés, ra­
diolaires, ptéropodes, mollusques, necton et surtout foraminifères dont une gran­
de partie sont véhiculés par les eaux froides). Cette forte productivité biolo­
gique fabrique une importante quantité de matière organique. On connaît des phé­
nomènes de rrortalité en masse provoquée par la prolifération monospécifique de
Di noflagell és (PERES, 1976) canmunément appel é "eaux rouges". Ces di noflagell és
secrètent la saxitoxine, une substance toxique qui empoisonne les organismes

-313-
atteignant ainsi les divers niveaux de la chaîne al imentaire du plancton au nec­
ton. D'autre part le déficit en oxygène dissous sur le fond conduit à la forma­
tion de H 2 S qui sous certaines conditions climatiques et hydrauliques contribuent
à cette mortalité.
La décomposition partielle de cette biomasse organique, lors de sa
chute vers le fond, en mêlTE temps que les tests calcitiques, sil iceux ou les
pièces osseuses des poissons, libère la silice et le phosphore qui viennent
s'ajouter au stock d'origine marine ou terrestre déjà en solution. BRONGERSMA
et SANDERS (1957) in LUCAS et PREVOT (1975) pensent que le recyclage successif
des élérrents libérés contribuent à une augmentation de la concentration du mi­
l ieu qui à la longue devi ent de plus en plus confiné donc impropre à la vie.
Il en résulte, comme pour les "eaux rouges" des mortalités massives.
Pour LUCAS et PREVOT (1975), par l'oxydation de la matière organique,
lorsque les conditions ne perrrettent pas sa conservation, les élérrents libérés
et le phosphore en particulier sont libérés dans un mil ieu devenu acide par dé­
gagement de CO 2 . Le CaC0 3 y est instable. Les ions calcium dissociés sont remis
en solution et s'associent au phosphore pour donner naissance à l'apatite ou à
la fluorapatite en présence du fluor d'origine volcanique. Ainsi par suite de
l'élimination du mil ieu de ces éléments polluants (fluor et phosphore) par pré­
ci pitation, la vie reprend à nouveau et le cycle recommence pendant que peuvent
se déposer éventuellement d'autres matériaux conduisant à la formation de sédi­
rrents non phosphatés carbonatés ou argileux, en attendant une autre phosphato­
genèse.
C - REPARTITION STRATIGRAPHIQUE DES DEPOTS PHOSPHATES
J. Provinces phosphogéniques périafricaines
STRAKHOV (1960), COOK et Mc HELHHINY (1979) distinguent un certain
nombre de périodes liées aux fluctuations des conditions favorables aux accumula-

140
180
140
APTIEN ­
ALBIEN
O'
-317-
Fig. 87 - Topographie et distribution des faciès depuis l'Aptien. D'après
Melguen et al., 1978. Simplifiée ,1) boue pélagique, calcaire ou
craie, 2) vases à coccolithes et à foraminifères, 3) vase, 4) argiles
pélagiques, 5) Schistes bitumineux, 6) marnes, 7) Schistes
et grès, 8) vases à radiolaires et diatomées.

-319-
Au Campanien les circulations océaniques améliorées favorisent le déve­
loppeJœnt de la microfaune (dépôts de boues pélagiques riches en carbonates)
(SUPKO, 1977). Sur les plateaux continentaux où toutes les conditions de phospha­
togenèse sont réunies (plateau large pour la fixation du phosphore, phosphore suf­
fisant provenant du continent et des sédiments euxiniques, piège morphologique
et absence de détritiques clastiques) la fossilisation des upwellings est réali­
sée (Gabon, Congo) grâce à l'influence des vents continentaux dominants qui
repoussent les eaux de surface vers l'océan remplacées par les eaux froides
australes.
Au Paléocène apparaissent, dans l'Atlantique Sud les premiers faciès
biogènes siliceux qui reflètent une nette augr.entation de la productivité océa­
nigue primaire liée à la détérioration du climat de l'hémisphère Sud au début
de la glaciation antarctique (GEITZENAUER et al., 1968) et à l'établisseJœnt de
la ci rculation ci rcum pola ire après la séparation de l'Antarctique et de L'Aus­
tralie (KENNETT et al., 1975).
A l'Eocène, la séparation du Groenland de l'Europe intensifie les cir­
culations abyssales, avec pour conséquence l'établisseJœnt de systèmes de cou­
rants circum-atlantique (BERGREN, 1978) dont serait issu le courant de Benguela
qui pousse au Nord les eaux fro ides très ri ches en nutri ants. Dans son étude de
la provincialisation des foraminifères planctoniques durant le cénozoïque, BER­
GGREN (1978) distingue trois masses d'eau suivant les latitudes, caractérisées
chacune par des associations de foraminifères planctoniques:
- Subbotinidés et Acarininidés pour les hautes latitudes
- Subbotinidés et r'lorozovellidés pour les latitudes moyennes
- Acarininidés et Morozovellidés pour les basses latitudes.

-320-
rlalgré la situation du Golfe du 8énin, pendant l'Eocène, dans les la-
titudes basses (pratiquerœnt la même qu'actuel 1errent mais en dessous de l'équa-
teur) (Figure 88), les sédiments phosphatés ou non montrent une nette prédominan-
ce de Subbotinidés et d'Acarininidés caractéristiques des eaux froides de hautes
latitudes. La présence de cette microfaune des régions froides associée aux phos-
phates dans ces bassins de basses lati tudes donnent de précieuses indications
quant à l'impact du courant froid de 8enguela dans le Golfe pendant l'Eocène.
Eq._4--_--
Fig. 88 - Positions paléogéographiques successives de l'Afrique depuis le
Crétacé supérieur (Berggen et Hollister 1974).
Ainsi, l'effet combiné de divergence du courant de 8enguela au niveau
du Cameroun actuel et d'entrainement des alizés continentaux soufflant du N-E
dans la région du Golfe du Bénin (on connaît bien la tendance au renversement
de direction des vents daninants au voisinage de l'équateur suivant les saisons
(LEROUX, 1975 ; MALEY 1985)) ont suffit à créer les conditions d'upwelling. Dans
ce cas seules les parties du bassin propices à la genèse et à la concentration
des phosphates ont pu être minéralisées.
D'une manière générale, depuis le Nigéria jusqu'au Ghana, la sédimen­
tation détritique, deltaïque à l'embouchure du Niger, passe à la sédir;entation
néritique argilo-carbonatée plus condensée à phosphates (Figures 89 et 90).

-325-
Dans le bassin du Golfe du Bénin, depuis Ijoko jUSqU'd Hahotoé (Fig. 89),
la structure du bassin s'avère être un facteur de contrôle déterminant de l'accu­
mulation phosphatée. l'accumulation effective n'est importante que lorsque le
comportement du compartiment montre une subsidence faible d'où un faible taux de
sédimentation. L'illustration nous est donnée à Attitogon, Afagnan et Hahotoé
où malgré l'épaisseur identique des sédiments de l'Eocène inférieur, les phos­
phates sont rares ou diluées dans les sédiments de l'Eocène moyen et de plus en
pl us concentrés d Afagnan et Hahotoé du fai t de leur occurrence sur des compar­
timents à positions topographiques différentes lors de la sédimentation.
En résumé, l'Atlantique Sud a été le lieu de concentrations de matière
organique et de phosphore au Crétacé. Sa communication avec l'Atlantique Nord
et la Téthys a favorisé l'installation de courants océaniques, en l'occurrence
le courant de Benguela, et créé les conditions d'upwelling responsables des miné­
ralisations phosphatées sur la ;œrge ouest africaine depuis le Sénonien. Dans le
bassin du gol fe du Bénin ( Fig. 91), le complexe phosphaté de Hahotoé-Kpogamé
représente les vestiges les plus importants de cette phosphatogenèse de par
l'existence même dans cette région de conditions optimales d'accumulation et de
concentration. Les diverses modalités de leur Ijenèse, nodulaire dans Oshosum
formation au Nigéria, en lits décimétriques de phospharénite intercalés dans des
argilites au Bénin, en épais complexe phospharénitiques au Togo reflète une pola­
rité Est-Ouest dans la migration des environnements générateurs et concentrateurs
des phos pha tes .

-326-

-327-.
\
CONCLUSIONS GENERALES

-332-
dentes, vraisemblablement en raison des échanges favorisés par l'Ouverture de
l'Atlantique. Le courant marin froid de Benguela responsable des upwellings
côtiers qui apportent des nutriments et sels minéraux a contribué dans une large
mesure au développement de la microfaune sur la marge ouest africaine. L'occu­
rence de la microfaune type "Midway" sur cette marge est la preuve des échanges
entre les régions d'Amérique centrale et la bordure africaine.
LES PHOSPHATES
Dans le canplexe de Hahotoe-Kpogamé, l'absence de phosphatisation du
liant dans les faciès phosphatés et la présence d'agrégats à cimentation phospha­
tés ainsi que celle des pellets phosphatés aplatis (cOOlprimés avant l ithifica­
tion) démontrent le caractère allochtone des phosphates du Togo.
suivante
pha tés) .
L'enchaînement des environnements à phosphates se voit de la façon
1. Environnement argileux circal1itora1 à infralittoral (marnes phos-
Ptéropodes. radiolaires, foréJl1inifères planctoniques et poissons at­
testent des conditions de vie planctonique et nectonique extraordinaires. Sur le
fond à matière organique. pyrite et attapulgite. les ostracodes sont 01 igospéci­
fiques et peu nombreux; Les Buliminidés de petite taille qui y pullulent
semblent adaptés à ces milieux d'ouù ils tirent la nourriture nécessaire à leur
vie. C'est un milieu calme, sporadiquement agité qui semble physiquement proche
du milieu de genèse des phosphates.
2. Environnement marneux infralittoral à apports bioclastigues (phos­
pharénite marneuse à intercalation calcaires bioclastiques). C'est un milieu peu
profond d'eaux chaudes et oxygénées, avec apports continentaux (quartz, kaolini­
te, sille ctites) .

-333-
3. Envi ronn61lent arsil eux l agunai re (phospharéni tes argil eus es et ar­
gil ites phosphatées) relativerrent fenné (attapul gite, tendance monospécifique
des dinoflagellés et des algues thasmanacées). Apports quartzeux, kaolinitiques.
Les observations ont montré que l'accumulation des arénites phospha­
tées résulte de phénanènes sédimentaires d'ordre mécanique consécutifs à des
vannages, remanierrents et concentrations hydrodynamiques. La répétition de plu­
sieurs cycles conduit a l'accumulation du gis61lent. Les témoins du processus de
phosphatisation ne nous sont pas parvenus. En effet, les étapes les plus préco­
ces de la phosphatogenèse qu'il m'a été donné d'observer se résument aux grains
(pellets agrégats) transportés encore non lithifiés puis aplatis ultérieurerrent
sous la charge sédimentaire et à l'avortement du processus matérial i sé par les
Planulina à épigénie incomplète.
Le changement des environn61lents ne révèle aucune influence sur la
nature minéralogique des apatites. Seule la diagenèse tardive arrive à en changer
les caractères. Ainsi, dans les marnes phosphates (foraminifères argileuses) et
dans les phospharénites marneuses (membre carbonaté), le minéral phosphaté est
une francolite. Tandis que dans les phospharénites argileuses il s'agit de fluo­
rapatite. Ces transformations post-sédirrentaires interviennent par suite de phé­
nanènes soustractifs lors de l'altération de la francolite.
Au sanrœt de la formation argilo-phosphatée, l'intensité de l'altéra­
tion latéritique conduit à des néofonnations de phosphates d'alumine (crandal­
lite) et alumino-calciques (wavellite) par suite de l'enrichisserrent du milieu
en al umi nium.
D'un point de vue morphologie, "le piège" ne résulte pas d'un haut
fond représenté par le membre carbonaté derrière lequel se serait déposé la phos­
pharénite argileuse. Il s'agit plutôt d'un passage latéral du membre carbonaté
à l'ens61lble phospharénitique PI car d'une part:

-335-
Le gisement de phosphate du Togo aurait donc été plus
un piège que la zone de production phosphaté qui serait à recher­
cher en position plus distale. La minéralogie de la francolite
et celle des minéraux argileux qui l'accompagnent rend bien compte
de l'impact de l'altération météorique et latéritique. Les fluc­
tuations de la nappe phréatique pendant la glaciation pleistocène
et l'action des eaux d'infiltration sont peut-être des facteurs
importants dans de multiples phases d'altération. Ce que nous voyons
au Togo aujourd'hui est incontestablement le résultat de plusieus
cycles d'altération qui ont contribué à l'élaboration du minerai
commercial sous sa forme résiduelle.

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ReFeRENCES BIBLIOGRAPHIQUES
1
1

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ANNEXES
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METHODES
1
!

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II ETUDE DE LA MICROFAUNE
A. PREPARATION DES ECHANTILLONS
Ils sont tamisés sous l'eau puis séchés à l'étuve après avoir été
trempés dans une solution d'eau oxygénée à 110 volumes pendant 12 heures. Les
micro-fossiles sont triés dans les résidus des tamis 65 um, 100 um et 200 um
sous la loupe binoculaire.
B. ANALYSE STRATIGRAPHIQUE
La réalisation de tableaux de répartition tenant compte des fréquences
des espèces afin de mettre en évidence les associations caractéristiques a per­
mis l'établissement d'un cadre chronostratigraphique à partir de corrélations
basées sur les foraminifères planctoniques.
C. BIOZONATION
Le calage stratigraphique des di fférentes formations a pu se faire en
grande partie à l'aide de foraminifères planctoniques. Ils ont permis de se re­
pérer soit par rapport aux biozonations désormais classiques de l'échelle de
corrélation stratigraphique du Paléogène (C.CAVELIER et Ch. POMEROL, 1983). A côté
des foraminifères planctoniques, un grand nanbre de foraminifères benthiques
viennent appuyer les biozones ainsi dégagés. Je me suis fié à leur valeur cer­
taine à la fois stratigraphique, écologique et paléogéographique en raison de
leur existence déjà reconnue dans les différents bassi ns ouest-africai ns (Séné­
gal, Côte d'Ivoire, Nigéria, Congo et Gabon).
III ANALYSE GRANULCt1ETRIQUE DES PARTICULES FINES
(Silts et Argiles)
L'analyse granulométrique des fines complète celle des particules plus
grossières effectuée par tamisage. Cependant la méthode de mesure est différente
et basée sur la loi de Stokes.
A. LOI DE STOKES
Elle régi t la chute d'une particule fille, sphérique, dans un fluide
sa formule simplifiée est: v = C 0 2
v = vitesse limite de chute de la particule en cm/s
C = constante
o = diamètre de la particule en cm
La co ns ta nte C = 2 (d s - df) g

- 358 -
b) Chauffage à 490°C - La lame "CH" est chauffée pendant deux heures
à 490°C. Cette cuisson entraîne une perte de poids (deshydroxylation), une des­
truction de la kaolinite et un déplacement de la réflexion basale (001) de 14 A
à 10 A pour les vermiculites et les montmorillonites (rabattement à 10 A).
smectite
Ce test permet de déterminer la nature de la montmorillonite présente
Montmorillonite "sensus stricto" (Mg)
Beidellite (AL + Si principalement)
- Saturation des minéraux présents dans la solution avec des cations
Li au lieu de r·1g : trois traitements de deux heures avec du LiCl (N). Un des
traitements est effectué à 60°C pour que la saturation soit totale.
- Après rinçage par centri fugations successives on réal ive sur une la­
me un dépôt orienté: "Li"
di ffratolTètre.
- Une fois sèche cette lame "Li" est chauffée pendant huit heures à
- Après une pulvérisation à l'éthylène-glycol, la lame est analYSée au
Si un pic apparaît vers 17 A, il s'agit de beidellite. Cette distinc­
tion permet selon C.GUEZ (1982) de savoir à partir de quels minéraux originels
ces smect ites sont dérivées ; dans le cas de la be idell i te il s' ag i rait de la
"filière mica" ; pour la rrontrrorillonite, de la "filière feldspath".
Trois passages "classiques" sont réal i sés, le goniomètre allant jus-
qu'aux angles suivants:
Lame "N" de 3° à 33° ou 45° (suivant les minéraux recherchés)
Lame "E.G." de 3° à 15°
Lame "CH" de 3° à 15°
Lame "Li" de 3° à 10°
E. DETERMINATION DES MINERAUX: ETUDE DES DFFRACTOGRAMMES
Les diffractogrammes obtenus présentent une série de raies correspon­
dant à des angles di fférents du goniomètre. Ces angles sont tradui ts en di stances
interréticulaires, en angstroms (A).
Un fichier de l'Mlérican Society for Testing and i1aterial (A.S. T.M.)
regroupe les principaux minéraux et leurs pics respectifs. Chaque minéral pos­
sède une série de raies variables par leurs positions, leurs intensités. Un même
pic peut être le témoin de la présence de plusieurs minéraux; il faut alors
considérer les réflexions secondaires et les diffractogrammes "E.G" et "CH" du
même échantillon.

- 360 -
ONSE LASSE DE TOUT,
SAUF D'APPRENDRE.
Virgile
* * *

PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES

PL.4

FORMATION A PHOSPHARENITES
PLANCHE 5
1- Phospharénite argileuse. Le litage irrégulier est souligné par des concentrations
argileuses.
2 et 3- Microfaciès des calcaires. L.P.
2- Traces de fouissage (bioturbation).
3- Accumulation de bioclastes hétérométriques dans une gangue marneuse à grains
phospatés.
4- Colonie de serpules dans les bancs calcaires.
5 et 6- Détails respectifs dans la phase phospharénitique des bancs calcaires (5)
et de la phospharénite argileuse (6). Les tests de foraminifères et radiolaires
sont conservés dans les bancs calcaires contrairement à ceux de la phospharénite
argileuse.
FORMATION ARGILO-PHOSPHATEE
7- Phospharénite blanche indurée (niveau alumino-phosphatée). Les coprolithes
sont nombreux. Le Liant phospharénitique (grains sombres), quartzeux (grains
blancs) souligné par un enrichissement argileux sombre. L.P.
B- Détail montrant trois coprolithes (dissous) liés par un plasma cryptocristallin
(e) contenant les vides laissés par la dissolution des pellets phosphatés
(p). A la place des coprolithes (V) dans le vide s'organisent les cristallisations
de crandallite en aiguilles, en gerbes et de baguettes de wavellite
perpendiculaires aux parois du vide (flèches) matérialisant le contact
des contacts des coprolithes et du liant. L.P.
STRUCTURES BIOLOGIQUES AU M.E.B.
9- Microsphères à la sur-face externe et interne d'un test de foraminifère.
10- Microsphères accolées à la paroi dt une microcavité (résultant probablement
de la dissolution du test.
11- Détails à l'intérieur d'une microcavité.
Echelle Les traits représentent 0,5mm.

PL.4

ERR À T A
Ces errata n'intègrent pas les fautes de frappe. Ils sont limités aux seules
erreurs (repérées) qui pourraient altérer la compréhension du texte.
p.1. Cinquième paragraphe. Lire: c'est lui qui a guidé mes premiers pas
au lieu de c'est ...qui a guidé mes premiers pas.
p.15 Présentation du bassin. Contexte géologique. Au lieu de
Le Togo se situe dans la zone mobile de l'Afrique Centrale (partie
Sud) lire le Togo se situe dans la zone mobile orientale "de
l'Afrique de l'Ouest.
p.1l1 3ème partie. paragraphe 1.4.5.2. La Wavellite. 2ême ligne au lieu de
altéroïdes phosphatées lire altérations phosphatées.
p.193 3ême partie. 3.Discussion. 2ème paragraphe. avant dernière ligne au
lieu de : Une part de la kaolinite résulterait de l'altération de
l'orthose lire: une part de la kaolinite résulterait de l'altération
des feldspaths.
p.196 3ème partie. B. Données paléoécologiques. 2. Pollens. algues. dinoflAgellés.
paragraphe 3. Au lieu de : Ceci suggêre un environnement
plus marin et soumis à une influence continentale plus marquée lire:
Ceci suggêre un environnement relativement profond 00 se superposent
des interactions marines et continentales.
p.220 4ême partie. Fig.61 Dans la colonne FORAMINIFERES inverser les termes
benthiques et planctoniques et mettre le groupe AFROBOLIVINA afra et
GABONELLA elongata des sédiments maastrichtiens dans la colonne des
benthiques.
p.226 4ème partie. paragraphe 3.2. 2ème alinéa au lieu
un milieu continental constituant un haut-fond
milieu peu profond constitué par un haut-fond.
de : .... indique
lire indique un