L’onde de choc dans la roche
Une onde de choc dans la roche est une onde que se propage plus rapidement qu’une onde élastique (onde sismique) dans le solide et entraine une déformation et des transitions minéralogiques irréversibles dans celle-ci. Ce type d’onde se rencontre uniquement dans les phénomènes d’impact et les essais nucléaires. Elle est à l’origine de l’excavation du cratère, et des changements minéralogiques et pétrologiques (métamorphisme d’impact, fracturation, fusion et vaporisation). L’onde de choc se propage à partir du point d’impact ou point de contact entre la surface impactée et l’impacteur. L’onde progresse de manière hémisphérique à travers les roches avec une vitesse pouvant dépasser 10 km/s (supérieure à la vitesse du son dans les roches, par définition). Les contraintes transitoires associées à la propagation de cette onde peuvent atteindre des dizaines, voir des centaines de GPa, et sont donc comparables aux contraintes que l’on peut trouver au centre de notre planète.
Classification des cratères d’impact
Les cratères d’impact enregistrent des morphologies très variées et une discussion détaillée de la morphologie des cratères et la nomenclature inhérente est donnée par Melosh (1989), French (1998) et Turtle et al. (2005). En fonction de l’extension du cratère transitoire modifié, on distingue trois grands types de cratères d’impact, dont la morphologie a pour critère déterminant la taille considérée : les cratères simples, les cratères complexes et les bassins d’impact.
Les cratères simples : Ce sont de petites dépressions en forme de bol approximativement circulaire et leur profil vertical est paraboloïde. Il présente une bordure surélevée, constituée par l’empilement d’éjectas et l’intérieur du cratère est rempli de lentilles de brèches . Sur Terre, Leur diamètre est typiquement de l’ordre de quelques mètres à quelques kilomètres (moins de 4 km).
Les cratères complexes : De tailles plus grandes que les précédents, les cratères complexes sont caractérisés par un fond plat, une bordure en terrasse, et un pic central. Leur morphologie s’explique par la prolongation du processus d’effondrement au-delà d’une simple réduction de la profondeur. Le pic central peut s’élever au-delà de sa hauteur de stabilité et retomber à nouveau. Dans ce cas, le pic central est remplacé par une structure annulaire centrale plus ou moins prononcée (anneau central) ou une succession d’anneaux concentriques (Spudis. 1993). On parle de cratère à anneaux multiples. Exemple : le cratère Araguainha (Brésil D = 40 km), le Vredefort (Afrique Sud D = 300 km). Contact/compression : formation d’une large cavité transitoire par le processus d’excavation identique à celui d’un cratère simple (a).
Fin de l’étape d’excavation et début de la modification : le cratère transitoire est modifié par un soulèvement central (b-c).
Cratère final : un pic central entouré de matériau issu de la fusion, les remparts sont constitués de terrasses remplies de brèches puis de couches d’éjectas (d).
Les bassins d’impact : Les bassins d’impact constituent le type de structure d’impact le plus vaste connu jusque-là. Ils se forment lorsque la météorite est suffisamment grosse pour percer la croûte, atteindre donc le manteau, et se traduisent également par la formation de volumes de fusion très importants. Dans le détail, il existe cependant des cratères qui ne rentrent dans aucune de ces catégories. En particulier, les rares impacts qui possèdent un angle d’incidence très faible créent des cratères de forme elliptique ; certaines contraintes régionales particulièrement fortes peuvent générer des cratères à géométrie insolite, rectangulaires ou polygonaux ; une stratification lithologiquement très contrastée est susceptible de présenter des cratères dont la structure s’apparente à un amphithéâtre, c’est-à-dire à une sorte d’escalier concentrique.
Critères pétrographiques de reconnaissance d’un cratère d’impact
Les potentiels sites d’impact sont détectables par moyen de télédétection et par méthodes géophysiques (gravimétrie et magnétisme), mais en raison de l’érosion et de l’âge des évènements, la découverte d’un cratère d’impact pour le géologue réside essentiellement sur les études d’échantillons pétrographiques de la zone d’impact afin de trouver des preuves de métamorphisme de choc, de roches modifiées par l’impact (des évidences macroscopiques et microscopiques).
Les cônes de percussion ou shatter cones : La présence de cônes de percussion est le premier critère de reconnaissance d’une structure d’impact qui fut proposé (Dietz. 1947, 1959). On les rencontre dans tous les types de roches présents dans une structure d’impact. Ils sont liés à la pression extrême au moment de l’impact et se forment dans une large gamme de pression de choc ≥ 2 GPa jusqu’à des pressions de 30 GPa (Dietz. 1968; Milton. 1977; Roddy et Davis. 1977). Les cônes de percussion définissent des fractures mésoscopiques avec des stries à l’échelle centimétrique et disposées en « queue de cheval ».
Cône de percussion, formés dans des roches carbonatées de la structure d’impact Steinheim (Allemagne). L’échantillon montre en détail, les caractéristiques typiques des cônes de percussion: nidification de plusieurs cônes, généralement une orientation parallèle des axes des cônes, divergence radiale des stries au bas et en dehors des sommets des cônes (en haut à gauche), et les stries subsidiaires distinctifs («queue de cheval») le long de la surface du cône.
Les brèches d’impact : Les brèches d’impact sont localisées au sein et aux alentours du cratère d’impact. On distingue les brèches monomictiques d’impact qui contiennent un seul type de claste, elles sont difficilement différenciables des brèches d’origine tectonique. Elles correspondent à la brèchification de structures grossières par réduction vers des tailles granulométriques beaucoup plus fines (sable et silts) et se forment par mouvement sous de fortes pressions alors que les brèches polymictiques contiennent différents types de clastes. On les appelle encore brèches lithiques ou suévites (contiennent principalement des fragments de roches cristallines et de verres d’impact).
Les polymorphes de haute pression : La coésite et la stishovite, polymorphes de hautes pressions de la silice (SiO2), sont très utiles pour la confirmation d’un cratère d’impact. La stishovite est uniquement associée aux évènements d’impact (Chao et al. 1962; Martini. 1978; McHone et al. 1989; Martini. 1991). La reidite, et la scheelite-structure, polymorphe de haute pression du zircon (ZrSiO2) sont aussi utilisées dans la reconnaissance des cratères d’impact. Leur formation requière 20 à 40 GPa (Reimold et al. 2002b). A de grandes pressions et températures, le zircon peut fondre et recristalliser en une structure dite « strawberry » alors que les roches cibles contenant du graphite se transforment en diamant d’impact ou lonsdaleite. Le zircon et la monazite sont très utiles, grâce à leur forte réfractivité, ce sont des minéraux de choix dans la recherche de vieilles déformations de choc (protérozoïque et archéen) de roches qui ont subi un polymétamorphisme puis une altération intense.
Cadre géologique
La structure, d’âge probable paléogène serait formée à l’éocène moyen (23 – 40.4 Ma) dans les sédiments marins du bassin sénégalo-mauritanien (Master et al. 1999). L’histoire géologique de la structure de Vélingara est liée à celle du bassin sénégalo-mauritanien. Dans la suite de cette étude, il sera abordé l’évolution de la région de Casamance (Haute Casamance et Basse Casamance) du bassin sénégalo-mauritanien au cénozoïque (de 66 Ma à nos jours).
Le bassin sénégalo-mauritanien résulte de la séparation au Jurassique de l’Afrique et de l’Amérique (Bellion. 1987). C’est une structure d’ensemble simple, composée de terrains cénozoïques discordants sur les formations géologiques plus anciennes. Ces terrains qui ont fait l’objet d’une synthèse stratigraphique (Tessier F, Flicoteaux. et al. 1975, Wisman G. 1982) sont recouverts, en grande partie par un faciès d’altération du Cénozoïque, appelé Continental Terminal. La Haute Casamance se distingue de la Basse Casamance, par la faible épaisseur des formations tertiaires. En Basse Casamance, les formations tertiaires sont plus complètes et la série y est plus épaisse. La région de Casamance est caractérisée par une grande rareté des affleurements et l’étude géologique s’est faite à l’aide de sondages.
Le Paléogène : Le Paléocène est transgressif et discordant sur le Maastrichtien, avec une sédimentation qui est à prédominance chimique et biochimique (Bellion, 1987). Les marnes, les marno -calcaires, les argiles et les grés calcaires caractérisent le Paléocène. Le Paléocène supérieur est caractérisé par la présence de calcaires coquiller argileux au sommet et gréseux à la base (Sarr. 1995).
En basse Casamance les sondages de Bignona et Ziguinchor révèlent que le paléocène est fait de marnes grisâtres et d’alternances nombreuses de calcaires marneux. Le paléocène inférieur est nettement plus calcaire avec à la base un calcaire zoogéne blanc. Au Nord le paléocène est caractérisé par des calcaires gréseux gris-clair à gris-noir, glauconieux par place avec quelques passées à débris coquilliers et quelques intercalations marneuses grises ou vertes. La partie supérieure est formée de marnes et d’argiles sableuses gris-clair à gris-vert avec des passées sableuses.
A l’Eocène inférieur la mer s’étend sur l’ensemble du bassin. Les dépôts de marnes, d’argiles de calcaires argileux à silex et phosphates dominent. Des marnes gris-verdâtres, des marnes à intercalations de calcaires gris-clair caractérisent l’Yprésien de Casamance. L’Eocène moyen qui surmonte en concordance l’Yprésien, comprend le Lutétien et le Bartonien. Le Lutétien correspond à des argiles et à des marnes blanches avec quelques intercalations de calcaires argileux à silex. Le Bartonien est représenté par des calcaires.
Néogène : La Casamance reste le siège d’une sédimentation marine argilo-sableuse. Le Miocène inférieur comprend des sables et argiles à lignite dont l’épaisseur diminue à l’Est; le Miocène moyen comprend des calcaires sableux glauconieux et des sables à foraminifères; la série se termine par des sables et des argiles à rares calcaires et granules glauconieux ou phosphatés. Il existerait une lacune de l’Oligocène et du Miocène inférieur en Haute Casamance. Le Continental Terminal correspond à une formation sablo-argileuse rubéfiée se terminant souvent par une cuirasse latéritique. Il repose généralement sur l’Eocène moyen marin ou, en Basse Casamance, sur le Miocène moyen marin, dont il est peut-être vers l’Est un équivalent latéral partiel. La Formation du Saloum correspond à des grès bioturbés et des argiles sableuses connus en Basse Casamance, au Saloum (Nioro) où elle est datée du Burdigalien.
Relief, hydrographie et climat
Le relief de la région est peu marqué et son altitude moyenne se situe seulement à 70 m au-dessus du niveau de la mer. La région est recouverte d’un épais manteau de latérite ferrugineux. Il n’y a quasiment pas d’affleurement dans la zone. La morphologie de la structure de Vélingara est également très peu marquée, et nécessite une amplification pour pouvoir être examinée. Le réseau hydrographique est dense et se compose d’un cours d’eau principal ; la Casamance et ses affluents : le marigot de Saré Kouyatel et le Soungrougrou sur la rive droite, le Thiango Dianguina, le Khorine et le Dioulacolon sur la rive gauche. Le fleuve Kayenga et son affluent l’Anambé arrosent la zone de Kounkané. La partie centrale de la structure circulaire est une vaste dépression topographique, le bassin de l’Anambé où convergent des cours d’eau formant un réseau centripète et inondant des sols sablo-argileux hydromorphes très fertiles.
Le climat est du type sud-soudanien. La région sud-soudanienne, est comprise entre les isohyètes 800 et 1200 mm. La saison humide dure 5 mois (entre juin et octobre) avec une pluviosité assez significative entre Août et septembre.
Au cœur de la saison pluvieuse (Août-septembre), les pluies sont très abondantes et de type continu entraînant une baisse bien marquée des températures. Ces températures sont comprises entre 22.9° C en décembre et 31.6° C en mai. L’humidité relative moyenne s’élève à 62.9%. L’élévation des températures, de l’humidité et de la pluviométrie favorisent une altération rapide des roches exposées en surface, et la formation d’un régolithe épais.
Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I : LES CRATERES D’IMPACT TERRESTRES
I.1 Processus de cratérisation
I.1.1 L’onde de choc dans la roche
I.1.2 Contact/compression
I .1.3. Excavation
I.1.4 Modification
I.2 Classification des cratères d’impact
I.2.1 Les cratères simples
I.2.2 Les cratères complexes
I.2.3 Les bassins d’impact
I.3 Critères pétrographiques de reconnaissance d’un cratère d’impact
I.3.1 Les cônes de percussion ou shatter cones
I.3.2 Les brèches d’impact
I.3. 3 Les polymorphes de haute pression
I.3.4 Les PFs et PDFs dans les quartzs choqués
CHAPITRE II : LES POTENTIELS SITES D’IMPACT EN AFRIQUE DE L’OUEST
II.1 Anefis
II. 2 Azenak
II.3 El Mrayer
II.4 Gogui
II. 5 Ouro Ndia
II.6 Temimichat Ghallaman
II.7 Terhazza
II.9 Etat de la recherche des cratères d’impact en Afrique de l’ouest
CHAPITRE III : ETUDE DU POTENTIEL SITE D’IMPACT DE VELINGARA
III.1 Cadre géographique
III.1.1 Localisation de la zone d’étude
III.1.2 Relief, hydrographie et climat
III.1.3 Végétation
III.2 Cadre géologique
III.3 Matériels et méthodologie
III.3.3 Matériels
III.3.2. Approche scientifique et méthodologie
III.4. Résultats et discussion
III.4.1.1 Présentation des résultats
III.4.1.1 Les résultats morphologiques et topographiques
III.4.1.2.1 Les résultats gravimétriques
III.4.1.2.1 Rappels sur la gravimétrie
a. Correction d’altitude
b. Correction du plateau
c. Correction topographique
III.4.2. Discussion
III.4.2.1 Discussion sur la comparaison des données topographiques
III.4.2.2. Discussion sur la comparaison des données gravimétriques
CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
