Contribution à l`étude des couvertures latéritiques du Sénégal

UNIVERSITE CHEIKH ANT A DIOP
FACULTE DES SCIENCES ET TECHNIQUES
DEPARTEMENT DE GEOLOGIE
THESE
Présentée par
CHRISTIAN JULES HERVE BANTSIMBA
(Ingénieur en Sciences de la Terre).
pour obtenir le grade de Docteur-Ingénieur - Mention: géophysique appliquée
CONTRIBUTION A L'ETUDE
DES COUVERTURES
LATERITIQUES DU SENEGAL ORIENTAL PAR IMAGERIES
ELECTRIQUE ET RADAR
Soutenue le
décembre 2001, devant la commission composée
de
MM:
Dia Abdoulaye
Ritz Michel
Parisot Jean-Claude
Niang Magatte Fary K.
Beauvais Anicet
Diome Fary
Diallo Dina Pathé
Président (UC.AD.)
Rapporteur (I.R.D.)
Examinateur (I.R.D.)
Examinateur (UC.AD.)
Examinateur (C.E.R.E.G.E.)
Examinateur (UC.AD.)
Examinateur (UC.AD.)
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RESUME
Les fonnations latéritiques résultant des altérations climatiques anciennes sont très
répandues dans la zone intertropicale où elles masquent souvent les roches saines. En Afrique
de l'Ouest elles sont souvent cuirassées et recouvrent les paléosurfaces d'aplanissement
fonnant l'ossature de la géomorphologie de cette région. La structure de ces couvertures
d'altération reflète souvent l'évolution paléomorphologique des paysages. Cependant, les
études basées sur des puits n'offrent que des observations latéralement discontinues, ce qui
limite la fiabilité des corrélations qui en résultent.
Des images géoélectrique et géoradar, pennettant une observation continue des profils
d'altération en 2-D, ont été acquises dans deux secteurs du Sénégal oriental (Tenkoto et
Kondokho) et dans des contextes géomorphologiques et géologiques différents. Ces
images ont été corrélées avec les profils verticaux observés à partir des puits. Les limites
des principaux horizons d'altération ont été décrites et corrélées avec la morphologie·
actuelle du paysage. L'évolution hydrique des aquifères d'altérites a été suivie à Tenkoto à
partir des images géoélectriques levées à différentes périodes de l'année.
Les résultats montrent un manteau d'altération épais de 20 à plus de 80m selon les
contextes géomorphologique et géologique, et structuré en trois nivaux principaux: induré
(p>IOOOOm), meuble (saprolite) (p<IOOOnm), et plus où moins altérée (p>IOOOnm). Des
aquifères (p<130nm) existent dans la saprolite sous fonne de poches plus ou moins grandes et
présentes toute l'année. Dans les zones de contact entre granite et roches basiques, le manteau
d'altération est plus épais sur les roches basiques, avec des différences de l'ordre de 20m à plus
de 40m. L'épaisseur du cuirassement varie suivant la surface géomorphologique ; à
Tenkoto, elle est inférieure à Sm sur le moyen glacis tandis que sur le haut glacis il atteint
environ l6m, à Kondokho elle ne dépasse pas 3m. Le front d'altération est indépendant de
la topographie actuelle du paysage. Ces résultats suggèrent que le cuirassement de
l'Afrique de l'Ouest résulte aussi bien de l'altération de la roche sous-jacente que de
l'accumulation des matériaux allochtones, l'un ou l'autre de ces deux processus prédomine
selon le contexte géomorphologique. Les imageries géoélectrique et géoradar permettent
une caractérisation géométrique des couvertures latéritiques, suffisamment précise pour
faire des interprétations géomorphologiques.
Mots clés : Couverture d'altération latéritique, cuirassement, imagerie géoélectrique, géoradar,
géomorphologie, contact géologique, aquifères des altérites, Sénégal, Afrique de l'Ouest
2
AVANT-PROPOS
Le travail présenté dans ce mémoire s'inscrit dans le cadre du programme
ressources minérales au Sénégal oriental, mené conjointement par les chercheurs de
l'I.R.D. (UR037) et de l'V.C.AD. (département de géologie et Institut des Sciences de la
Terre). Il a fait l'objet de nombreuses compagnes de terrain qui ont connu la participation
de plusieurs personnes.
Au terme de ce travail je rends grâce à Dieux qui m'a donné la force nécessaire à sa
réalisation. J'exprime ma gratitude et mes remerciements à l'égard de :
Monsieur le professeur Dia Abdoulaye directeur de l'Institut des Sciences de la Terre pour
avoir accepter de parrainer ce travail. Je lui suis aussi reconnaissant pour m'avoir accueilli
à l'Institut des sciences de la Terre où nous avons suivi notre formation d'ingénieur.
Monsieur Ritz Michel directeur de recherche à l'I.R.D. qui a dirigé ce travail sur le terrain
et au laboratoire. Je lui suis profondément reconnaissant pour sa confiance et son soutient.
Monsieur Parisot Jean-Claude directeur de recherche et responsable du programme
ressources minérales au Sénégal oriental, à l'I.R.p. qui ma soutenu et encouragé tous le
long de ce travail; ses remarques et suggestions ont guidé nos interprétations.
Monsieur Beauvais Anicet chercheur au C.E.R.EG.E., de qui nous nous sommes beaucoup
inspiré dans nos interprétations. Je lui exprime ma gratitude pour ses suggestions et pour
avoir accepter de faire partie de mon jury.
Monsieur Magatte F. K. Niang enseignant à l'Institut des Sciences de la Terre qui à guider
nos premiers pas dans la géophysique. Merci pour sa sympathie, sa confiance et ses
conseils.
Monsieur Fary Diome enseignant à l'Institut des Sciences de la Terre pour son attention et
sa gentillesse à mon égard aussi bien au cours de ma formation d'ingénieur à l'I.S.T
qu'au cours de ce travail.
Monsieur Dinna Pathé Diallo pour avoir accepter de faire partie de mon jury. Je lui suis
aussi reconnaissant pour les enseignements qu'il nous a dispensés à l'I.S.T.
3
Monsieur Michel Dukhan est l'un des artisans de ce travail notamment dans la collecte des
données sur le terrain. Je lui exprime une grande reconnaissance.
Je n'oublie pas toutes les autres personnes qui de loin ou de près ont participé à ce travail
parfois dans des conditions difficiles : Louis Mananga, Cédric Gineste, Rutin Safou,
Biram Sow et les manœuvres qui nous ont aidés sur le terrain.
J'associe à ces remerciements tous ceux qui d'une façon ou d'une autre m'ont encouragé
et soutenu: Caroline Coli, Nicole Ritz, Adrien Gozo, Same Diouf, Lamine Ndiaye, Erick
Mabiala. Je n'ai cité que quelques-uns mais je n'oublie pas les autres.
Je rends hommage à mon défunt père et à ma mère qui ont fourni beaucoup d'efforts pour
assurer mon éducation. Je remercie mes frères, sœurs et cousins pour leur affection.
A tous les membres de l'équipe du programme ressources minérales au Sénégaloriental,
je dis une fois de plus merci, merci pour m'avoir accepté parmi vous.
4
LISTE DES FIGURES
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Figure 1-2. Schéma géologique du craton Ouest africain (d'après Bessoles, 1977)
1-)
17
Figure 1-3. Structure géologique de la boutonnière de Kédougou-kiéniéba (d'après
Bassot, 1997)
18
Figure 1-4. Schéma chronologique du modélé et de l'évolution des surfaces
géomorphologiques des hauts bassins du sénégal et de la Gambie (Michel,
1973)
20
Figure 1-5. Géologie, relief et surfaces à vieilles cuirasses en Afrique de l'Ouest
(d'après Michel, 1973). 1- Socle birimien,- 2-Sédiments paléozoïques, 3Sédiments secondaires et tertiaires, 4- Cuirasses parfois bauxitiques, 5Témoins de ces reliefs, 6- Importantes cuesta ou escarpements
21
Figure 1-6. Contexte géologique du granite de Tenkoto (Extrait de la carte géologique
du Sénégal au 1 : 200000)
25
Figure 1-7. Schéma géomorphologique des environs de Tenkoto (Beauvais et al.,
1999) : (A) vue cartographique, (B) coupe topographique selon la direction
AB
17
Figure 2-1. Schéma du principe de mesure de la résistivité électrique: (A) distribution
des lignes de courant (radiales autour des pôles "d'injection ") et des lignes
équipotentielles (perpendiculaires aux lignes de courant) dans le sous-sol,
(B) différence de potentiel mesurée
30
Figure 2-2. Caractéristiques géométriques des configurations couramment utilisées en
prospections électriques
31
Figure 2-3. Processus de construction de la pseudosection sur le terrain par
l'ordinateur (d'après Dahlin, 1995)
32
Figure 2-4. Illustration des concepts de modélisation directe et inverse dans la
tomographie électrique
33
Figure 2-5. Intervalles des valeurs de résistivité des roches courantes (d'après Ward,
1990)
34
Figure 2-6. Les différents modes de distribution de l'argile dans les formations
géologiques (d'après document schlumberger, in Sera, 1979) : (A) lits
d'argile intercalés dans la formation ; (B) grains ou nodules d'argile
similaires aux grains de la matrice; (C) l'argile enduit ou adhère aux grains
de la matrice ou occupe partiellement les pores
36
5
Figure 2-7. Illustration du principe du géoradar. (A) Diagramme schématique du
système radar, (B) trace radar, (C) Acquisition d'un profil géoradar, (D)
profil obtenu
39
Figure 2-8. Schéma de la procédure d'estimation de la vitesse du signal radar par la
technique de CMP
43
Figure 2-9. Schéma d'interprétation du signal radar, montrant les faciès géoradars
selon les caractéristiques lithostratigraphiques des matériaux (d'après
Beeres et Haeni, 1991)
44
Figure 2-10. Schéma du dispositif multi-électrodes Lund imaging system déployé en
surface
45
Figure 2-11. Disposition du dispositif multi-électrodes pour réalisation d'un sondage
croisé entre deux puits ou cross bore holes
47
Figure 2-12. Localisation des profils géophysiques réalisés à Tenkoto par rapport aux
différents
domaines
cuirassés
(Cf
Figure
7
pour
la
légende
géomorphologique)
48
Figure 3-1. Situation des profils géoélectriques levés à Tenkoto avec un espacement
de lOm et du sondage croisé entre les puits TKI-TK2
52
Figure 3-2. (A) Image géoélectrique interpuits TKI et TK2 et (8) corrélations avec les
coupes lithologiques des puits
53
Figure 3-3. Profils géoélectriques Est-Ouest du manteau d'altération de Tenkoto (Pl et
P2)
56
Figure 3-4. Images géoélectriques (P3 et P4) obtenues dans la direction Nord-Sud :
(A) sur le haut glacis (P3) et (B) sur le moyen glacis (P4)
57
Figure 3-5. Organisation des horizons d'altération à travers l'interfluve, issue de
l'interprétation des profils Pl et P2
59
Figure 3-6. Images géoélectriques montrant les fluctuations saisonnières des aquifères
localisés dans la saprolite sous le moyen glacis de Tenkoto
61
Figure 4-1. Situation des profils P5 à P8, du profil géoradar et des puits foncés à
Tenkoto: (A) tracés des profils Pl et P8 ; (8) positions des profils P5 à P7,
du profil radar et des puits
65
Figure 4-2. Profils d'altération observés à partir des puits foncés à Tenkoto. (Parisot et
Diome, communhication personnelle)
67
Figure 4-3. Image géoélectrique P5(3) obtenue avec un espacement de 3m sur le
moyen glacis : (A) Image brute, (B) interprétations et corrélations avec la
coupe du puits TKA
68
6
Figure 4-4. Profil géoélectrique P5 (1 ,5m) du moyen glacis à espacement de 1,5m
69
Figure 4-5. Profil géoélectrique P7 (3) obtenu sur le haut glacis avec un espacement
de 3m : (A) profil brut, (B) interprétations et corrélations avec les coupes
des puits
71
Figure 4-6. Section géoélectrique à espacement interélectrodes de 1,5m sur le haut
glacis
72
Figure 4-7. Images géoélectriques résultants des sondages croisés entre les puits
TKB,TKC et TKC : (A) et (B) images brutes, (C) et (D) corrélations avec
les profils d'altération. Les points noirs indiquent les positions des
électrodes
Figure 4-8. Profil géoélectrique de la pente P6 (3) : (A) profil brut, (B) interprétation
74
75
Figure 4-9. Profil géoradar levé à Tenkoto et délimitation des zones boisées le long de
son tracé
77
Figure 4-10. Section radar 270-450m (moyen glacis) : (A) image brute, (B)
interprétation et corrélation des réflecteurs avec les limites observées à
partir du puits TKA
79
Figure 4-12. Section radar du haut glacis (640-830m) : (A) image brute, (B)
interprétation et corrélations avec les profils observés à partir des puits
80
Figure 4-13. Section radar 460-640m : (A) image brute, (B) interprétation et
corrélations avec le profil observé à partir du puits THF
82
Figure 4-14. Profil géoélectrique P8, obtenu à l'extremité Est du moyen glacis
83
Figure 4-15. Photo montrant le contact entre la cuirasse et le granite à Tenkoto
83
Figure 4-16. Synthèse des resultats de la tomographie électrique et du géoradar.
85
Figure 5-1. Contextes géologiques des sites des profils P9 et PlO : (A) Profil
géoélectrique de Tenkoto P9, (B) Profil géoélectrique de Kondokho PlO
89
Figure 5-2. (A) Image géoélectrique du profil P9 de Tenkoto, (B) interprétations
90
Figure 5-3. (A) Image géoélectrique du profil P10 de Kondokho, (B) interprétations
91
Figure 5-4. Coupe de la tranchée de Kondokho, montrant le contact entre la dolérite et
le granite (d'après Blot, 1980)
92
Figure 6-1. Schéma de la mise en place du profil latéritique du moyen glacis tel que
suggéré par l'interprétation des images géoélectriques et géoradar de la
Figure 40. (1) cuirasse, (2) dépôt détritique plus ou moins fin, (3) matériaux
détritiques grossiers, (4) arène granitique et (5) granite plus ou moins
100
7
Figure 6-2. Coupe géomorphologique de l'interfluve de Tenkoto derivée de la Figure
24 après une expansion de l'echelle verticale 3 fois, montrant les relations
entre les formes de surface et celle de la limite toit du granite : (A) profil
P1, (B) profil profil P2 . (1) horizon induré (p> 800 Om), (2) granite sain et
granite plus ou moins altéré (p>750Qm), entre les deux se trouve la
saprolite (p<8100m). (Beauvais et al, 1999)
Figure 6-3. Modèle d'évolution du paysage de Tenkoto (Beauvais et al., 1999)
101
105
8
LISTE DES TABLEAUX
Tableau 1 : Valeurs de résistivité des roches en fonction du pourcentage d'eau (Telford
etaI., 1990)
Tableau 2 : Permittivité de quelques matériaux géologiques (Telford et al., ] 990)
37
38
Tableau 3 : Constantes diélectriques (K), conductivités (cr), vitesses (V) et
attenuations (a.) de quelques matériaux (Davis et Annan, 1989)
41
Tableau 4 : Relations entre les paramètres radars, la longueur d'onde et la résolution
sensors and softwares, 1996)
42
Tableau 5 : Paramètres utilisés dans l'acquisition et le traitement des pseudosections
46
Tableau 6 : Les paramètres utilisés dans la mise en œuvre du géoradar à Tenkoto
49
Tableau 7 : Résumé des caractéristiques géoélectriques des horizons d'altération
54
Tableau 8 ; Composition chimique moyenne des matériaux de Kondokho (Blot, 1980)
93
Tableau 9. Composition chimique moyenne des matériaux de Tenkoto
94
9
SOMMAIRE
INTRODUCTION
Il
CHAPITRE 1. CADRE DE L'ÉTUDE
14
1.1.
CADRE PHySIQUE
15
1.2.
CADRE GÉOLOGIQUE
16
1.3.
GÉOMORPHOLOGIE RÉGIONALE
19
1.4.
GÉOLOGIE DES PROFILS D'ALTÉRATION LATÉRITIQUE
22
1.5.
CONTEXTES LOCAUX DES SECTEURS ÉTUDIÉS
24
CHAPITRE
2. MÉTHODES UTILISÉES - PRINCIPES ET MISE EN ŒUVRE •••••••••• 28
2.1.
PRÉSENTATION DE LA TOMOGRAPHIE DE RÉSISTIVITÉ ÉLECTRIQUE 2-D
29
2.2.
PRÉSENTATION DU GÉORADAR
37
2.3.
MISE EN ŒUVRE DES MÉTHODES UTIUSÉES SUR LE TERRAIN
45
CHAPITRE
3.
RÉSULTATS DES TOMOGRAPIDES RÉALISÉES À TENKOTO AVEC
UN ESPACEMENT DE tOM ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 51
3.1.
CARACTÉRISATION GÉOÉLECTRIQUE DES HORIZONS D'ALTÉRATION
53
3.2.
LES IMAGES GÉOÉLECTRIQUES Pl, P2, P3 ET P4
54
3.3.
STRUCTURE LITHOLOGIQUE DU MANTEAU ET RELATIONS ENTRE LA SURFACE ET
LE TOIT DU GRANITE
58
3.4.
LES AQUIFÈRES DETECTÉS À TENKOTO DANS LA SAPROUTE
60
3.5.
CONCLUSION
62
CHAPITRE
DES ESPACEMENTS DE
4.1.
4.
RÉSULTATS DES TOMOGRAPIDES RÉALISÉES A TENKOTO AVEC
1,5 À SM ET DU GÉORADAR
64
LES PROFILS D'ALTÉRATION OBSERVÉS À PARTIR DES PUITS FONCÉS À TENKOTO
66
4.2.
LES IMAGES GÉOÉLECTRIQUES OBTENUES SUR LE TRACÉ DU PROFIL Pl
68
4.3.
LE PROFIL RADAR
76
4.4.
L'IMAGE GÉOÉLECTRIQUE P8
82
4.5.
SYNTHÈSE ET COMPARAISON DES RESULTATS DE LA TOMOGRAPHIE ET DU
GEORADAR
84
10
CHAPITRE
5.
RÉSULTATS DES TOMOGRAPIDES RÉALISÉES AU-DESSUS DE
CONTACTS GÉOLOGIQUES À TENKOTO ET À KONOOKHO (P9 ET PlO)
88
5.1.
L'IMAGE OBTENUE À TENKOTO (P9)
5.2.
LE PROFIL D'ALTÉRATION DE KONDOKHO
5.3.
INTERPRÉTATION DES RESULTATS
93
5.4.
CONCLUSION
95
CHAPITRE
6.
90
(PlO)
91
DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS
96
6.1.
APPORTS COMPARÉS DE LA TOMOGRAPHIE ET DU GÉORADAR
97
6.2.
RELATIONS ENTRE LES LIMITES DES PRINCIPAUX HORIZONS D'ALTÉRATION ET LA
98
MORPHOLOGIE ACTUELLE DU PA YSAGE
6.3.
LA PRECISION DES CONTACTS GÉOLOGIQUES MASQUÉS
6.4.
CONCLUSION - MISE EN PLACE ET ÉVOLUTION DES MATÉRIAUX DE TENKOTO 103
6.5.
HYDROGÉOLOGIE DES ALTERITES
102
105
107
CONCLUSIONS GENERALES
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 110
TABLE DES MATIÈRES •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••.•.••••••••••••• 119
ANNEXE
1. PRÉSENTATION DE L'ENSEMBLE DU PROFIL RADAR
122
ANNEXE
2. DESCRIPTION LITHOLOGIQUE DES PUITS À TENKOTO
123
ANNEXE 3. RELEVt PLUvlOMtTRIQUE 1998 -1999
* STATION DE KtDOUGOU .124
11
INTRODUCTION
Les fonnations d'altération latéritique recouvrent de vastes étendues dans la zone
intertropicale. Elles masquent souvent la nature des roches sous-jacentes du fait de
l'homogénéisation résultant des importantes transfonnations géochimiques et physiques
dont elles procèdent. Ces couvertures latéritiques et les paysages où elles existent sont
l'expression d'une longue évolution de plus de 100Ma (Tardy et al., 1988), cumulant les
effets d'alternances climatiques successives (Beauvais, 1999). En effet, sous climats arides
alors que l'altération était faible, l'érosion a transporté les matériaux et a aplani les
paysages ; sous climats tropicaux (saisons contrastées) se sont fonnés les cuirasses
ferrugineuses ; et sous climats équatoriaux, l'altération a développé les épais profils
latéritiques. Il en a résulté une grande dépendance entre les profils et les paysages (Smith et
al., 2000) et une imbrication des différents types d'altération dans les profils latéritiques.
Ces profils peuvent se développer aussi bien aux dépens de roches sous-jacentes qu'aux
dépens de sédiments continentaux d'épaisseur variable (alluvions, colluvions, nappes de
gravats) recouvrant le substratum (Michel,1973, 1976; Grandin, 1973 ; Butt et al., 2000).
La connaissance des processus de la mise en place et de l'évolution des matériaux
latéritiques, et de l'organisation géométrique des horizons qui en résultent est importante
dans l'évaluation du potentiel minier d'une région (Palacky et Kadekaru, 1979 ; Butt et al..
2000 ; Smith et al., 2000). En effet, les altérites masquent bien souvent l'image en surface
des roches mères et sont également susceptibles de contenir des concentrations minérales
exploitables. En Afrique les fonnations latéritiques ont souvent été étudiées sur la base des
observations géologiques et géochimiques faites à partir de puits (Michel, 1973 ; Grandin,
1973 ; Wackermann, 1975 ; Leprun, 1979 ; Blot, 1980). Il en résulte des observations
discontinues peu fiables pour des corrélations sur de grandes distances, entre les limites des
horizons d'altération et la surface actuelle. En effet, les variations latérales de faciès sont
fréquentes dans les milieux latéritiques (Delaitres, 1993 ; Smith et al., 2000). En Afrique
de l'Ouest, s'agissant de la mise en place des matériaux et de leur cuirassement, ces
observations ont conduit à deux interprétations opposées: dans la première le cuirassement
est attribué à l'érosion et la redistribution de matériaux et du fer des profils antérieurs
(Michel, 1973 ; Grandin 1973), dans la seconde il est attribué à une différenciation in situ,
des matériaux et du fer (Leprun, 1979 ; Blot et al., 1976).
12
Les relations entre la surface topographique actuelle et les limites des différents
niveaux d'altération ainsi que les variations géométriques de ces niveaux selon la nature
des roches sous-jacentes peuvent renseigner sur la mise en place des matériaux d'altération
et l'évolution des paysages. Des techniques d'imagerie géophysique développées
récemment, tomographie de résistivité électrique et géoradar, permettent d'acquérir
rapidement des images géophysiques continues du sous-sol en deux dimensions (2D). Elles
sont couramment utilisées entre autres en hydrogéologie (Van Overmeeren, 1994, 1997,
1998 ; Tronicke et al., 1999), en géotechnique (Holub et Dumitrescu, 1994) et en
stratigraphique (Dagalier et al., 2000). Récemment Ritz et al. (1999a et b) ont montré que
ces techniques pouvaient être adaptées à l'analyse de la structure des profils latéritiques.
Dans ce travail, on se propose d'acquérir à partir de la tomographie de résistivité
électrique et du géoradar, des images géophysiques des profils latéritiques développés aux
dépens
de
roches
de
natures
différentes,
dans
des
contextes
géologiques
et
géomorphologiques différents. Puis de les coupler aux observations géomorphologiques,
afin de décrire la géométrie des horizons d'altération et leurs relations éventuelles avec la
surface topographique actuelle et la nature des roches sous-jacentes. Les résultats des deux
méthodes géophysiques seront comparés entre elles. Les objectifs de ce travail sont de
caractériser la
géométrie
des
horizons
d'altération
en
fonction
des
contextes
géomorphologiques et géologiques et de caractériser les contacts géologiques masqués par
le cuirassement afin d'apporter des éléments contribuant à la compréhension des modalités
de la mise en place des couvertures d'altération, et de la morphogenèse des paysages
latéritques de l'Afrique de l'Ouest.
Ayant travaillé en équipe pluridisciplinaire, nous avons bénéficié des descriptions
lithologiques des puits effectuées par les autres membres de l'équipe pour caler les images
géophysiques à la lithostratigraphie du milieu.
Cadre de J'étude
Les travaux ont été réalisés dans les secteurs de Tenkoto et de Kondokho situés
dans la zone birimienne du Sénégal oriental. Ce Birimien qui affleure dans la boutonnière
de Kedougou-Kéniéba, est l'objet d'importants programmes de recherche minière,
notamment pour l'or. D'importants gisements ont été découverts récemment dans la partie
malienne de cette boutonnière. Le secteur de Tenkoto est depuis longtemps l'objet d'un
13
orpaillage intense ct récemment il a fait l'objet d'une prospection minière par une
compagnie internationale (ANMERCOSA). A Tenkoto deux surfaces géomorphologiques
cuirassées, haut glacis et moyen glacis (Michel, 1973), s'étageant dans le paysage offrant la
possibilité d'une observation continue du profil latéritique d'une surface à l'autre; ce qui en
fait un secteur idéal pour analyser la structure géométrique des profils d'altération en
fonction de la géomorphologie. Au Nord-Est de ce secteur un contact géologique masqué
par le cuirassement a été supposé par Michel (1973). A Kondokho un filon de dolérite
intrudant le granite avait été repéré par Blot et al. (1976). Ainsi, ces deux secteurs
présentent aussi des conditions idéales à l'analyse de la structure des profils d'altération en
fonction de la nature du substratum ; et pennettent aussi d'évaluer les potentialités des
méthodes d'imagerie géophysique dans la précision de contacts géologiques masqués.
Plan du mémoire
Le chapitre 1 présente succinctement le cadre général de l'étude et quelques rappels
sur les notions d'altération latéritique, suivit par les caractéristiques géologiques,
géomorphologiques et altérologiques spécifiques aux secteurs étudies. Le chapitre 2
présente les principes des méthodes géophysiques utilisées et leur mise en œUVTe sur le
terrain. Les chapitres 3 à 5 sont consacrés à la présentation et à l'interprétation des
résultats, qui sont ensuite discutés au chapitre 6.
14
CHAPITRE 1.
CADRE DE L'ETUDE
15
1.1.
CADRE PHYSIQUE
La région du Sénégal oriental est située entre 12° et 14° de latitude Nord et entre
13° et Il ° de longitude Est (Figure 1-1) ; elle est limitée au Sud par la frontière Sénégaloguinéenne et le fleuve Gambie, et à l'Est par le fleuve Falémé.
60 km
-
.,
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15"
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Dakar
14"
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Figure 1-1. Situation géographique de la région étudiée.
1.1.1. Relief et hydrographie
Le relief du Sénégal oriental est composé de collines aux sommets souvent
convexes, de surfaces aplanies correspondant souvent à des anciens glacis couverts de
cuirasse latéritique, et de vallées alluviales. Les surfaces aplanies sont souvent séparées des
collines par des dépressions périphériques (Michel, 1973).
C'est un relief monotone et peu élevé; l'altitude moyenne ne dépasse pas 150m,
bien que quelques petits massifs culminent entre 350m et 450m. Les principales hauteurs
sont: les collines bassaris qui se dressent des contreforts du Fouta Djalon (en Guinée),
jusqu'au Niokolo-koba, les massifs de roches vertes de Mako et Bransan et les dolérites de
16
Baraboyé et Ndébou (Camus et Debuisson, ]964). Les hauts reliefs du Fouta Djalon
culminent jusqu'à 153Sm (Mont Loura en Guinée). Le plateau Mandingue qui jalonne la
région à l'Est, s'élève jusqu'à SOOm (au Mali).
Le réseau hydrographique dépend de trois cours d'eau pérennes, le Sénégal, la
Falémé et la Gambie vers lesquels coulent les petits cours d'eau temporaires. La Falémé et
la Gambie prennent leur source dans le Fouta Djalon. Les cartes structurales interprétatives
des images de télédétection des secteurs de Tenkoto et Falémé (Ndoye, 1999) montre que
ce réseau hydrographique est très dense et hiérarchisé notamment dans la partie Sud.
1.1.2. Le climat et la végétation
Le Sénégal oriental est une zone de climat tropical de type sahélo-soudanien. C'est
un climat à deux saisons contrastées: la saison des pluies allant de mai à d'octobre, et la
saison sèche qui occupe le reste de l'année. Le caractère soudanien est de plus en plus
marqué du Nord vers le Sud. Les pluies sont des averses violentes de courte durée. La
hauteur moyenne des pluies est de 500mm à Bakel (au Nord) et de IIOOmm à Kédougou
(au Sud) (Ndione, 1995). La température varie entre 23°C et 32°C pendant la saison des
pluies. Elle atteint des maxima de 42°C pendant la saison sèche entre Mars et Avril.
La végétation est de type savane boisée parsemée de buissons. Le tapis herbacé est
constitué de graminées et de cypéracées. La végétation est plus dense dans le Sud où elle
est constituée de buissons et forêts galeries, dominés par les râniers et les bambous.
1.2.
CADRE GEOLOGIQUE
Le substratum du Sénégal oriental fait partie des formations birimiennes
(paléoprotérozoïques du Craton Ouest africain) (Bessoles, 1977) (Figure 1-2). Cette étude
étant essentiellement axée sur les couvertures latéritiques, nous ne ferons qu'une
présentation succincte de la géologie régionale.
1.2.1. Le craton ouest africain
Le craton ouest africain (Figure 1-2) est limité au Nord, par l'anti-Atlas, à l'Ouest
par la zone mobile panafricaine (Mauritanides-Rockellides) et à l'Est, par les bassins de la
Volta et de Taoudéni (Bessoles, 1977). Son socle ameure dans la dorsale Reguibat, la
dorsale de Man et les boutonnières de Kédougou-kiéniéba et Kayes. Il est constitué par
17
l'archéen, structuré par les cycles orogéniques leonien et liberien entre 2,9 et 2,5 Ga
(Vachette et al., 1973) et le Birimien, structuré par les cycles burkinien et éburnéen entre
2,19 et 2,14 Ga (Boher et al., 1992 ; Feybesse et al., 1989; Dia et al., 1997 ; Abouchami et
al., 1990).
Dakar
Roke/ides
SOOKm
Figure 1-2. Schéma géologique du craton Ouest africain (d'après Bessoles, 1977).
1.2.2. La boutonnière de Kédougou-kiéniéba
Le Birimien de la boutonnière de Kédougou-kiéniéba affleure au travers de la
couverture sédimentaire du paléozoïque et du Néoprotérozoïque (bassin de Taoudéni)
(Figure 1-2) ; il est l'objet de plusieurs études (Bassot, 1966, 1997, missions sénégalosovietiques, 1971-1972; Milésie etaI., 1989; Ngom, 1995, Ndiaye etaI., 1997; Dia, 1988
; Abouchami et al., 1990; Dia et al., 1997 ).
18
Depuis les travaux de Bassot (1966, 1997), ce Birimien est subdivisé en séries
regroupées en deux entités (Figure 1-3) : une entité inférieure à dominante volcanique
(supergroupe Mako) et une entité supérieure à dominante sédimentaire (supergroupe de
Dialé-daléma).
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aléma, 4 su er rou e de Mako, 5 Granitoïde (Paléo rotérozoï ue).
1
Figure 1-3. Structure géologique de la boutonnière de Kédougou-kiéniéba (d'après Bassoi,
1997)
19
1.2.2.1. Le supergroupe de Mako
Le supergroupe de
Mako est composé de roches vertes (métagabbros,
métadolérites, métaandésites, métarhyolites) interstratifiées avec des volcano-sédiments
(agglomérats de roches volcaniques et de tufs andésitiques) et des métasédiments
(grauwackes, pélites). Ces formations reposent sur un complexe protérozoïque composé
d'orthoamphibolites, de gneiss et de diorites datés de 2190+/-20Ma (Dia et al., 1997). Elles
sont recoupées par de nombreux filons de quartz, souvent minéralisés notamment en or
(Tagini, 1959, Giraudon, 1961 ; Sylla et Ngom, 1997), par le batholite granitique de
Kakadian et par un essaim NE-SW de petits massifs post tectoniques: ladièné-Ibel, Badon,
Tenkoto,
Sambarabougou,
Dioudioukondo,
Bandafassi.
Ces
petits
massifs
sont
essentiellement représentés par des granodiorites à biotite et amphibole (Tagini, 1959). Des
formations sédimentaires apparaissent à l'Est de ce supergroupe.
1.2.2.2. Le supergroupe du Dialé-Daléma
Le supergroupe de Dialé-Daléma est un ensemble à dominante sédimentaire formé
d'une séquence détritique qui est composée d'une alternance de grès, grauwackes, schistes
et pélites avec des épisodes carbonatés à la base, du complexe plutonique de DalémaBoboti et de plutons granitiques coalescents (Saraya, Banlangouma, Moussala, Boboti)
formant le batholite granitique syntectonique de Saraya.
1.3.
GEOMORPHOLOGIE REGIONALE
Le modelé de l'Afrique de l'Ouest en général et celui du Sénégal oriental en
particulier, est largement tributaire des surfaces aplanies et cuirassées d'apparence
structurale, dominées par des reliefs résiduels, et entaillées par les cours d'eau. En efTet, les
études géomorphologiques menées en Afrique de l'Ouest font état de plusieurs surfaces
d'aplanissement situées à des altitudes différentes (Michel, 1973 ; Grandin, 1973 ; Vogt,
1959). Michel (1973) propose une chronologie relative entre ces surfaces ; il distingue
(Figure 1-4) : trois surfaces anté-quaternaires ou vielles surfaces (surfaces alumineuses)
datées respectivement du Jurassique moyen, du Crétacé et de l'Eocène inférieur, une
surface intermédiaire (surface alumino-ferrugineuse) datée du Pliocène, trois surfaces
ferrugineuses (ou glacis) datées du quaternaire. Vogt (1959) défini le relief intermédiaire
comme l'ensemble des formations cuirassées de versant.
20
Ce schéma est également paléomorphoclimatique puisque le façonnement et le
cuirassement de ces surfaces sont attribués aux alternances climatiques qui ont eu lieu dans
les régions tropicales depuis plus de 100 millions d'années (Tardy et al., 1988).
L'aplanissement est rapporté à des phases semi-arides et l'altération et le cuirassement à des
phases plus humides. Lors des climats équatoriaux l'altération, plus intense que l'érosion,
développe de puissants manteaux d'altération. Les climats tropicaux, à saisons contrastées
favorisent le cuirassement ferrugineux qui protège les surfaces aplanies.
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l'évolution des
surfaces
géomorphologiques des hauts bassins du sénégal et de la Gambie (Michel, 1973).
1.3.1. Les vieilles surfaces
Les vieilles surfaces d'aplanissement ont des rebords escarpés et sont séparées
entre elles par des dénivelés de 200m à 300m. Elles sont fortement entaillées par l'érosion.
Leurs témoins sont signalés dans le Fouta Djalon et le plateau Mandingue (Figure 1-5).
La première surface d'aplanissement ou surface de Labé n'est plus représentée que
par quelques lambeaux perchés sur les hauts reliefs du Fouta Djalon central. La plupart de
ses bowé se situent entre 1150 m et 1200 m d'altitude; les plus nombreux et les plus
étendus, se trouvent sur le plateau de Labé.
La deuxième surface d'aplanissement ou surface de Dongol Sigon est encore bien
conservée dans la région de Dongol Sigon (Sud-Est du Mali), elle couvre encore de vastes
21
étendus dans le Fouta Djalon. A la différence de la première, elle occupe encore une large
place dans les reliefs des hauts bassins du Sénégal et de la Gambie. Ses bowé se trouvent
généralement à une altitude de 850m à 950m.
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Figure 1-5. Géologie, relief et surfaces à vieilles cuirasses en Afrique de l'Ouest (d'après
Michel, 1973). 1- Socle birirnien,- 2-Sédiments paléozoïques, 3- Sédiments secondaires
e~
tertiaires, 4- Cuirasses parfois bauxitiques, 5- Témoins de ces reliefs, 6- Importantes cuesta
ou escarpements.
La troisième surface d'aplanissement ou surface du Fantofa s'étale en contrebas
des témoins de la surface de Dongol Sigon. Elle est bien conservée dans les contreforts du
Fouta Djalon et sur les hauteurs du plateau Mandingue méridional. Les bowé de cette
surface s'étendent entre 550m et 650m. La surface intermédiaire, alumino-ferrugineuse,
relie les vieilles surfaces au système de glacis.
23
Beauvais et Colin, 1993) : la roche mère plus ou moins altérée ou saprolite grossière, la
saprolite, l'argile tachetée (ou mottled zone), la carapace et la cuirasse parfois recouverte
par une mince couche gravillonnaire résultant de la dégradation des cuirasses (Leprun,
1979; Blot, 1980, Beauvais et Tardy, 1991).
La roche mère plus ou moins altérée (saprolite grossière) correspond à la zone où la
roche est profondément fissurée et moins de 20% des minéraux primaires sont altérés (Butt
et al., 2000). La saprolite est caractérisé par la destruction de la majorité des minéraux
primaires à l'exception du quartz. Dans cet horizon, la plupart des minéraux néoformés
occupent encore les contours des minéraux primaires et les structures de la roche mère sont
conservés, ce qui lui confère aussi la désignation d'isaltérite (Delvigne, 1998). La
transitions entre la Saprolite et les argiles tachetées est généralement progressives. Les
argiles tachetées (mottled zone) sont caractérisées par la concentration des oxydes et
hydroxydes de fer formant des taches brunes, les structures de .la roche mère disparaissent,
ainsi cet horizon est aussi appelé allotérite. Les argiles tachetées sont toujours présentes
dans les granites ; eUes sont aussi présentes sur les roches basiques (Beauvais et Tardy,
1991) mais absentes sur les roches ultrabasiques (Lepron, 1979). Entre les argiles tachetées
et l'horizon induré sus-jacent se trouve parfois un horizon à nodulaire meuble mince dans
les profils issus des granites mais pouvant avoir plusieurs mètres d'épaisseur dans les
profils issus des roches basiques (Blot, 1980; Beauvais et Tardy, 1991)..
Les profils latéritiques se caractérisent par la prédominance de la silice,
l'aluminium et le fer, contenus dans le quartz relictuel et les minéraux néofonnés : la
kaolinite, la goethite et plus accessoirement l'hématite. Cette simplification minéralogique
et géochimique, se produit dès l'horizon à sapro1ite. Le matériel formant l'horizon induré
sommitale des profils latéritques peut être issus aussi bien de l'altération de la roche sousjacente (accumulation relative) que de l'érosion du milieu environnant (accumulation
absolue). Dans le premier cas on parle d'autochtonie et dans le deuxième d'allochtonie. En
Afrique, la contribution relative de ces deux mécanismes dans la mis en places des
matériaux latéritiques divise les auteurs. D'un côté les partisans de l'allochtonie, souvent
des géomorphologues (Michel, 1976, 1973, Grandin, 1973) et de l'autre les partisans de
l'autochtonie, souvent des petrogéochimistes (Zeegers et Lepron, 1979 ; Pion, 1979; Blot
et al.,1976). Michel (1973) étudiant la géomorphologie des bassins du Sénégal et de la
Gambie, conclut à une accumulation absolue (allochtonie) des matériaux: et du fer des
24
cuirasses qui recouvrent les glacis ; Grandin (1973)
pense que le fer qui participe à
l'induration des matériaux peut être apporté par les débris d'anciennes cuirasses sous forme
de colluvions constituant le matériel de nouvelles cuirasses. Zeegers et Leprun (1979)
affinnent que le cuirassement des régions sèches d'Afrique de l'Ouest, s'est développée in
situ à partir de l'altération de la roche saine sous-jacente (autochtonie). Blot et al. (1976) et
Pion (1979) étudiant l'altération des dykes basiques dans le massif granitique de Saraya
pour le premier, et celle des massifs cristallins basiques en Haute volta pour le second,
concluent aussi à une prépondérance de la lithodépendance. Riou (1978) pense que
l'allochtonie est plus souvent affinnée que démontrée. Récemment Beauvais (1999) à tenté
de réconcilier les points de vue allochtone et autochtone en montrant sur la base des
analyses géochimiques et minéralogiques que les deux processus pouvait coexister dans un
profil.
1.5. .
CONTEXTES LOCAUX DES SECTEURS ETUDIES
Les images géophysiques présentés dans ce mémoire ont été obtenues dans les
secteurs de Tenkoto et Kondokho, situés au Sénégal oriental dans le département de
Kédougou. Kédougou se trouve à environs 800km à l'Est de Dakar; on y accède par la
route nationale N°7.
1.5.1.
Le secteur de Tenkoto
Le secteur de Tenkoto est centré sur un village d'orpailleurs de même nom, situé à
environ 45km au Nord de Kédougou.
Géologiquement, il est caractérisé (Figure 1-6) par une intrusion de granite posttectonique dans les roches basiques de la série de Mako représenté localement par des
gabbros et des tufs andésitiques. C'est une granodiorite à biotite et amphibole, avec des
enclaves basiques et des veines d'aplite. Il est associé à un cortège filonien acide à
intennédiaire (Seck, 1999) comprenant des filons de quartz à minéralisations de type BPGC
(Blend-Pyrite-Galène-Chalcopyrite) et Mo-Cu (Molybdène-Cuivre) (Tagini 1959) dans
lesquels, ont été signalé des traces d'or (Tagini, 1959 et Giraudon, 1961). Dans la partie
Nord-Ouest Niang (1995) a observé à partir d'un profil magnétique de direction N310,
deux corps paramagnétiques verticaux et profonds qu'il pense correspondre à des
pegmatites ou aux filons de quartz minéralisés.
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Figure 1-6. Contexte géologique du granite de Tenkoto (Extrait de la carte géologique du
Sénégal au 1 : 200000).
Le massif est circulaire avec un diamètre d'environ 5km, toutefois le champ filonien
s'étend sur environ 23 km2 (Tagini, 1959). Ndoye (1999) vient de réalisé une carte
structurale contenant le secteur de Tenkoto à partir des images de télédétection. Le granite
de Tenkoto est masqué par une couverture latéritique épaisse et n'affleure qu'en quelques
rares endroits notamment dans les talwegs. Cette couverture a été récemment l'objet de
plusieurs études géophysiques et géochimique et de télédétection (Ritz et al., 1999 ;
Bantsimba, 1999 ; Managna, 2000 ; Safou, 2001).
26
Du point de vu géomorphologique, le paysage est composé (Figure 1-7) d'une
ceinture de collines de roches vertes qui culminent entre 255 et 285m et qui dominent des
surfaces aplanies et cuirassées recouvrant le granite. Il s'agit du moyen glacis et d'un
lambeau du haut glacis s'étageant dans le paysage à des altitudes respectives de 175 à
295m et 200 à 215m (Michel, 1973) ; ces deux surfaces se raccordent par des pentes
douces parfois relativement escarpées (Figure 1-7B) et souvent couvertes d'éboulis. Une
dépression périphérique sépare le domaine des glacis de la ceinture de collines de roches
vertes (Figure 1-7B). L'une de ces collines, situé au Nord-Ouest de Tenkoto (point coté 283
sur la Figure 1-7), porte encore une relique d'une cuirasse que Michel (1973) attribut à la
surface intermédiaire. Les glacis sont inclinés vers les marigots avec des pentes inférieures
à 5°. Les talwegs sont souvent larges et peu encaissés; les interfluves atteignent et parfois
dépassent 1 à 2 Km de long.
1.5.2. Le secteur de Kondokho
Kondokho est situé sur le granite syntectonique de Saraya, à 20km au Nord du
village Saraya. Ce massif de granite est traversé par des dykes de roches basiques (Gabbros
et dolérites) mises en place par des mouvements tectoniques post-birimiens. Dans la zone
de Saraya, le granite est leucocrate (Bassot, 1966). Le paysage est caractérisé par un relief
peu accentué et par de vastes étendues aplanies couvertes d'une cuirasse ferrugineuse peu
épaisse. Leurs pentes sont faibles (1 à 2°).
A Kondokho la cuirasse est recouverte par un sol sablo-argileux. Ce secteur a été
précédemment étudié par Blot et al. (1976) et Blot (1980) par puits et tranchée. Une
tranchée de coordonnées N 12°55.440 et W11°44.02l, leur a permis de repérer un dyke de
dolérite dans le granite. Les résultats ont montré une filiation verticale entre le substratum
et les altérites ; leur épaisseur ainsi que celle de l'horizon ferrugineux sont plus importantes
au-dessus de la dolérite. Mais le contact n'est visible ni en surface, ni au sien de l'horizon
ferrugineux.
27
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Figure ]-7. Schéma géomorphologique des environs de Tenkoto (Beauvais et al., 1999) :
(A) vue cartographique, (B) coupe topographique selon la direction AB.
28
CHAPITRE 2.
METHODES UTILISEES - PRINCIPES ET MISE EN
ŒUVRE
29
Deux méthodes géophysiques, la tomographie de résistivité électrique 2-D et le
géoradar, ont été utilisées dans cette étude pour acquérir des images géophysiques des
profils latéritiques. Ces images ont été corrélées avec les profils d'altération observés
directement à partir de puits et tranchée situés à leur proximité.
2.1.
PRESENTATION DE LA TOMOGRAPHIE DE RESISTIVITE ELECTRIQUE
2-D
La tomographie de résistivité électrique ou imagerie électrique, est une méthode de
prospection électrique en courant continu permettant d'obtenir, à partir des mesures
réalisées en surface, des images géoélectriques verticales du milieu prospecté. L'analyse de
la distribution de la résistivité électrique sur ces images permet de déduire la structure
géologique de ce milieu.
2.1.1. Notions de résistivité électrique
La résistivité électrique (p), inverse de la conductivité électrique (0), d'un matériau
est la mesure de son aptitude à s'opposer au passage d'un courant électrique. La circulation
du courant dans un milieu est régie par la loi d'Ohm (Telford et al., 1990)
J=oE,
dans laquelle J est la densité du courant,
0
(1)
(l/p), la conductivité du milieu et E le champ
électrique. Dans la prospection électrique, on détermine la résistivité électrique d'un milieu
à partir de la mesure du potentiel V créé par le champ E induit par la circulation d'un
courant. Les relations entre ces paramètres sont exprimées par les équations suivantes:
E = -\/v
d'où
p =
_.!. \/V.
(2)
J
Généralement on utilise un quadripôle CI-C2-PI-P2 (Figure 2-1). On "injecte" un courant
d'intensité 1 connue dans le sous-sol, par l'intermédiaire des électrodes Clet C 2 (dites
électrodes de courant), et on mesure la différence de potentiel tiV qui en résulte (Figure
2-lB), par l'intermédiaire des électrodes Pl et P2 (dites électrodes de potentiel). Le rapport
entre la tension mesurée (ti V) et le courant "injecté" (1), multiplié par un facteur
géométrique (K), donne la valeur de la résistivité électrique (p) du sous-sol (Telford et al.,
1990; Ward, 1990; Dahlin, 1995) :
p = K. tiIV
où
K
=
2.n.
(1 __1 __1 + 1..)-1.
rI
r2
r3
f4
(3)
30
p, I1V, J, et r sont respectivement exprimés en n.m, mV, mA, et m,
7t =
3,14. K est un
facteur de normalisation qui dépend de la configuration du quadripôle de mesure c'est-àdire des positions relatives des électrodes C 1,C2,P 1 et P2.
(A)
Lignes équipotentielles
C1
P1
Lignes
P2
(B)
11V
=potentiel mesuré
Figure 2-1. Schéma du principe de mesure de la résistivité électrique: (A) distribution des
lignes de courant (radiales autour des pôles "d'injection ") et des lignes équipotentielles
(perpendiculaires aux lignes de courant) dans le sous-sol, (B) différence de potentiel
mesurée.
La Figure 2-2 présente les configurations les plus utilisées ainsi que leurs facteurs
géométriques respectifs. De cette configuration et de la structure géoélectrique du milieu,
dépend la profondeur d'investigation, c'est-à-dire la profondeur maximale à la laquelle, un
objet continu de produire un effet mesurable en surface (Ward, 1990). Pour les
configurations simples (par exemple Wenner et Schlumberger) et pour un terrain donné
plus la distance C1C2 est importante, plus la profondeur d'investigation est grande (Astier,
1971). Pour un terrain hétérogène, la valeur ainsi calculée est une résistivité apparente (pa)
31
qui correspond à la résistivité vraie d'un terrain homogène et isotrope, qui aurait la même
résistance (VIl) que ce terrain pour une même configuration d'électrodes (Astier, 1971 ;
Habbeljam, 1979).
Wenner
Pole - dipole
a
P1
a P2 a
C2
I.. . .--..,~I...·--·~ l.. . ,.....-.-....~~,I
C1
..
00 .... - - -
=2n:
Wenner - schclumberger
Pole - Pole
na
K
P1 a P2
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na
C2
-1
C1
00 . . . -
P2
~-...------c:~-·I-.-+I
K
0;;
P1
na
2ft a
K
C1
C1
C2
P1
_ .._ ... _~
a
n (n+1)3
P2
1••_ _+-1_1 ... - - -
C2
_00
=
K 271: a
n (n+1)a
Dipole - Dipole
C1
C2
Pl
P2
~_
.._ _n_a_ _....._I~1
K
=
lt
K = facteur géometrique
a = distance entre électrodes
n (n+1 )(n+2)a
Figure 2-2. Caractéristiques géométriques des configurations couramment utilisées en
prospections électriques.
Pendant longtemps, les méthodes de sondage et de profilage électrique ont été
utilisées dans les prospections électriques. Dans le sondage électrique, on écarte les
électrodes successivement de part et d'autre du milieu du quadripôle qui reste fixé au point
de mesure; on obtient un profil vertical de résistivité au point de mesure. Dans le profilage
électrique on conserve les distances entre les électrodes pendant que l'ensemble du
quadripôle est déplacé en surface de station en station; on obtient un profil latéral de la
variation de résistivité. L'interprétation de ces profils se fait en supposant que le sous-sol
n'est constitué que de couches horizontales (Astier, 1971). Ce qui impliquerait une
variation exclusivement verticale de la résistivité.
Dans les milieux à géologie complexes où la résistivité vane rapidement
verticalement et latéralement ces méthodes peuvent conduire à des résultats erronés. Le
besoin d'avoir des méthodes tenant compte des variations verticales et horizontales a
conduit au développement des méthodes de tomographie (Griffiths et Barker, 1993).
32
2.1.2. Principe de la tomographie électrique 2-D
La tomographie électrique 2-D est une combinaison des techniques de sondage et
de profilage électrique. Son principe est basé sur l'utilisation d'un dispositif multiélectrodes constitué d'un sélecteur d'électrodes et de câbles multicanaux permettant de
connecter une série d'électrodes implantées sur le sol, à un résistivimètre. Ce dernier étant
connecté à un micro-ordinateur (Figure 2-3).
Ce dispositif permet d'effectuer automatiquement plusieurs centaines de mesures
indépendantes les unes des autres (Griffiths et Barker, 1993). Les données sont
généralement présentées sous forme de pseudosection, obtenue en plaçant chaque valeur de
résistivité apparente mesurée sur une section, en dessous du milieu du quadripôle CI-C2P1-P2 et à une profondeur égale à une fraction de distance C1-C2 (Figure 2-3) ; cette
fraction de distance C1C2 est appelée pseudoprofondeur.
Stalion 3
Cl
1
Pl
3a
P2
la
1
1
A
38
lllptop
Computer
C2
1
S tilt ion 2
!
Cl 28 ~1 28 P2 28 C2
1
1
Station
1
""
1
1
1•
2 •
J •
41
•
pOiliti"" du point!! d~ 1'M1lI'e
5 •
!U'
G•
Sequence of mellsuremen1s 10 build up
Il
fa p!/e.lJdasectiiJft
pseudosection
Figure 2-3. Processus de construction de la pseudosection sur le terrain par l'ordinateur
(d'après Dahlin, 1995).
Les pseudoprofondeurs les plus proches des profondeurs réelles sont obtenues avec
la moitié de la distance C1-C2 (Edward, 1977). La délimitation des couches de même
résistivité apparente permet dans certains cas, d'obtenir une pseudosection donnant une
image approximative de la distribution réelle des résistivités vraies dans le milieu.
Toutefois, dans la majorité des cas une modélisation par inversion est nécessaire.
33
La procédure de construction de la pseudosection est illustrée dans la Figure 2-3
(ci-dessus) pour le cas d'une configuration Wenner. Au début Cl est à la première
électrode, les électrodes sont espacées d'une distance "a" et la mesure est placée au point 1
situé à la verticale du milieu de Pl P2, à la pseudoprofondeur Cl C212. Puis l'espacement
est doublé (2a) et la mesure est placée au point 2. Ainsi de suite jusqu'à atteindre
l'espacement maximal (point 6). Ensuite Cl passe à la deuxième électrode et le processus
recommence. L'augmentation de la distance CIC2 donne accès à des profondeurs de plus
en plus élevées. Ainsi se construit automatiquement la pseudosection au fur et à mesure
qu'on effectue les mesures. Cette acquisition est gérée par un logiciel qui commande la
sélection des électrodes et les mesures; elle correspond à une modélisation directe (Figure
2-4) de la structure géoélectrique du milieu prospecté.
Le processus de traitement qui permet de retrouver la structure géoélectrique du
terrain qui donne par modélisation directe, la pseudosection observée est appelée inversion
(Figure 2-4).
Modélisation inverse
Figure 2-4. lllustration des concepts de modélisation directe et inverse dans la tomographie
électrique.
L'inversion est un traitement itératif automatique mis en œuvre par des logiciels
spécifiques. Ces logiciels utilisent pour la plupart les techniques des éléments finies ou des
moindres carrés (Olayinka et Yaramanchi, 2000 ; Loke et Barker, 1996) pour générer à
chaque itération, une pseudosection (modélisation directe) qu'ils comparent avec celle
observée sur le terrain et ajustent le modèle de sorte à minimiser la différence entre les
deux pseudosections. Cette séquence est répétée jusqu'à obtention d'une pseudosection
calculée la plus proche possible de celle observée. Toutefois, en pratique une petite
différence dite "modèle résiduel" et notée RMS, subsiste entre les deux pseudosections
34
(calculée et observée). Elle est d'autant plus grande que le modèle réel à une forte tendance
3D et/où que le "bruit" est important. L'interprétation des images géoélectriques obtenues
suppose une bonne connaissance des significations possibles des variations de la résistivité
électrique (p) dans le milieu.
2.1.3. Les facteurs qui déterminent la résistivité électrique du sous-sol
Dans la partie superficielle du sous-sol, le courant électrique circule principalement
sous forme électronique et électrolytique. En dehors des concentrations métalliques
responsables de la circulation électronique, la matrice minérale des roches est infiniment
résistante et le courant ne circule que par déplacement ionique à travers l'eau contenue dans
les pores (conduction électrolytique normale) et à la surface des minéraux argileux
(conduction électrolytique superficielle) (Telford et al., 1990 ; Ward, ]990). La résistivité
d'une roche dépend donc de sa teneur en eau, de la résistivité de cette eau et de la
proportion d'argile dans la roche.
La Figure 2-5 montre la résistivité électrique de quelques matériaux du sous-sol.
(Ohm.m)
10- 1
1
10 2
10
105
t"li)i~'!" ))Sçhjâfesr,grapffij'fepXt""""'h\'.ii:ii"
:
: '~Y'Y*~\1~g\'~{~~~f~~~&tMJ:/~~
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,;~iW~V~lç@'~~,~~;~~W.{fM~~~;?i.. ;:é~fj,{@",{'{~{"
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•
•
•
1
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,
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: Mf~~R~~M~~1t~{~J:T~tJMN?';lS'Himer$"iM::1#r~~.~1
1
1
Figure 2-5. Intervalles des valeurs de résistivité des roches courantes (d'après Ward, 1990).
Les roches magmatiques et les roches métamorphiques ont une résistivité très
élevées ; leur porosité est généralement faible. Ainsi leur résistivité dépend beaucoup de
l'importance de la porosité secondaire (fracturation) et de son degré de remplissage en eau
; elle peut varier de moins de 100nm à plus de 1 Millions
nm. A titre d'exemple, celle du
35
granite varie entre moins de 1000nm à plus de 1000000m et celle du basalte de 500nm à
plus de 100000nm (Figure 2-5) selon le taux d'humidité. Les roches sédimentaires
généralement plus poreuses et plus humides se caractérisent par une résistivité électrique
relativement faible de l'ordre de 10 à 10000m Les plus faibles résistivités, 10 à 1000m,
sont caractéristiques des roches meubles comme les sables et les alluvions. La résistivité
des roches sédimentaires est fortement influencée par celle de l'eau qui remplie les pores.
Un sable imbibé d'eau de mer (0,2.om) à une résistivité d'environ 1.om contre 100nm
environ pour un sable imbibé d'eau douce. La résistivité des eaux souterraines peut varier
de 10 à 100 nm selon leur charge saline. Celle de l'eau de mer est de l'ordre de 0,20m. La
résistivité d'une roche donnée dépend donc: de sa porosité, du niveau de remplissage de
cette porosité et de la charge saI ine de l'eau qu'elle contient. La grande variabilité de ces
facteurs explique le fait que les roches ne soient pas caractérisées par des valeurs de
résistivité précises mais plutôt par des intervalles de résistivité.
En absence des argiles, ces facteurs sont reliés à la résistivité électrique par la
relation de Archie (Telford el al., 1990) :
a
Pr = pw cI>rn. sn ,
(4)
dans la quelle, pr est la résistivité de la roche en Om, pw la résistivité de l'eau en Om, cI> la
porosité de la roche en pourcentage et S le pourcentage en eau (saturation), a et m sont des
constantes (0,5<a <2,5 et 1,3 < m < 2,5) et n est un coefficient de saturation
(n~2).
En présence d'argiles, la conductivité électrique est la somme de la conductivité
électrolytique normale (crn) et de celle apportée par les argiles (crs):
crr = crn + crs.
(5)
Dans ce cas, des corrections doivent être apportées à la loi de Archie afin de tenir compte
de la conductivité apportée par les argiles.
Différents types de correction peuvent être utilisés selon les modes de répartitions
des argiles dans la formation. En effet, les argiles peuvent se présenter: soit sous forme
laminée, soit sous forme structurale, soit encore sous forme dispersée (Figure 2-6). Les
trois types peuvent coexister dans une formation, mais les argiles laminées et les argiles
structurales sont essentiel1ement détritiques alors que les argiles dispersées sont
principalement d'altération (Sera, 1979).
36
Argiles structurales
Argiles laminées
1«/
._
Matrice de la fonnation
Argiles
Argiles dispersées
1.>' Réseau de pores
Figure 2-6. Les différents modes de distribution de l'argile dans les fonnations géologiques
(d'après document schlumberger, in Sera, 1979) : (A) lits d'argile intercalés dans la
formation; (B) grains ou nodules d'argile similaires aux grains de la matrice; (C) l'argile
enduit ou adhère aux grains de la matrice ou occupe partiellement les pores.
Il existe plusieurs méthodes de correction de l'effet des argiles dans les mesures de
résistivité. Entre autres, Hossin (1960) propose, dans le cas des argiles dispersées, une
correction qui aboutie à la fonnule généralisée ci-dessous:
-l=~+L
Pr
dans la quelle, Pn Pw, S, et
<1>
Pw
Pshd'
(6)
représentent les mêmes facteurs que dans la loi de Archie, P
est le pourcentage d'argiles, et Pshd, la résistivité de ces argiles. Cette formule montre que la
résistivité d'une roche diminue lorsque sa teneur en eau augmente.
Le Tableau 1 montre les résistivités de quelques roches courantes, en fonction de
leurs teneurs en eau. L'examen de ce tableau montre que la résistivité peut varier de façon
importante selon le pourcentage d'eau contenu dans la roche. Par exemple, la résistivité
d'une dolomite à 0,96% d'eau est de SOOOOm, elle passe à 60000m avec 1,3% d'eau.
En plus des facteurs examinés ci-dessus, les processus géologiques comme
l'altération supergène, la dissolution et l'induration modifient la résistivité électrique des
roches en agissant sur les facteUrs qui déterminent son importance. Par exemple l'altération
augmente la porosité et le taux d'argile, l'induration réduit la porosité efficace.
37
Tableau 1 : Valeurs de résistivité des roches en fonction du pourcentage d'eau (Telford et
al., 1990).
Roches
Teneur en eau (%)
Granite
0,31
4,4.103
Granite
0,19
1,8.10
Granite
0
1010
Basalte
0,95
4.10
Basalte
0
Résistivité (Om)
6
4
1,3.108
Peridotite
0,1
3,10 3
Peridotite
0
1,8.1 0
Dolomite
0,96
8.10 3
Dolomite
1,3
6.10 3
Calcaire
Il
0,6.1 03
Sable Moyen
1,0
4,2.10 3
Sable Moyen
0,1
1,4.108
2.2.
7
PRESENTATION DU GEORADAR
Le géoradar (où radar géologique) est une technique d'imagerie géophysique
relativement récente et similaire à la sismique réflexion.
2.2.1. Principe d'acquisition des images géoradars
Le principe du géoradar a été décrit par Davis et Arman (1989) et Beeres et Haeni
(1991) . Il est basé sur l'analyse de la propagation des ondes électromagnétiques de hautes
fréquences (10-1000Mhz) dans le sous-sol. Cette analyse permet de détecter les principaux
interfaces qui réfléchissent ces ondes. La réflexion des ces ondes est liée aux changements
de constante diélectrique qui, dans Je sous-sol, varie souvent d'une couche géologique à
une autre (Tableau 2). On peut alors délimiter les couches du milieu prospecté. La
constante diélectrique ou permittivité diélectrique relative exprime la capacité d'un
matériau à se polariser lorsqu'il est soumis à un champ électrique (Telford et al., 1990).
38
Tableau 2 : Pennittivité de quelques matériaux géologiques (Telford et al., 1990).
Roches
Constantes diélectriques
Granite (humide)
4,8-18,9
Gabbros
8,5-40
Diorite
6,0
Serpentine
6,6
Gneiss
8,5
Sable (Sec à humide)
4,7-12
Sol (Sec à humide)
3,9- 29,4
Basalte
12
Argile (Sec à humide)
7-43
Pétrole
2,07-2,14
Eau (20°C)
80,36
De façon schématique, le système géoradar se compose d'une unité d'émission et
d'une unité de réception raccordées à une console qui est contrôlé par un micro-ordinateur
(Figure
2-7A).
L'antenne
d'émission
enVOle
des
brèves
impulsions
d'ondes
électromagnétiques dans le sous-sol, il se crée un front d'onde (signal radar) qui se propage
en profondeur à travers les couches du sous-sol (Figure 2-7A). Lorsque le signal radar
arrive à l'interface de deux couches de permittivités électriques suffisamment contrastées,
une partie de l'énergie est rénéchie vers la surface et une autre transmise dans les couches
plus profondes. L'onde réfléchie est captée en surface par l'antenne réceptrice qui la
transmet à la console où son amplitude est amplifiée puis enregistrée en fonction du temps.
La représentation graphique de cet enregistrement, montrant les variations d'amplitude
sous fonne d'aires variables comme en sismique, est appelée trace radar (Figure 2-7B).
Une réflexion se manifeste par une augmentation importante d'amplitude. En acquérant des
traces en des stations régulièrement espacées à la surface (Figure 2-7C), les réflexions
correspondantes à une interface dessinent son profil qui est couramment désigné par
réflecteur (Figure 2-7D). En estimant la vitesse des ondes dans le milieu prospecté, entre
autres par la « technique du milieu commun» ou «Common mid point» en anglais dont
nous présentons le principe plus loin (Cf paragraphe 2.2.3. ), on peut convertir le temps
en profondeur et obtenir une image géoradar du milieu, presque équivalente à une coupe
géologique.
CONSOLE
(C)
(A)
Ondes directes
0\
1"")
Amplitude
-+
T~l
(B
Reflexion
eflàcteu~ 1
(0)
Rellecléur
Figure 2-7. Illustration du principe du géoradar. (A) Diagramme schématique du système radar, (B) trace radar,
(C) Acquisition d'un profil géoradar, (D) profil obtenu.
40
La corrélation entre le temps et la profondeur se fait à partir de l'équation cidessous, dans laquelle: t est le temps du trajet aller-retour en nanoseconde, v est la vitesse
des ondes dans le milieu en nanoseconde par mètre et d la profondeur en mètre.
t
d=v2
(7)
L'interprétation des réflecteurs nécessite une bonne connaissance des principes qui
régissent la propagation des ondes radars dans le sous-sol, ainsi que les causes possibles
de leur réflexion.
2.2.2. Notions de propagation et réflexion des ondes radars
Le transfert et la réflexion du signal radar dans le sous-sol dépendent de
l'impédance diélectrique (Z) du milieu qui est données par la relation ci-dessous (Brewster
et Annan, 1994) dans laquelle: j est un nombre complexe tel que
co, cr, Il et
E
l
= -
1 (imaginaire pur),
représentent respectivement la fréquence angulaire (21tf, en Hz), la
conductivité électrique (SIm), la pennéabilité magnétique (Henry/m) et la pennittivité
diélectrique (Farad lm); Er et !JI sont les valeurs relatives dans le vide. Pour la plupart des
matériaux géologiques la pennéabilité magnétique (Il = Il.llo) est très proche de celle du
vide. Ainsi son influence est pratiquement négligeable dans la propagation des ondes
radar dans le sous-sol (Olhoeft, 1998).
Z -
~
'COJl
cr +
(8)
jOOE
Dans le cadre du géoradar, deux phénomènes permettent de décrire la propagation
des ondes radar: la réflexion et l'atténuation de l'énergie qui dépendent respectivement, de
la constante diélectrique et de la conductivité électrique des matériaux.
2.2.2.1. La constante diélectrique
La constante diélectrique est le principal paramètre qui détermine la réflexion et la
vitesse des ondes dans le sous-sol (Tableau 3). La vitesse est exprimée par la relation
suivante, dans laquelle C est la vitesse des ondes dans le vide (C
C
V=~.
=
3.108rn/s)
(9)
En effet, les réflexions se produisent aux interfaces entre des couches de constantes
diélectriques contrastées. L'importance de ce contraste dêtermine l'amplitude de l'onde
41
réfléchie: une onde d'amplitude A se propageant dans un milieu 1 de permittivité el, est
réfléchie à l'interface du milieu 2 de permittivité
e2,
avec une amplitude RA. ; R est le
coefficient de réflexion à cette interface, exprimé par la relation ci-dessous (Brian et al.,
1994).
(10).
Une interface de permittivité diélectrique ne produit une réflexion que lorsque le
changement se produit sur une distance inférieure ou égale au quart de la longueur d'onde
utilisée (Brian et al., 1994). Une variation graduelle ne génère pas de réflexion. Le succès
d'une prospection dépend donc de l'importance des contrastes de constante diélectrique
dans le sous-sol. La constante diélectrique de l'eau est égale à 80, celle de la plupart des
matériaux géologiques courants (en absence d'eau) est de l'ordre de 4 à 8 (Tableau 3).
Ainsi, la constante diélectrique d'une couche est d'autant plus élevée que sa teneur en eau
est importante. Par exemple, elle varie entre 3 et 5 pour les sables secs et entre 20 et 30
pour les sables saturés d'eau (Tableau 3) ; celle d'une argile sèche est de l'ordre de 7, alors
que celle d'une argile humide peut atteindre 43 (Tableau 2, ci-dessus). Ainsi, les argiles
peuvent être décelables facilement dans un milieu et indécelables dans un autre.
Tableau 3 ; Constantes diélectriques (K), conductivités (cr), vitesses
CV) et attenuations (a:)
de quelques matériaux (Davis et Annan, 1989).
09
cr. (db/m)
MATERIAUX
K
cr (ms.lm)
V (m/ns) 10
Air
1
0
0,30
0
Eau potable
SO
0,5
0,033
0,1
Eau salée
SO
3.10
0,01
10 3
Sable sec
3-5
0,01
0,15
0,01
Sable saturé d'eau
20-30
0,1-1,0
0,06
0,03-0,3
Calcaire
4-S
0,5-2
0,12
0,4-1
Limons
5-15
1-100
0,09
1-100
Silts
5-30
1-1000
0,07
1-100
Argiles
5-40
2-1000
0,06
1-300
Granite
4-6
0,01-1
0,13
0,01-1
4
42
2.2.2.2. La conductivité électrique
La conductivité électrique détennine l'importance de l'atténuation subie par le
signal dans les différentes couches traversées. D'après la relation ci-dessous (Brian et al.,
1994), l'amplitude (A) du signal diminue de façon exponentielle en fonction de la
profondeur et du coefficient d'atténuation (a) qui lui-même est fonction de la conductivité
(s), de la permittivité électrique (E).
A=A o e-a·z
0'
avec a
=
cr
2
~ (db/m)
V;
(l1,12)
est la conductivité du milieu en ms/m, A est l'amplitude de l'onde en mètre, Ao
l'amplitude initiale et Z la distance parcourue par le front d'onde en mètre. L'importance de
la conductivité est prépondérante dans l'expression du coefficient d'atténuation. Ainsi le
signal radar est d'autant plus atténué que la conductivité des matériaux traversés est
importante (Tableau 3, ci-dessus).
2.2.2.3. Profondeur de pénétration et résolution
De façon générale, la profondeur de pénétration et la résolution sont contrôlées par
la fréquence des ondes utilisées : plus la fréquence est grande, plus la précision est
meilleure (Tableau 4), mais la profondeur de pénétration est petite. Cependant, le principal
facteur limitant la profondeur de pénétration est plutôt l'atténuation des ondes
électromagnétiques dans les matériaux conducteurs (Beeres et Haeni, 1991).
Tableau 4 : Relations entre les paramètres radars, la longueur d'onde et la résolution
sensors and softwares, 1996).
Fréquence.
.·CMlii}
Offset
100
(m)
1,0
200
0,5
Sables secs
Longueur ·.. R.ésolH:tion(l1'Oi·
d'onde
04
1,5
'.
0,75
0,2
Sables saturés
10ngueurR.es()111!iOII(Il1) .
d'oond e > O l 5 .•..
,6
,
0,3
·0,08
Une profondeur d'environ 30m peut être obtenue pour des sables et graviers sans
argiles et à peine 1m environ dans les milieux à grand pourcentage de matériaux
conducteurs comme les argiles (Olhoeft, 1984). D'après Davis et Annan (1989),
une
profondeur de l'ordre de lOm peut être obtenue pour des sables secs (0,01 millisiemens/m)
prospectés avec des antennes de 100MHz. En pratique, le radar n'est pas utilisable pour des
milieux où la résistivité électrique de la couche superficielle est inférieure à 100nm.
43
2.2.3. Principe de l'estimation de la vitesse des ondes radars par la
technique de " Common mid point" (CMP)
La technique du CMP, est équivalente à la sismique réfraction. Elle pennet
d'estimer la vitesse des ondes radar dans le sous-sol. La Figure 2-S illustre la réalisation
d'un CMP. Elle consiste à enregistrer plusieurs traces radars en écartant successivement les
deux antennes d'un pas constant de part et d'autre d'un point (Figure 2-8A). On obtient un
enregistrement montrant les traces radars en fonction de la distance de séparation des
antennes (offset) et du temps (Figure 2-SB).
(A)
Déplacement de l'antenne receptrice
+-
4
3
2
p,
p,
p
.'
;,i \\
ri \l,
Déplacement de l'antenne émetrice
Trace #
p
CJ,
J~ \\
",",
.
"
;
l'
.<
li
.,
.
-...
Il '.\
11
!If}
\\.
il
L.,....._...
_-~--~--.;
if \\
,!r'
l,:'"
._ ...
IR\.
If \1
lit> il,> '1>
l'
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t
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2
i ~,
J)/
~
3
4
p,
tH,
L
Il \\
'~:'
jfJ
1:
1;
.
t!~
Il
'
1}/"
.--!
A
B
Réalisation d'un CMP
(C)
(B)
1
O
Air
Séparation des antennes (m)
O~---------~
t
e
m
p
s
Couche 2
(m)
chéma de la propagation des ondes
1-0nde directe dans l'air
3· Oncle directe dans le sol
2· Onde critique refractée 4- Onde réflechie
3
Modèle d'interpretation des CMP
Figure 2-S. Schéma de la procédure d'estimation de la vitesse du signal radar par la
technique de CMP.
Sur cet enregistrement on peut tracer les directions fonnées par les arrivées des
"ondes directes air" (passant entre les deux antennes à travers l'air), des "ondes directes
sol" (passant entre les deux antennes à travers le sol), et des ondes réfléchies (Figure 2-8C).
44
La pente de la direction des "ondés dir6ctes air" tti6'e§pond à la vitesse des ondes dans l'air
et celle de la direction des "ondes directes sol" à la vitesse des ondes dans le milieu.
Lorsque l'on dispose d'un réflecteur dont on connaît la profondeur, par exemple à partir
\.
d'un sondage, et si ce réflecteur peut être repéré sans ambiguïté sur le radargramme, on
peut estimer la vitesse directement par comparaison de la profondeur avec le temps.
2.2.4. Interprétation des réflexions dans l'imagerie radar
La Figure 2-9 montre un schéma d'interprétation des images· radar mettant en
relation les configurations des réflexions (ou faciès radar) et leurs significations
lithostratigraphiques (Beeres et Haeni, 1991).
Interpretations
Confugurations des reflexions
r-----,
(IJ
~
-
.0
.-
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l-sables et graviers
1 entrecroisés
1- sa es et gTaViers
entrecroisés avec des blocs
2- massive,'" norrbreux blocs
Figure 2-9. Schéma d'interprétation du signal radar, montrant les faciès géoradars selon les
caractéristiques lithostratigraphiques des matériaux (d'après Beeres et Haeni, 1991).
45
Cette figure montre que l'importance des réflexions et de l'atténuation du signal
radar varie selon la nature et
les caractéristiques
lithologiques,
physiques et
hydrgéologiques des matériaux. Plusieurs types de réflexion peuvent être observés sur les
images radar en fonction des caractéristiques des matériaux du milieu prospecté (Figure
2-9).
2.3.
MISE EN ŒUVRE DES METHODES UTILISEES SUR LE TERRAIN
2.3.1. Mise en œuvre de la tomographie de résistivité électrique 2-D
2.3.1.1. Matériels utilisés et paramétrage des mesures
Les tomographies électriques ont été mises en œuvre avec le dispositif multiélectrodes "lund imaging system" à 64 électrodes (Figure 2-10), quatre câbles, un sélecteur
d'électrodes, un résistivimètre et un micro-ordinateur. C'est un dispositif géré par un
logiciel qui contrôle l'état du montage et la qualité des contacts établis entre les électrodes
et le sol, et ne débute l'acquisition que lorsque ces deux paramètres sont globalement
satisfaisants. Le logiciel permet de répéter la mesure plusieurs fois en un point en
comparant successivement les valeurs obtenues et calcule la moyenne d'un nombre définie
des valeurs les plus proches. Ce système permet de contrôler la précision des mesures :
plus l'écart entre les valeurs successives obtenues en un point est faible, plus le niveau du
bruit est faible et la mesure précise. En dépit du contrôle initial, le logiciel interrompe
l'acquisition lorsque quatre électrodes ayant des contacts plus ou moins mauvais avec le sol
sont sélectionnées. Dans ce cas nous avions réimplanté les électrodes concernées, de sorte
à améliorer leurs contacts avec le sol avant de reprendre les mesures.
Cabl.. 1
cable 3
Cable 2
Cable 4
Electrodes
Ordinateur
Selecleur
Réaistivimètre
Figure 2-10. Schéma du dispositif multi-électrodes Lund imaging system déployé en
surface.
46
Après la mise en place du dispositif, l'acquisition d'une pseudosection dure environ
une demi-journée. Elle est automatiquement contrôlée par l'ordinateur selon un protocole et
des paramètres préalablement définis par l'opérateur (configuration, nombre de mesures
par station, écart acceptable entre les différentes valeurs, etc.). Le Tableau 5 présente les
paramètres utilisés dans cette étude. La configuration Wenner, dont les données sont peu
affectées par les hétérogénéités superficielles de résistivité (Griffiths et Barker, 1993), a été
utilisée sur tous les profils. Toutes les pseudosections ont été "inversées" avec le logiciel
Res2dinv (Loke, 1997) ; en utilisant les paramètres présentés dans le Tableau 5 ci-dessous.
Tableau 5 : Paramètres utilisés dans l'acquisition et le traitement des pseudosections.
Acquisition
Configuration
Wenner
Nombres de mesures par station
4à8
Valeur retenue
Moyennes des 3 plus proches
Ecart maximum entre les valeurs retenues
1%
Valeurs négatives
Rejetées.
inversion
Logiciel d'inversion
Res2DINV
Technique de modélisation
moindre carré
Convergence limite
2,5 % (arrêt de l'inversion)
Erreur Rms après 3 itérations> 30%
Reprise de l'acquisition
Erreur Rms après 3 itérations < 30%
Données retenues
Erreur RMS maximum
7,5%
Des corrections topographiques ont été appliquées sur la plupart des profils. Les
variations topographiques ont été levées le long des profils avec un clinomètre. Une
première inversion rapide a été effectuée sur le terrain après l'acquisition pour apprécier la
qualité des pseudosections obtenues. Lorsque l'erreur RMS (pourcentage de différence
entre les pseudosections observée et calculée) était supérieure à 30%, nous avions
systématiquement repris l'acquisition de la pseudosection après amélioration des contacts
entre les électrodes et le sol. La plupart des pseudosections ont été ainsi reprises au moins
une fois. En dépit de ces difficultés, des données de bonne qualité ont été obtenues :
l'erreur RMS est inférieure à 6,5% pour la plupart des images tomographiques présentées
dans ce mémoire.
47
Deux techniques ont été utilisées: (i) le sondage électrique continu (ou "CVES")
dans lequel les 64 électrodes sont implantées en surface (Figure 2-10) pennettant d'obtenir
l'image géoélectrique du sous-sol en dessous de la ligne de prospection, (i;) le sondage
croisé entre deux puits (ou cross bore holes, en anglais) dans lequel une partie des
électrodes est en surface et l'autre dans les puits de sorte à fonner un U renversé (Figure
2-11) pennettant d'obtenir la coupe géoélectrique du terrain compris entre les deux puits,
avec une résolution meilleure que dans le cas précédent.
Ordinateur
Selecteur
Réslslhltmèlfe
Figure 2-11. Disposition du dispositif multi-électrodes pour réalisation d'un sondage croisé
entre deux puits ou cross bore holes.
2.3.1.2. Résolution et précision des images géoélectriques
La résolution de la tomographie dépend de l'espacement des électrodes. Plus
l'espacement des électrodes est petit, plus la résolution est grande (Ritz et al., 1999). Le
logiciel d'inversion subdivise le milieu en plusieurs couches dont l'épaisseur minimale
augmente avec l'espacement interélectrodes. Les hétérogénéités de dimensions inférieures
à cette épaisseur sont généralement masquées. Ainsi la résistivité d'une couche
électriquement hétérogène varie en fonction de la distance entre les électrodes.
Nonnalement le logiciel adapte automatiquement l'échelle de résistivité en fonction des
résistivités maximale et minimale mesurées. Selon les objectifs l'échelle des résistivités
peut être ajustée par l'utilisateur pour rehausser certaines structures.
2.3.1.3. Démarche et organisation des travaux
Les tomographies ont été réalisées avec des espacements différents variant entre
0,5 et lOm. Sur chaque profil le choix de l'espacement est un compromis entre la
profondeur d'investigation voulue et la précision souhaitée. En effet, le plus grand
48
espacement procure la plus grande profondeur d'investigation mais aussi la plus faible
précision (Ritz et al., 1999).
Quatre profils Pl, P2, P3 et P4 ont été réalisés à Tenkoto avec un espacement
interélectrodes de lOm (site l, Figure 2-' 12). Les deux premiers sont espacés de 200m
environ et recoupent les glacis d'Est en Ouest selon une direction N 120. Trois
pseudosections de 630m ont été jointes avec un recouvrement de 240m pour obtenir les
1420m que mesure chacun de ces profils. Les seconds P3 et P4 sont perpendiculaires aux
premiers et situés respectivement sur le haut glacis et le moyen glacis. Trois sections du
tracé du profil Pl ont été reprises avec un espacement de 3m : ce sont les profils P5, P6 et
P7 localisés respectivement sur le moyen glacis (P5), le haut glacis (P6) et sur la pente qui
relie les deux glacis (P7). Ils ont été complétés par des profils obtenus avec 1,5m
d'espacement, P5(l,5m) sur le moyen glacis et P7(l,5m) sur le haut glacis, et par le
profil (P8) réalisé avec un espacement de 5m à l'extrémité SE du moyen glacis (Site 2,
Figure 2-12) où la cuirasse est en contact directe avec le granite. Afin de preciser les
contacts masqués par le cuirassement, deux profils P9 (site 3, Figure 2-12) et PlO, ont été
lévés sur les zones où la cuirasse masque des contact
entre le granite et les roches
basiques. Notons que le secteurs de Kondokho a fait l'objet d'un seul profil électrique
(PlO).
, ..,
....
f
1km
~
•
.
193
1~8
".
ii
ii
Figure 2-12. Localisation des profils géophysiques réalisés à Tenkoto par rapport aux
différents domaines cuirassés (Cf Figure 1-7 pour la légende géomorphologique).
49
Afin d'effectuer une caractérisation géoélectrique plus précise permettant de mieux
délimiter les horizons altération sur les profils, des puits ont été implantés à Tenkoto (site
1) (TKA, TKB et TKC et TKC et TKDH) et des sondages croisés ont été réalisés entre
certains d'entre eux. Des mesures directes de résistivités du granite et de la cuirasse ont été
également effectuées à Tenkoto et à Saraya en utilisant un montage de quatre électrodes
espacées de 10 cm.
2.3.2. Mise en œuvre du géoradar
Dans la mise en œuvre du géoradar, nous avons utilisé le système Pulse Ekko IV de
la société Sensors and software. Un seul profil de 1300m a été levé sur le même tracés que
le profil géoélectrique PI (site l, Figure 2-12) ; ce qui permet de coupler et de comparer
aisement les resulats des deux methodes. Afin de distinguer les effets de la végétation sur
le signal radar, nous avons levé le profil de la végétation le long du tracée. Le Tableau 6
présente les paramètres utilisés dans la mise en œuvre du géoradar.
Tableau 6 : Les paramètres utilisés dans la mise en œuvre du géoradar à Tenkoto.
Acquisition
Mode d'acquisition
réflexion
Fréquence des antennes
50 Mhz
Espacement des antennes (offset)
2,2m
Pas des mesures
0,5 m
sommation des traces (stacks)
32
Traitement et présentation des données
Correction topographique
appliquée
Noircissement des traces
Gauche
Gain constant
10
Filtre
dewow
Vitesse moyenne du signal
O,OSns/m
La fréquence de 50 Mhz a été adoptée pour d'obtenir la meilleure pénétration du
signal tout en préservant une résolution raisonnable. Des essaies effectués sur le terrain ont
permis de fixer l'espace entre les deux antennes (offset) à 2,2m. Le pas des mesures (O,Sm)
correspond au maximum conseillé par le constructeur (sensors and softwares, 1996) pour
des antennes de SOMhz. A chaque position 32 traces ont été acquises successivement et la
trace moyenne de ces 32 a été enregistrée ; ce qui permet d'augmenter le rapport
50
signal/bruit. Les mesures en mode CMP réalisés le long du profil ont donné une vitesse
moyenne de 0,008ns/m. Après un jour de paramétrage, l'acquisition des donnés est
relativement rapide: le profil complet de BOOm a été levé en un seul jour.
Le traitement des données a été effectué avec le logiciel PulseEkko IV : conversion
des temps en profondeur, incorporation des variations topographiques et application de
filtres et gains notamment (i) le filtre Dewow permet d'éliminer les effets dus aux basses
fréquences, et (ii) le gain permet de rehausser le signal en le multipliant par un facteur
donné.
51
CHAPITRE 3.
RESULTATS DES TOMOGRAPHiES REALISEES A
TENKOTO AVEC UN ESPACEMENT DE IOM
52
Dans ce chapitre nous présentons deux séries d'images géoélectriques de la
couverture latéritique de Tenkoto, obtenues avec un espacement interélectrodes de 1Dm. La
première comprenant les quatre profils (P 1à P4) permet de décrire la structure globale du
manteau d'altération et la seconde comprenant cinq profils levés à différentes périodes de
l'année permet de suivre les fluctuations saisonnières des nappes des altérites.
L'interprétation de ces images a été basée sur une caractérisation géoélectrique des
horizons d'altération faite à partir des mesures directes de résistivité du granite et de la
cuirasse, et d'un sondage croisé (cross bore holes) réalisé entre deus puits.
La Figure 3-1 montre la localisation des différents profils géoélectriques : les
profils Pl et P2 recoupent l'interfluve selon une direction Nl20 et les profils P3 et P4
perpendiculaires aux premiers, sont situés respectivement sur le moyen glacis et le haut
glacis. Les puits Tkl et Tk2 à partir desquels a été réalisé le sondage croisé sont situés sur
le moyen glacis. Les cinq profils de la seconde série sont situés la moitié Est du tracé du
profil PL
:i
1
812.500
250
1
1430.00
P1-
profil P1
** Sondage croisé
Figure 3-1. Situation des profils géoélectriques levés à Tenkoto avec un espacement de
1Dm et du sondage croisé entre les puits TKI-TK2.
53
3.1.
CARACTERISATION GEOELECTRIQUE DES HORIZONS D'ALTERATION
La Figure 3-2A montre l'image géoélectrique interpuits Thl et Tk2 obtenue par
sondage croisé réalisé avec un espacement interélectrodes de 50cm. Les puits sont distants
de Il m et profonds de 7m maximums. On y distingue du bas vers le haut: la saprolite, la
mottled zone (0,5 à l,Sm), la carapace (1,7 à 2,5m) et la cuirasse (3m). Une zone de
démantèlement s'observe entre 2 et 3m dans le puits Tk2. Les résistivités varient du haut
vers le bas de plus de IOOOOnm à moins de 240nm. Les corrélations entre les couches
géoélectriques et les couches lithologiques observées à partir des puits (Figure 3-2B)
permettent d'attribuer les résistivités de moins de SOOnm à la saprolite, de SOO à SOOnm à
la mottled zone, de
soonm à 2S00nm à la carapace et de plus de 2S00nm à la cuirasse.
~ellalio~
(A)
-6.3
5 RIAS • "01 : Cl 5 ~
-4 3
-2.3
•Cl,;)
1.6
513
3.6
O~
026
125
1.25
225
. 325
4.25
!~--
625
625
_ _ _ _ _
4~1
2.tG
(B)
TK1
722
.{j)
IiII'IiIIlt:=:!lIllll!ll!ilIJl'lilll
IlllliilII
../lJ
1237
11:JJ
l<e"'liIJit'l i~ ohm 'l1
-2 J
-{)j
1.8
3G32
313
Q23
611
O,;l5
_
10;52
TK2
(1)
1.21
(la)
225
1:25
1.15
1i2"i
6.25
] t'~B~ëllJ~!:.:::::,=.::s,;;,,;,.,_-.;.;;....;.,,;,;;;;;.~;::::;::j
(I) Cuirasse (la) Zone de dégradation •
(TI) Corapace (ID) Mottled zone (IV)Saprolite
Figure 3-2. (A) Image géoélectrique interpuits TKI et TK2 et (B) corrélations avec les
coupes lithologiques des puits.
Ces valeurs sont conformes avec celles obtenues à partir des mesures directes de
résistivités du granite sain (3000 à plus de IOOOOnm), du granite plus ou moins altéré (7S0
à 1700nm) et de la cuirasse (3000 à plus 6000). La zone de dégradation observée dans le
puits Tk2 se caractérise par la même valeur de résistivité que la carapace (1000 à
54
30000m). La résistivité de la saprolite saturée à Tenkoto a été estimé à environs 1400m
(Beauvais et al., 1999) à partir de la formule généralisée de Archie, en supposant que la
teneur en d'argile et le pourcentage en eau sont constants. Le Tableau 7 résume les
caractéristiques géoélectriques des différents horizons d'altération. Il montre que les
résistivités des horizons sont définies par des intervalles de valeurs parfois très larges. Ce
qui peut s'expliquer par le fait que les caractéristiques lithologiques et hydrogéologiques
des horizons d'altération ne sont pas homogènes d'un endroit à un autre.
Tableau 7 : Résumé des caractéristiques géoélectriques des horizons d'altération
Faciès.
Résistivité (p) en nm
Cuirasse
p>2S00
Carapace
800< p< 2500
Domaine saturé de la saprolite
P < 140
Horizon argileux
SOO<p<800
Saprolite
p< SOO
Granite altéré
750 < p < 3000
Granite sain
p > 3000
3.2.
LES IMAGES GEOELECTRIQUES
Pl, P2, P3
ET P4
La Figure 3-3 et la Figure 3-4 présentent respectivement les images géoélectriques
résultant des tomographies Est-Ouest (P l, P2) et des tomographies Nord-Sud (p3, P4). Les
deux premières ont une longueur d'environ 1400m et les seconds d'environ 600m.
L'investigation a atteint environ 100m de profondeur.
Ces figures montrent que la distribution verticale des résistivités électriques au sein
du manteau d'altération est globalement similaire sur les quatre profils. EUe consiste en une
succession verticale de couches géoélectriques plus ou moins continues à travers
l'interfluve. Sur ces images les résistivités varient de moins de 1Hlm à plus de SOOOQm et
permettent de distinguer trois grandes couches géoélectriques : deux couches très
résistantes (p>800Qm), l'une en profondeur et l'autre en surface, et une couche
moyennement résistante (p<800Qm) pris en sandwich entre les deux premières (Figure 3-3
et Figure 3-4).
Une étude précédente sur le même site (Ritz et al., 1999a), a montré que les hautes
résistivités représentent en profondeur le granite plus ou moins altéré et en surface les
55
horizons indurés (cuirasse et carapace). En effet, le granite affieure en plusieurs endroits
dans le talweg et la cuirasse est directement observée en surface, lorsqu'elle n'est pas
recouverte par une mince couche gravillonnaire. La couche moyennement résistante
(p<800Qm), pris en sandwich entre les deux couches très résistantes, représente la
saprolite. Cette interprétation est conforme aux caractéristiques géoélectriques présentées
ci-dessus (Tableau 7).
La couche très résistante en profondeur attribuée au granite est marquée par une
résistivité progressivement décroissante du bas vers le haut, de plus de 5000Qm à 750nm
environ (Figure 3-3 et Figure 3-4). Cette diminution progressive reflète le passage graduel
de la roche saine à la roche altérée. En effet, l'altération commence au niveau des diaclases
puis se développe progressivement au dépens de la roche. Il s'ensuit une augmentation
progressive du taux des argiles vers le haut du profil (Blot, 1980). Cette couche résistante
profonde est régulière sur les quarte profils suggérant l'absence d'hétérogénéités
importantes dans le granite. Sur les profils PI et P2 sa limite supérieure a une topographie
accidentée faite de convexités et de concavités; un creux est visible au milieu des profils
P3 et P4.
La couche conductrice est latéralement discontinue sur les profils Pl et P2 (Figure
3-3). En effet. des anomalies relativement résistantes (550-8000m) la subdivisent d'Est en
Ouest en plusieurs domaines (p<360Qm). Ces anomalies s'observent sur le profil Pl
(Figure 3-3A) aux positions 320m, 710m et 1200m, et sur le profil P2 (Figure 3-3B) aux
positions 320m, 640 à 680m. Elles sont souvent localisées à l'aplomb des convexités du
granite et pourraient donc s'expliquer par l'influence des dômes de granite. En revanche,
ces discontinuités ne sont quasiment pas observés sur les profils P3 et P4 (Figure 3-4). De
plus les profils PI et P2 (Figure 3-3) montrent les mêmes structures géoélectriques et ceci
approximativement aux même positions. Ce qui montre que le manteau d'altération de
Tenkoto a une structure variant en deux dimensions. Cela suggère que les profils
d'altération évolution exclusivement dans le sens Est - Ouest, c'est-à-dire suivant la pente
topographique. Des domaines de très faible résistivité (p<640m) s'observent sous le
moyen glacis; par exemple sur Pl de 0 à 290m et de 320m à 480m (Figure 3-3A), S1,lr P2
de 0 à 210m (Figure 3-3A) et sur P3 (Figure 3-4B) de 40 àllOm, vers 440-450m et de 500
à 590m. En revanche, elles ne sont pas observées sous le haut glacis où la résistivité est
supérieure à 60nm sur toute la couche (Figure 3-3 et Figure 3-4B).
20.0
0.0
-20.0
p
-40.0
r -60.0
0-80.0
f
0
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11.3
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.....
E2.1t..~~.~Ii'~''''''··-
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Ell!1âI!I _
~ IIIIIIII ~ ("';" 1 ~ mi/iD . .
64.4
154
366
87.4
:;:I]83
~
Re~is1ivity
in ohm.m
Figure 3-3. Profils géoélectriques Est-Ouest du manteau d'altération de Tenkoto (Pl et P2).
liR:1BR&Z
L
(b)
.. _
4967
~
57
Haut glacis
Nord
::levation
Sud
Ueration 6 RMS errer = 3.5
480
20.0
00
-20.0
-40.0
-SOO
-80.0
-100.0
_ _ _ _ Bl2IIlIBlIlllllllIlllilll_II&Ic:!lI!lll!llllI!7lll!a
-1200
11.3
17.0
644
154
367
Resistivily in ohm. m
876
2090
_
4990
Unit Electrode Spacing = 10.0 m.
Nord
Ueration 5 ~ error= 6.4
:ievation
DO
0.0
-20.0
-40.0
-sc. 0
-80.0
-100.0
-120.0
Moyen glacis
no
';
Sud
1ro
480
320
(B)
_ _ _ _ IlIilBlIliiiil,. _ _ lEilIC3I1l1iBBliillI
113
~1
27.0
64.4
. intersection Bvec le profil P1
154
367
Resistivity in ohm.m
876
2090
_
4990
Unit Electrode Spacing = 10.0 m.
Figure 3-4. Images géoélectriques (P3 et P4) obtenues dans la direction Nord-Sud: (A) sur
le haut glacis (P3) et (B) sur le moyen glacis (P4).
Aux extrémités Est des profils Pl et P2, ces domaines de très faible résistivité sont
en connexion directe avec le marigot. Ce qui pennet de les interpréter comme des
domaines de saprolite saturés d'eau. Sur le moyen glacis, l'existence des nappes d'eau est
confinnée par la présence de puits d'eau utilisés par les orpailleurs. Leur absence sur le
haut glacis peut s'expliquer par le plus grand développement de la cuirasse et l'absence de
démantèlement qui limite infiltration. Les caractéristiques de ces nappes seront analysées
plus loin (Cf paragraphe 3.4. )
La couche résistante de surface, représentant les horizons indurés, n'est pas
suffisamment épaisse pour pouvoir être analysée avec précision à partir des images
obtenues avec un espacement interélectrodes de 10m. Toutefois, on peut remarquer qu'au
sien de cette couche les plus grandes résistivités (p>30000m) sont observées au niveau du
58
haut glacis où la couche s'épaissit considérablement (P 1 et P2, Figure 3-3 et P4, Figure
3-4) et que de façon globale, elle ne présente d'irrégularités importantes que sur les profils
Pl et P2 (Figure 3-3). Ce fait Qéjà constaté sur la couche conductrice (saprolite) indique
une évolution géomorphologique exclusivement Est-Ouest selon la pente topographique.
Ainsi les profils Pl et P2 orientés E-W rendent bien compte de cette évolution.
3.3.
STRUCTURE LlTHOLOGIQUE DU MANTEAU ET RELATIONS ENTRE LA
SURFACE ET LE TOIT DU GRANITE
La Figure 3-5 issue de l'interprétation de la Figure 3-3 selon les caractéristiques
géoélectriques présentées ci-dessus (Tableau 7), montre l'organisation globale des horizons
d'altération à Tenkoto et permet d'analyser les relations entre la surface et le toit du granite.
Elle permet de distinguer du bas vers le haut : le granite sain, le granite plus ou moins
altéré, une zone de transition, la saprolite, et les horizons indurés. Le toit du granite sain est
estimé entre 50 et plus de 80m de profondeur; la zone plus ou moins altérée est épaisse de
plus de 35m. De façon globale, l'épaisseur de la saprolite varie beaucoup le long de
l'interfluve en fonction des topographies du toit granitique (15-20m au-dessus des dômes et
40-50m dans les dépressions) et de la base des horizons indurés. La précision que procure
un espacement de 10m ne permet pas distinguées sans ambiguïté les limites des horizons
supérieures (mottled zone, carapace et cuirasse) qui sont relativement minces. Cette partie
du manteau sera décrite au chapitre suivant, à partir des images obtenues avec des
espacements de 1,5 et 3m.
La topographie du toit granitique, faite de dômes et de dépressions, apparaît plus
contrastée que le relief en surface. Elle appairait globalement opposées à celle de la
surface. En effet, les zones dépressives en surface sont situées le plus souvent à l'aplomb
des dômes de granite notamment sur les bordures du haut glacis (par exemple, vers 700m,
1000m sur Pl, Figure 3-5A et vers 640m sur P2, Figure 3-5B). C'est dans ces zones
d'amincissement de la saprolite que s'observent les discontinuités électriques séparant des
domaines de saprolite plus ou moins saturée. Cette corrélation négative entre les deux
surfaces s'observe aussi à l'échelle de la centaine de mètres. Elle suggère que ces deux
surfaces aient subi des modifications morphologiques au cours du temps.
E~l
Moyen glaci:J
HAut glacis
1
Pente
....
1
Pente
aoo
Moyen glacis
Ouest
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igure 3-5. Organisation des horizons d'altération à travers l'interfluve, issue de l'interprétation des profils Pl et P2.
1
.JIO.
60
3.4.
LES AQUIFERES DETECTES A TENKOTO DANS LA SAPROLITE
3.4.1. Nature des aquifères
La Figure 3-6 qui présente les images géoélectriques du manteau d'altération du
moyen glacis à différentes périodes de l'année. Les aquifères (p<130Qm) sont observés au
sein de la saprolite (arène granitique). Dans cette zone l'arène granitique à une porosité
totale de 42%. Ces aquifères se présentent, au moins durant la période sèche, sous fom1e de
poches plus moins grandes et nombreuses selon les périodes de l'année. Elles sont séparées
par de légères remontés de résistivité jusqu'à 200-250nm. D'après les observations faites à
partir des puits le niveau hydrostatique se situe vers 8m de profondeur en début de saison
sèche (mois de novembre). Toutefois, celui-ci n'est pas repéré sur les images
géoélectriques. En effet, la transition entre le domaine saturé (p< 1300m) et la zone
humide environnante est progressive. Cependant les variations de la distribution des
résistivités au sein de la saprolite donne des informations sur la configuration latérale de
ces poches aquifères et de leurs fluctuations saisonnières.
3.4.2. Les fluctuations saisonnières
La Figure 3-6A, montre la distribution des résistivités électriques en début de
saison de pluies (16 juin 1998) après les deux premières pluies de l'année. A cette période,
la nappe se présente en trois grandes poches situées latéralement entre les positions 0 et
210m, 220 et 320m et entre 350 et 500m, et verticalement entre 8m et 35m à 40m de
profondeur. La première (0-210m) est en connexion directe avec le marigot. La couche
résistante limitant la saprolite en profondeur et attribuée au granite plus ou moins altéré
(p> 1OOOOm) apparaît entre 40 et plus de 55m.
A la fin de la saison des pluies 1998 (image du 27 novembre 1998, Figure 3-6B) la
limite supérieure de la couche résistante reflétant le granite, est située vers 35 à 40m de
profondeurs. Les poches aquifères sont latéralement moins étendues (moins de 50m) et
plus nombreuses, les discontinuités qui les séparent sont plus larges et marquées par des
résistivités de 200-5000m environ. En supposant qu'après la dernière pluie de la saison
(Annexe 3), c'est-à-dire environ un mois avant l'acquisition de cette image, la zone saturée
devait être au moins aussi importante qu'après les premières pluies (Figure 3-6A), on
constate une décharge relativement rapide.
61
16-Juin m
OUEST
IlI3ratlon RMS 91T'CY 6.7 'll.
o
100
320
-5
·15
·25
A
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IlI!ratton RMS errer = 7.5
Il(,
B
Il WllSlI
heration RU Serror= 6.8 %
o
160
320
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c
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-65
mWI999
heration RMS errer = 7.5 %
160
320
480
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o
·25
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-55
Iteration RMS error- 5."1
'l(,
11 ,*,WnDrs 99
o
-5
·15
·25
E
-35
-45
-55
Re sistivité en Ohmm
Unit electrodes spacing 10m
Figure 3-6. Images géoélectriques montrant les fluctuations saisonnières des aquifères
localisés dans la saprolite sous le moyen glacis de Tenkoto.
62
En mars 1999 (Figure 3-6C), la couche résistante profonde est remontée jusqu'à 2740m contre plus de 35-50m en novembre. Ce qui montre une diminution globale de la
quantité d'eau. Entre 370 et 560m il ne subsiste plus qu'une petite poche saturée d'environ
20m de diamètre visible vers 490m, alors qu'en aval la poche située vers 180-200m a
sensiblement augmenté de taille passant d'environ 30m à près de SOm de large et la zone en
connexion avec le marigot, bien s'ayant légèrement rétrécis (lO-15m contre 15-20m en
novembre), reste relativement important par rapport aux poches situées en amont. Ce qui
suggère l'existante d'une circulation latérale de l'amont vers l'aval alimentant la nappe du
marigot.
Après les deux premières pluies de l'année 1999 (Figure 3-6D), la surface des
poches aquifères est nettement plus importante, par exemple entre 370 et 460m, une poche
large de 90m environ est visible sur la figure. Les discontinuités qui séparent les
différentes poches deviennent moins importante en taille et en résistivité (130<p<250nm).
La zone en connexion avec le marigot est aussi épaisse qu'en juin 1998 (lS-22m), mais
latéralement elle ne dépasse pas la position 160m et ne communique pas avec les poches
situées en amont. Ce qui suggère une recharge rapide se faisant exclusivement dans le sens
verticale, c'est-à-dire par infiltration à travers l'horizon induré et/ou les fissures de cette
dernière, notamment dans les zones où elle est plus mince (par exemple entre les positions
200 et 250m et entre 370 et 460m).
Sur la Figure 3-6E, montrant l'image géoélectrique du manteau, 2] jours après la
dernière pluie de l'année 1999, le domaine saturé connecté au marigot s'étend jusqu'à la
position 31Om. Cette grande extension latérale montre qu'en pleine saison de pluies (c'està-dire de juillet en octobre) le domaine sature se généralise latéralement sur tout le moyen
glacis. A cette période les mouvements latéraux seraient donc beaucoup plus significatifs.
Sur la majeur partie de l'image (200 à 560m), les hautes résistivités en profondeurs sont
repoussés au delà de 55m.
3.5.
CONCLUSION
Le manteau d'altération de Tenkoto imagé avec un espacement interélectrodes de
10m, montre bien les principaux niveaux d'altération: granite plus ou moins altéré,
saprolite et niveau induré. La vision panoramique obtenue montre des variations
d'épaisseur le long de l'interfluve selon la topographie du granite. La précision obtenue
63
ne permet pas de distinguer les limites des horizons supérieurs trop minces. L'analyse des
profils levés à différentes périodes de l'année à montre que les nappes des altérites se
rechargent dès les premières pluies; toutefois, une pluviométrie de plus de 14,4m semble
nécessaire pour que la nappe se généralise à travers la couche de saprolite. La décharge
semble rapide en début de saison de pluies mais se ralenti très vite probablement dès que
les poches ne se communiquent plus. Ces poches aquifères sont quasiment stagnantes
durant toute la saison sèche.
64
CHAPITRE 4.
RESULTATS DES TOMOGRAPHIES REALISEES A
TENKOTO AVEC DES ESPACEMENTS DE 1,5 A 5m ET
DU GEORADAR
65
Dans ce chapitre on se propose de préciser la structure de la partie supérieure du
manteau d'altération, à partir des images géoélectriques obtenues avec des espacements de
1,5m et 3m, des images géoradars et des images interpuits obtenues sur le haut glacis.
Elles seront complétées par une image géoélectrique levée à l'extrémité Est du moyen
glacis (P8) qui renseigne sur les relations entre le granite, les altérites et les horizons
indurés. Les images géoélectriques et géoradars levés sur le tracé du profil Pl seront
corrélées avec les coupes lithologiques des puits foncés le long de ce tracé. Ce chapitre se
terminera par une comparaison des résultats de la tomographie électrique et du géoradar.
La Figure 4-IA montre la situation du profil P8, et le tracé du profil Pl sur lequel
ont été levés les profils P5 à P7 et le profil géoradar ; leurs positions relatives sur ce tracé
sont précisées sur la Figure 4-1 B qui montre aussi les positions des puits foncés sur le site.
(A)
Figure 4-1. Situation des profils P5 à P8, du profil géoradar et des puits foncés à Tenkoto :
(A) tracés des profils Pl et P8 ; (B) positions des profils P5 à P7, du profil radar et des
puits.
66
4.1.
LES PROFILS D'ALTERATION OBSERVES A PARTIR DES PUITS FONCES A
TENKOTO
Les coupes lithologiques des puits sont présentées dans la Figure 4-2, la description
lithologique détaillée figure en Annexe 1. Ils montrent du bas vers le haut: la saprolite
(arène granitique), l'horizon nodulaire (ou gravillonnaire), la mottled zone, la carapace et la
cuirasse. Différents types de faciès ont été observés au-dessus de la saprolite selon les
unités géomorphologiques.
Sur le moyen glacis (puits TKA) sa porosité est de 42%, il est surmonté par un
horizon gravillonnaire de 0,5 à 1m d'épaisseur, avec une porosité de 34%. Les horizons
sus-jacents sont lithologiquement homogènes; ce sont du bas vers le haut: 2,5 à 3m de
mottled zone (argiles tachetées) avec une porosité de 32 à 38%, 3m de carapace avec une
porosité comprise entre 29 et 30% et enfin environ 2m de cuirasse vacuolaire recouverte
par une mince couche argilo-gravillonnaire de porosité comprise entre 32 et 38 %. En
revanche, sur le haut glacis (puits TKB, TKC, TKDH, TKE) une ligne de cailloux de
quartz est observée vers le toit, l'horizon gravillonnaire et la mottled zone ne sont pas
observés. Les horizons indurés montrent plusieurs faciès : la carapace composée de
matériaux à caractère détritique plus ou moins indurés par la ferruginisation, se subdivise
en trois faciès: (i) un faciès à gravillons ferrugineux épais de 2,5 m, observé uniquement
dans le puits TKE, (ii) un faciès plus ou moins induré à nodules ferrugineux, de 2 à 3m
d'épaisseur (TKB et TKC) et (iii) un faciès induré par un produit ferrugineux brun-noir (3m
à 7m). La cuirasse ferrugineuse et gravillonnaire est épaisse de 2m sur TKB et de 5,5 à 7m
sur TKC, TKDH, TKE. Dans ces trois derniers puits elle se subdivise en deux faciès: un
faciès relativement pauvre en grains de quarts et un faciès sus-jacent riche en grains de
quarts. Au niveau du puits TKB elle semble moins indurée qu'au niveau des autres puits.
Au niveau de la pente qui sépare le haut et le moyen glacis (puits TKH), l'arène granitique
est juste surmontée par un dépôt colluvionnaire composé de blocs de cuirasse et de
gravillons pris dans une matrice argileuse friable.
On remarque que sur le moyen glacis les horizons indurés sont homogènes et
reposent sur de la mottled zone ; en revanche, sur le haut glacis, ils regroupent plusieurs
faciès et se reposent directement sur l'arène granitique. Ils sont absents sur la pente.
1
0
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Carapace
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à éléments ferrugineux'
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.. --.: Horizon
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ArgilO"'9ravillonnaire
Colluvions
--
.' o'
Arène
. .
Cuirasse
Cuirasse +
quartz millimétriques
Horizon induré par
produits ferrugineux
brun-noir
quanz miRlmétriques
Horizon Induré par produits
; ferrugineux brun-noir larges
- poches argileuses
Horizon +/- induré
à nodules ferrugineux
HorIZon argileux à
gravillons lerrugineux
.•••••••• Quartz
Figure 4-2. Profils d'altération observés à partir des puits foncés à Tenkoto. (Parisot et Diome, communhication personnelle)
68
4.2.
LES IMAGES GEOELECTRIQUES OBTENUES SUR LE TRACE DU PROFIL Pl
Ces profils seront repérés horizontalement et verticalement en fonction des
coordonnées du profil Pl. Une profondeur d'investigation d'environ 25m a été obtenue
avec un espacement interélectrodes de 3m. Elle est bien supérieure à la profondeur
maximale des puits (16 m, puits TK.E).
4.2.1. Les images du moyen glacis: P5 (3) et·P5 (l,5m)
La Figure 4-3A présente l'image géoélectrique P5(3) obtenue entre 270 m et 460 m
avec 3m d'espacement ainsi que son interprétation. Elle montre que les résistivités
diminuent globalement de haut en bas, de plus de 10000 à moins de 140nm, confirmant
ainsi la présence continue du niveau induré (p> 1OOOnm) en surface. Dans les deux
premiers mètres environ, une couche de résistivité supérieure à 9000nm s'observe par
endroits (par exemple vers 314m, 344m, 385-445m). Elles pourraient correspondre soit à
des zones plus indurées et/ou plus secs, soit à des zones à cuirasse plus épaisse.
(A)
Iteration 6 RMS error ... 5.3
Hauteur (m)
OUllost
~10
15.0
Est
10.U 2Œ
5.0
0.0
-5.0
·10.0
.15.0
·20.0 _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ 0
·25.0
(8)
140
ffiV
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•
mo
11])
U30
Résistivité (Ohm.m)
BSm
1792D
Unit electrode spacing = 3m
Hauteur (m)
Est
o
·ln
200 670
2110
2'1/0
3CO
3' 0
=
330
340
Po~jtion
360
J60
370
300
300
400
410
43:l
43:>
0140
450,
m
Figure 4-3. Image géoélectrique P5(3) obtenue avec un espacement de 3m sur le moyen
glacis: (A) Image brute, (B) interprétations et corrélations avec la coupe du puits TKA.
69
Le passage au niveau conducteur sous-jacent (p<500.Qm) se fait sur 1 à 2m
environ. Ce qui au regard de l'espacement interélectrodes utilisé (3m), suggère J'existence
d'une limite relativement nette. Puis la résistivité décroît rapidement passant en dessous de
280nm vers 8 à 10m de profondeur. Cette diminution rapide peut être attribuée à une
augmentation de la teneur en eau. En effet, les plages de résistivité inférieure à 1400m,
visibles vers 10m de profondeur (Figure 4-3B) sont attribuées à des poches d'eau (Beauvais
et al., 1999). Au centre du profil, une plage relativement résistante (p>5600m) se
distingue au-delà de 20m de profondeur, indiquant une zone relativement moins saturée.
La corrélation entre l'image géoélectrique et la coupe lithologique du puits TKA,
situé à 320m (Figure 4-3B), montre que la couche géoélectrique de résistivité SOO-11200m
coïncide bien avec la limite inférieure de la carapace (base de l'horizon induré) repérée à la
profondeur de 4,5m dans le puits TkA. Ce qui permet de délimiter sans ambiguïté l'horizon
induré de la saprolite, le long de l'image (trait plein sur la Figure 4-3B). De façon globale
cette limite peut être considérée comme plane et parallèle à la surface topographique.
Sur la Figure 4-3B on voit que le niveau résistant (p> 1OOOOm) regroupe bien les
horizons de carapace et de cuirasse dont la limite est repérée à ,2m de profondeur dans le
puits TKA. Toutefois, la résistivité ne permet pas de les distinguer sans ambiguïté. Ce qui
pourrait être due à une variation graduelle des propriétés physiques et/ou une insuffisance
de précision par rapport aux faibles épaisseurs de ces horizons (moins de 5m pour les
deux). Cependant, l'image obtenue avec un espacement de 1,5m (Figure 4-4), sensé
apporter une meilleure précision (Ritz et al.,1999a) ne permet pas non plus de distinguer
précisément ces deux horizons. En effet, la couche résistante (p>2240-30000m) continue
en surface ne coïncide pas bien avec la cuirasse au niveau du puits TKA).
Itarat io Il 7 RMS anor :: 4.3
Elevation
Est
Oues
344.7
8.0
4.0
0.0
·~o
·eo
·12.0
_ _ _ _ IIIIIl1lIIIlE
14ll
2f.l0
g;,o
E:JIIllIIIIIlllill'I
/1:02240
Resjslj~it in ohmm
AAaO
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1?9JO
U . E1ect d S
nit
ro
.
15
e pSC1nlJ" .. m.
Figure 4-4. Profil géoélectrique P5 (1 ,5m) du moyen glacis à espacement de 1,5m.
70
Le niveau conducteur (p<lOOOnm) regroupe la mottled zone, l'horizon nodulaire
(ou gravillonnaire et l'arène granitique) (Figure 4-3B) ; mais l'horizon nodulaire qui
soul igne la limite entre l'arène granitique et la mottled zone n'a pas été détectée par la
tomographie, son épaisseur étant trop faible (l m environ) par rapport à sa profondeur
(environ 9m, Figure 4-2). En effet, la résolution des images géoélectriques diminue avec la
profondeur (Loke, 1997). A la période de l'acquisition des données le niveau statique de
l'eau était situé à environ 8m de profondeur (observation directe dans les puits). Ce qui
confirme que les plages conductrices de résistivité inférieure à 140nm correspondent bien
à des poches aquifères (Figure 4-3B) et que la diminution rapide de la résistivité est due, au
moins en partie, à l'augmentation de la teneur en eau.
4.2.2. Les images P7 (3) et P7 (1, Sm) obtenues sur le haut glacis
La Figure 4-5 présente l'image géoélectrique obtenue sur le haut glacis entre les
positons 642m et 830m, et les corrélations entre cette l'image géoélectrique et les profils
d'altération (TKB, TKC, TKDH et TKE) présentés ci-dessus (Figure 4-2). La surface
topographique se présente en fonne d'escalier à trois paliers avec des dénivelées
respectives de 8m et 4m : les deux premiers (642m à 750m et 750m à 780m) sont plus ou
moins concaves, le dernier (le plateau) est légèrement convexe (Figure 4-5B).
La structure géoélectrique est faite de deux niveaux comme sur le moyen glacis:
un niveau résistant en surface (p>3000nm) surmonte un niveau conducteur (p<3000nm)
(Figure 4-5). Cependant le niveau résistant est plus épais (il atteint environ 16m) et plus
hétérogène que sur le moyen glacis (moins de 5m d'épaisseur). Des plages de différentes
résistivités (p>9000nm, 4500<p<9000nm, 3000nm<p<4500nm) plus ou
moins
continues se succèdent verticalement et latéralement (Figure 4-5A). Ce niveau résistant se
corrèle bien avec les horizons indurés observés à partir des puits (Figure 4-5B). La base de
ces horizons repérée aux profondeurs de 8 m, 13 m, 15 m et 16,5 m respectivement dans
les puits TKB, TKC, TKDH et TKE, se situe dans la gamme de résistivité de 22403000nm. Cette base qui correspond également au toit de l'arène granitique (trait plein,
Figure 4-5B) est plus ou moins horizontale à travers tout le profil.
Comme sur le moyen glacis, les résistivités ne mettent pas en évidence les limites
entre les différents faciès qui ont été observés au sein des horizons indurés (Figure 4-2)
encore moins celle qui sépare la cuirasse de la carapace.
71
(A)
Iteration 6 RMS errer ... 6.3
Hauteur (m)
ouest
Est
40.0
350
llO - 2
25.0 54
::ua
Y.,
15.0
100
50
ao
·50
••••••••••0 ••••••
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EliO
11Jl
2240
44&)
83&J
179Jl
Resistivit (Otvn.m)
Unît Electrode Spacing .. 3.om
Plateau
(8)
TIŒ
TKDH
Hauteur (m)
3D
OUest
Est
o
2memarche
1re marche
10
20
20
10
o
640 850
6&0
670 li8D
BIlD
1lID
710
720
73D
7'0
750
no
770 780'
780
800
810
820
830
Position Cm)
Figure 4-5. Profil géoélectrique P7 (3) obtenu sur le haut glacis avec un espacement de 3m
: (A) profil brut, (B) interprétations et corrélations avec les coupes des puits.
La couche géoélectrique superficielle de résistivité supérieure à 9000.Qm observée
sur le moyen est également visible ici sous le plateau (750m et 830m) et sous les deux
premiers paliers (655-685m et 700-725m). Dans les puits TKC,TKDH et TKE, elle
coïncide avec le premier faciès de cuirasse (riche en grains de quartz) mais ce faciès est
absent dans le puits TKB. Les plages de résistivité relativement faible (3000>p>4500.Qm)
visibles entre les positions 750m et 770m et entre 0 et 6m de profondeur, pourraient
correspondre à des zones plus argileuses. En effet, des poches argileuses décimétriques ont
été observées à partir des puits, dans les horizons plus ou moins induré du haut glacis
(Cf Annexe 2
72
La partie non indurée est essentiellement représentée par l'arène granitique
(Annexe 2). Dans cette partie, la résistivité diminue progressivement avec la profondeur de
2240 nmjusqu'en dessous de 250nm (Figure 4-5A). Cette diminution progressive pourrait
indiquer une augmentation de la teneur en eau et/ou de la teneur en argile avec la
profondeur.
Comme sur le moyen glacis, une tomographie supplémentaire a été réalisée avec un
espacement de 1,5m (P7(1,5m)). L'image géoélectrique obtenue (Figure 4-6) précise
d'avantage la structure des 15 premiers mètres environ du manteau d'altération, entre 700m
et 795m. Vers 750m une légère baisse des résistivités (2240-3000Qm) suivant une
direction subverticale, divise la couche résistante en deux domaines: un domaine Est (700
à 750m) et un domaine Ouest (750 à 792m). Les relations entre les deux domaines
semblent complexes. Dans le domaine Est le toit de l'arène (base des indurations)
(p>2240nm-3000nm) forme un creux pouvant être attribué à l'érosion. Ce qui permet de
penser que les matériaux ferruginisés dans cette partie pourraient avoir rempli une lentille
d'érosion.
Ouest
Itération 41 Rms error 415
400
Est
350
2110
15.0
100
8
·
1AU
J:lU
~
llal
Re5istit~y
1240
4480
in ol1m.m
_
lB5IJ
l11JJJ
Unit Electrode Spacing" 1.5 m
Figure 4-6. Section géoélectrique à espacement interéiectrodes de 1,5m sur le haut glacis.
Les plages de résistivité supérieure à 9000nm qui se distinguent au sein de la
couche résistante, entre 712 et 7l8m, 725m et 750m, vers 757m et 772m) pourraient
correspondre à des accumulations d'éléments de vielles cuirasses signalés dans la
description des puits (Annexe 2), et les plages conductrices proches de la surface (par
exemples être 752 et765m) à des poches riches en matériaux argileux.
73
4.2.3. Les sondages croisés entre les puits TKB-TKC et TKC-TKDH
Les images géoélectriques résultant des sondages croisés entre les puits TKB, TKC
et TKC, TKDH, et les corrélations entre ces images et les coupes des puits sont présentées
sur la Figure 4-7. Ces images ont été obtenues avec des espacements interélectrodes
respectifs de 1,2m et 1m.
Ces images confirment la présence dans le niveau résistant (p>2240-3000nm)
correspondant à
l'horizon
induré,
de
nombreuses
hétérogénéités
géoélectriques
(p>9000nm, 4500<p<9000nm, 3000nm<p<4500nm) se succédant verticalement et
horizontalement, déjà observées sur les images P7 (3) et P7 (1,5m). Au regard de la
description des puits (Annexe 2) les plages de p<1500nm (notées 1, Figure 4-7C et Figure
4-7D) ne peuvent être attribuées qu'aux zones où sont observées de nombreuses poches
argileuses, et les résistivités supérieures à 9000nm observées par endroits, au sein des
matériaux plutôt faiblement indurés (carapace) (notées 2, Figure 4-7C et Figure 4-7D), aux
accumulations d'éléments d'anciennes cuirasses et de nodules ferrugineux. La limite
géoélectrique 2240-3000nm coïncide bien avec la limite lithologjque entre l'horizon
induré et l'arène granitique observée dans les puits (Figure 4-7C et Figure 4-7D). L'arène
granitique (p<1120-2240nm) ne montre pas de structures particulières. La variation
brusque d'épaisseur du niveau induré observée sur la Figure 4-7C vers la position 26m,
correspond à la jonction entre le plateau du haut glacis et la pente qui le précède. La
couches superficielle délimitée sur Figure 4-7D (p> 6000 nm) correspond à la partie la
plus sec de la cuirasse, déjà distinguée sur le profil (P7 (3m).
En dépit des épaisseurs relativement importantes des horizons indurées et la
précision relativement importante apportée par ces images, les résistivités ne permettent
pas de distinguer la cuirasse de la carapace. La carapace étant aussi résistante que la
cuirasse. 11 semble que sous le haut glacis la résistivité ne dépend pas de l'induration.
Toutefois, nous pensons que cela n'est qu'apparent puisque les grandes résistivités de la
carapace sont vraisemblablement dues aux accumulations des éléments grossiers indurés se
retrouvent observés au sein de ces matériaux peu indurés.
Coupe TKB-TkC
(A)
Itération 5 RM5 errar = 3.2 %
Position des électrodes de surfaces (m)
6
12
18
24
30
36
EST
o
Coupe TkC-TkD
OUEST
42
o.m
5. 7.80
oro
3.00
~ 4.ffi
s-
"4.50
540
.
780
6.ro
"6.50
g.
a.ffi
-a.ro
~
3
-
105
10.2
~ 12.6
12.6
, . . .~..
5
;ro
•
15.0
0
2ro
10.2
iil
3'
Position des électrodes de surfaces (m)
OUEST
10
15
20
25
30
EST
Qffi
nm
"tJ 3.00
g,
o 5.40
~
(8)
Itératlon 5 RMS error = 2.6 %
J
r;;
·15.0
.
10.5
12.5
125
14.5
'14:5
16.5
. '.' ". ,. "
'.
Unit Electrode SpaCing 1.01.1.
'16.5
Unit EI~clrode 8pacinQ 1.2M.
_ _ _ ' . _ _ l1li . . . . . . lJ2J _ _ l1li _ _
140
280
560
1120
2240
4480
8960
17920
r"""
TKB
Resistivity in ohm.m
o
6
12
24
30
36
42
(C)
• Electrodes
Limite entre horizon induré et arène
o
TkC
5
1
Limite d'humidité
Zone relativement plus argileuse
10
15
(0)
20-
2.5
Puits
TkD
2
Accumulation des élements des vielles cuirasses
igure 4-7. Images géoélectriques résultants des sondages croisés entre les puits TKB,TKC et TKC : (A) et (B) images brutes, (C) et (D)
orrélations avec les Drofils d'altération. Les Doints noirs indiQuent les Dositions des électrodes.
75
4.2.4. L'image géoélectrique de la pente (P5)
Le profil géoélectrique obtenu sur la pente qui raccorde le moyen glacis et le haut
glacis (Figure 4-8) fournit des informations sur les relations entre les indurations du moyen
glacis et celles du haut glacis.
(A)
Iteration 6 RMS error = 5.3
Hauteur (m)
25.0
627 OUEST
EST
15.0
10.0
5.0
0.0
-5.0
•••••••••• 0 ••••••
140
28J
:xiO
'120
2240
448J
BsaJ
17920 Unit eleetrode spacing
=3m
Résistivité (Ohm.m)
Haut glacis
(B)
Hauteur (m)
20
o
ma en lacis
""tl
EST
l
~
::J
10 c:~
..,
1
20
o
530 540
550
560
570
580
590
600
610
620
630
640
Position (m)
Figure 4-8. Profil géoélectrique de la pente P6 (3) : (A) profil brut, (B) interprétation.
La cuirasse se termine en biseau à l'amont du moyen glacis (vers 580m) et à l'aval
du haut glacis (vers 630m), entre les positions 580 à 630m, la cuirasse est absente. Le
profil d'altération du puits foncé à 590m confinne cette absence (Figure 4-8B) en montrant
76
que les hautes résistivités (p> 1OOOOm) observées en surface sur la pente ne correspondent
qu'à un recouvrement colluvionnaire. Une plage résistante (2240>p>45000m) se distingue
au sein de l'arène vers 61Om, entre 2 et 12m de profondeur. pans un contexte granitique
cette anomalie pourrait être interpréter comme un bloc de granite isolé par l'altération. En
effet, ce phénomène est fréquent dans les altérations granitiques (Foucault et Raoult,
1995).
4.3.
LE PROFIL GEORADAR
Le profil géoradar recoupe le haut glacis et le moyen glacis aux même positions
que les profils géoélectriques présentés ci-dessus (Figure 4-3 à Figure 4-6 et Figure 4-S).
L'image obtenue après traitement et application des variations topographiques est présentée
en Annexe 1. Nous présentons d'abord une analyse globale avant de faire des analyses de
détail à partir de trois sections sélectionnées respectivement sur le moyen glacis, le haut
glacis et la pente qui les relie.
4.3.1. Description globale du profil géoradar
Le profil géoradar (Annexe 1) dont un aperçu est présenté sur la Figure 4-9, a été
réalisé suivant la direction N 120, sa longueur est de 1300m. Il recoupe le talweg vers SOm
et le haut glacis entre 640m et 960m. Les arbres placés au-dessus du profil indiquent les
zones boisées le long de son tracé. Le nombre d'arbres placés sur chaque zone du profil est
proportionnel à la densité de la végétation au-dessus de cette partie du profil.
En se basant sur le tableau d'interprétation des faciès radars de Beeres et Haeni
(1991) (CHAPITRE 2, Figure 2-9), on peut distinguer trois types de réflexions : des
réflexions isolées (ne fonnant pas de réflecteur continu), des réflexions hyperboliques et
des réflexions plus ou moins alignées (réflecteurs). La nature et la configuration des
réflexions permettent de distinguer différents faciès radar le long du profil: (i) un faciès
chaotique (exemple entre 0 et 50m, 660m et nOm), (ii) un faciès à réflecteurs plus ou
moins parallèles (par exemple entre 2S0 el 41 Om, 7S0m à 860m). A proximité des zones
boisées (exemple entre 110 el 260m, 530 et 640m, 1030 et 1150m) 'ces faciès sont
perturbés par des hyperboles de dimensions décamétriques. Celles-ci peuvent être
attribuées aux l'interférences du signal radar avec ces arbres puisqu'elles sont absentes sous
les zones non boisées.
.rvJ c>yen--gla.c: is ..
_.-.,_.----J-----!-,---J~o
50
100
150
200
250
300
350
400
PE3n~~
-----~----'----,---------__L-•
1
.'.'.
1
450
500
550
600
650
. H~u:t-gl a.cis ··-PEt nt:~·
700
1000
.-1'VI<:>yerlgla.-ch:
L----'-,-' ----.-~._
1050
• • ZOnes boisés moyennement dense
1100. 1150
1200
1250 1:
Zones boisé très dense
rr-
Signal fortement
atténué en surface
Signal perturbé par de
grandes hyperboles de
diffraction
Signal fortement atténué en
surface
Figure 4-9 . Profil géoradar levé à Tinkoto et délimitation des zones boisées le long de son tracé.
Echèlle reduite à 10% par rapport à l'image originale présentée en annexe 1.
Signal plus ou moins
perturbé selon les
endroits
78
En partant du haut vers le bas, les dernières réflexions indiquent la profondeur
d'investigation. Celle-ci varie entre 0 et 10m environ le long du profil. Ce qui montre que
lorsque la nature du terrain le permet, les paramètres de mise en œuvre utilisés à Tenkoto
permettent d'atteindre au moins 10m de profondeur. A certains endroits il y a une absence
presque complète de réflexions (par exemple de SO à 8Sm et de 740 à 7S0m). Entre SO et
8Sm cette absence coïncide avec le talweg, ce qui imiique que l'atténuation est due à la
présence de la saprolite saturée d'eau qui affleure dans le lit du marigot. Ainsi, l'absence de
réflexions entre 400m et 480m (pente) et entre 740 et 7S0m peut également s'expliquer par
une prépondérance des matériaux argileux en surface. En profondeur les seules couches
susceptibles d'atténuer complètement le signal radar sont les horizons argileux sous-jacents
à la carapace qui ont des faibles résistivités. Ce qui montre que les variations de profondeur
d'investigation le long du profil correspondent à celles du toit des ces couches, c'est-à-dire
la base des horizons indurés. Pour faire une analyse plus précise des sections géoradars ont
été extraites dans les zones du profil où le faciès radar n'est pas masqué par les hyperboles
de diffraction dues provoquées par l'interférence du signal avec la végétation.
4.3.2. La section géoradar du moyen glacis
La Figure 4-10 présente la section du profil radar extraite sur le moyen glacis entre
les positions 270m et 4S0m et l'interprétation des principaux réflecteurs. Sur cette figure,
le réflecteur le plus profond, localisé vers 4 à Sm de profondeur coïncide à SOcm près avec
le toit de l'horizon argileux ("mottled zone") repéré dans le puits TKA. (Figure 4-IOB). Le
décalage de SOcm correspond à la résolution attendue pour les antennes de SOMhz. Ainsi
on voit que sur le moyen glacis, les 4emières réflexions correspondent bien à la base de
l'horizon induré.
Entre 300 et 3S0m le faciès radar est marqué par des réflecteurs de grande
amplitude et pratiquement parallèles à la surface topographique. Ce qui suggère l'existence
de grands contrastes de permittivité au sein de l'horizon induré. Le réflecteur visible entre 2
et 3m de profondeur et de 320 à 39Sm (Figure 4-IOB), peut être attribué à la limite entre la
cuirasse et la carapace. En effet, il se corrèle assez bien avec la position de ce dernier dans
le puits TKA (2m de profondeur). De part et d'autre de la zone 300-3S0m les réflecteurs ne
sont pas bien définis; cela semble indiquer des variations latérales des caractéristiques
électriques des l'horizons indurés. Toutefois, celui correspondant à la base des horizons
79
indurés peut être représentée par interpolation sur toute la section (Figure 4-10). Le
géoradar continue le parallélisme entre la surface et la base des horizons indurés qui a
déjà été observé sur le profil géoélectrique P5(3) du moyen glacis (Figure 4-3).
~
OUEST
(A)
F::lT
0
~
ci
"
m 10
""
>
i
~20
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
270 280 290 300 310 320 330 340 350 360 370 380 390 400 410 420 430 440 450
(A)
~
o
+EST
1
OUEST
(8)
~
o
"
~1~
al
"">
l
270
'1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
II+280 290 300 310 320 330 340 350 360 370 380 390 400 410 420 430 440 450
Figure 4-10. Section géoradar 270-450m (moyen glacis) : (A) image brute, (B)
interprétation et corrélation des réflecteurs avec les limites des horizons observées à partir
du puits TKA.
4.3.3. La section géoradar du haut glacis
La section radar représentant le haut glacis entre les positions 640m et 830m et son
interprétation sont présentées dans la Figure 4-11. Sur le terrain des blocs de cuirasse plus
ou moins en place, ont été observés en surface dans la partie centrale ( entre 720 et 750m)
on observe. Dans cette zone la Figure 4-11 montre une zone de rupture des principaux
réflecteurs. Cette rupture pourrait être due soit à ces rugosités qui ont gêné le contact entre
les antennes et le sol lors de l'acquisition, soit à une présence des matériaux argileux
80
proches de la surface. Le faciès radar observé à l'Est de cette zone est légèrement diffèrent
de celui observé à l'Ouest (Figure 4-11B).
EST
(A)
OUEST
1
t
o
CIl
c:
~
o
10
ci
Il
CD
CIl
CIl
$
os;
OUEST
EST
Partie Ouesl
(8)
Partie centrale
o
Partie Est
~'"
co
0
ci
Il
1
CIl
"">§:
~
20
"5
(Il
J:
Figure 4-11. Section géoradar du haut glacis (640-830m) : (A) image brute, (8)
interprétation et corrélations avec les profils observés à partir des puits.
Dans la partie Est (640m et 725m), le faciès radar est marqué par des réflecteurs de
grandes amplitudes entre les quelles sont intercalées des petites hyperboles et des
réflexions isolées (Figure 4-11B). Les réflecteurs plongent vers l'Ouest et s'arrêtent
brutalement vers 720m. En partant du haut vers le bas, le dernier réflecteur (noté a) situé
entre 2 et 8m au-delà duquel le signal radar est complètement atténué, représente le toit de
81
l'arène granitique avec lequel il coïncide bien dans le puits TKB (Figure 4-11 B). Les
réflexions isolées observées en dessous de ce réflecteur pourraient correspondre à des àcoups de mesures dus à l'irrégularité de cette interface. Les petites d'hyperboles qui
s'intercalent entre les réflecteurs pourraient être liées à la diffraction des ondes sur les
éléments grossiers signalés dans la description des puits (Annexe 2). Ainsi, leur nombre
relativement important suggère que dans cette partie les horizons indurés contiennent une
grande proportion d'éléments grossiers.
Dans la partie Ouest (750m à 830m) le faciès radar est semblable à celui observé
sur le moyen glacis; il est marqué par des réflecteurs plus ou moins parallèles à la surface
topographique. Le réflecteur (noté b, Figure 4- 118) visible entre les puits TKC et TKDH à
la profondeur de 4 à 6m, et qui mime la surface topographique pourrait correspondre à
l'interface entre la cuirasse et la carapace. En effet, une translation d'environ 0,5m vers le
bas le ferait coïncider presque parfaitement avec cette interface dans les puits TKC, TKDH
et TKE. Ce décalage déjà observé sur le moyen glacis semble indiquer le niveau de
précision obtenu sur la cuirasse avec une fréquence de 50Mhz. Le signal radar semble plus
vite atténué que dans la partie Est (640 à 720m). En effet, la corrélation avec les profils
d'altération observés à partir des puits (TKC, TKDH et TKE, respectivement situés à
700m, 750m, 798m et 815m, Figure 4-11B) montrent que globalement le signal radar ne
dépasse pas la base de la cuirasse. Mais entre les positons 750m et 798m, un réflecteur
(noté c, Figure 4-11B) plongeant vers l'Est de 9 à I1m de profondeur environ, montre
qu'entre ces deux positions le signal n'est pas complètement atténué en surface. Ce
réflecteur pourrait correspondre à une passée d'argile au sein des horizons plus ou moins
indurés (carapace). En effet, des larges poches et des fissures remplies d'argiles ont été
observées au sein de cet horizon (puits TKC,TKDH et TKE, Annexe 2). L'atténuation du
signal pourrait également s'expliquer par cette importante proportion d'argiles.
4.3.4. La section géoradar de la pente
La pente reliant le haut et le moyen glacis correspond à la zone comprise entre 570
et 630m (Figure 4-12). L'amont du moyen glacis est visible à l'Est entre 450 à 570m, et
l'aval du haut glacis à l'Ouest entre 630m et 640m. La ligne en pointillés (Figure 4-12B)
représente le réflecteur attribué à la base des horizons indurés, à partir de l'interprétation
des sections géoradars du moyen glacis (Figure 4-10) et du haut glacis (Figure 4-11).
82
L'observation de cette figure montre que les horizons indurés disparaissent en biseau vers
570m (amont du moyen glacis) et vers 630m (aval du haut glacis). Sur la pente l'absence
de l'horizon induré est confirmée par le puits de contrôle THF situé à 590m. En effet, dans
ce puits l'arène granitique n'est surmontée que par une couche de matériaux col1uvionnaires
(environ l,Sm d'épaisseur) emballés dans une matrice argileuse friable. La présence de
cette couche relativement moins résistante (atténuant rapidement le signal radar), peut
expliquer le fait que le toit de l'arène ne soit pas détecté sur la pente.
(A)
Pente
Moyen glacis
'"c:
,,.
E; ,n
co
0
ci
:,~
EST
Il
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~• 20
.'"
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460
(8)
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l
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'
1
490 500
1
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1
520 530
1
540
_ _ _ _ _ _ Moyen glacis
1
1
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1
1
480 490 500
1
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550 560
_
1
1
520 530
1
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1
1
580 590
1
600
1
610
1
620
1
1
630 640
_ _ _ Pente - - - - - - 1
1
)
1
550 560 570
1
1
1
1
1
1
580 590 600 610 620 630
1
640
Figure 4-12. Section géoradar 460-640m : (A) Image brute, (B) interprétation et
corrélations avec le profil observé à partir du puits THF.
4.4.
L'IMAGE GEOELECTRIQUE P8
L'image géoélectrique P8 obtenue à l'extrémité Est du moyen glacis (Figure 4-13)
montre les relations entre le granite, la cuirasse et la saprolite. En effet, entre 50 et 90m les
83
hautes résistivités (p>3000Qm) représentent le granite (observé en affleurement à cet
endroit), et entre 90 et 315m elles représentent plutôt la cuirasse. En dessous des horizons
indurés la couche de moyenne résistivité (p<lOOOQm) attribuées à la saprolite est en
contact en même temps avec le granite et la cuirasse vers 90-95m. Ainsi ce profil met en
évidence vers la position 90m une sorte de point triple entre la cuirasse, la saprolite et le
granite.
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lJnd ëlctlfôde SQ&cit"" .. 5,0 1'1"
Figure 4-13. Profil géoélectrique P8, obtenu à l'extremité Est du moyen glacis.
De 95 à 150m les altérites meubles (saprolite) reposent sur le granite alors que
entre 90 et 95m la cuirasse repose directement sur le granite. Ce contact entre la cuirasse et
le granite a été également observé en affleurement à quelques dizaines de mètre de ce
profil P8 (Figure 4- J 4).
Figure 4-14. Photo montrant le contact entre la cuirasse et le granite à Tenkoto.
Cette disposition et la présence du "point triple" cuirasse-granite-saprolite
indiquent qu'à cet endroit la cuirasse s'est formée par induration des matériaux transportés
et déposés directement sur le granite sain, puis l'altération du granite sous la cuirasse, a
généré la saprolite.
84
4.5.
SYNTHESE ET COMPARAISON DES RESULTATS DE LA TOMOGRAPHIE ET DU
GEORADAR.
Après avoir présenté des images géophysiques obtenues sur un même site à partir
du géoradar et de la tomographie de résistivité électrique réalisée avec des espacements
interélectrodes variant de 0,5 à 10m, nous allons maintenant faire le point sur les apports
relatifs des deux méthodes.
4.5.1. Précision des images géoélectriques
Les profils géoélectriques obtenus à avec un espacement de IOm (chapitre 1) ont
permis d'atteindre une profondeur d'environ 100m couvrant ainsi la totalité de l'épaisseur
du manteau d'altération. La précision obtenue pennet de distinguer les principaux niveaux
d'altération: le granite plus ou moins altéré (p<750nm), la saprolite (p<750nm), le
niveaux induré (p>750nm) et les poches aquifères dans la saprolite (p<130nm).
Cependant la délimitation précise des horizons supérieurs n'est obtenue qu'avec des
images obtenues avec des espacements plus petits (1,5 et 3m) et calés avec les logs
lithologiques observés dans les puits; mais avec 3m d'espacement on ne dépasse pas 25m
de profondeur d'investigation. Notons que la distinction précise sans ambiguïté entre
cuirasse et carapace n'a été possible qu'au niveaux du sondage croisé réalisé sur le moyen
glacis avec 0,5m d'espacement. Ces constatations montrent l'importance d'adapter le choix
de l'espacement des électrodes aux objectifs de la prospection (Ritz et al, 1999).
4.5.2.· Comparaison entre la tomographie électrique et le géoradar.
Une première comparaison tentée par Safou (2001) sur la base des images
géoélectrique et géoradar obtenues sur le haut glacis, à montré la nécessité de disposer des
profils verticaux pour une identification précise des horizons. La Figure 4-15 qui regroupe
les résultats obtenus sur le haut glacis, le moyen glacis et la pente qui les raccorde, ainsi
que des profils verticaux observés à partir des puits foncés sur de la ligne de prospection
(Figure 4-2) pennettent d'apprécier comparativement les apports des deux méthodes dans
les milieux latéritiques.
• • • • • B • • • mo • • • • • •
UO
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6'10·
6'30'
Position
position
Figure 4-15. Synthèse des resultats de la tomographie électrique et du géoradar.
86
En tomographie les limites des horizons ne sont pas nettes, elles sont plutôt
représentées par de minces couches géoélectriques de résistivité intermédiaire à celle des
couches quelles séparent. Cela est du au fait que le procédé d'inversion privilégie les
faibles gradients de résistivité ce qui se traduit sur les images par des sortes de halo de
résistivités intermédiaires. Dans le géoradar les limites sont souvent nettes, celles-ci étant
représentées par des lignes indiquant la position des réflecteurs. Cela est lié au fait que les
réflexions s ont lieux à des interfaces entre des couches de permittivité diélectrique
différentes.
A Tenkoto, les images géophysiques issus des deux méthodes et caler à la
lithologie à partir des profils verticaux observés dans des puits, ont permis de repérer en
continu la base l'horizon induré. Celle-ci se corrèle plus ou moins bien avec la limite
observée à partir des puits, selon la méthode concernée (Figure 4-15). Les caractéristiques
de cette limite varient légèrement d'une méthode à l'autre: sur la tomographie, elle apparaît
continue et montre de petites ondulations notamment sous le moyen glacis, et elle coïncide
bien avec celle repérée dans les puits. En revanche sur le géoradar, elle apparaît irrégulière
et coïncide moins bien avec celles repérées dans les puits dont elle est décaler d'environ
50cm. Toutefois, ce décalage pourrait être du à la résolution de la méthode pour des
antennes de 50Mhz.
Par principe, les mesures de résistivité s'appliquent à des volumes de terrain, les
contours géoélectriques étant obtenus par interpolation. Alors que le radar détecte
directement les interfaces entre les couches de permittivité diélectrique contrastées. Ceci
nous permet de penser que la base du niveau induré est effectivement irrégulière comme le
montre le géoradar ; les ondulations observées sur la tomographie seraient également la
marque de ces irrégularités lissées par l'interpolation des contours géoélectriques. Ainsi,
dans les conditions de mise œuvre à Tenkoto, le géoradar ressort mieux les irrégularités
latérales des limites des horizons que la tomographie à tendance à lisser ; par conte cette
dernière donne une estimation plus précise des profondeurs.
Au sein du niveau induré, la limite entre la cuirasse et la carapace est imprécise
aussi bien sur les images géoradars que sur les images géoélectriques obtenue avec des
espacement des 3m. En effet, les hautes résistivités (p>6000nm) observées en surface sur
la tomographie et le réflecteur détecté par le géoradar dans ce niveau ne se corrèlent
qu'imparfaitement avec les observations faites dans les puits (Figure 4-15A et 44B).
87
Toutefois cette limite a été distinguée avec précision sur l'image géoélectrique issus du
sondage croisé réalisé sur le moyen glacis. Les propriétés électriques des matériaux étant
directement liées à leurs caractéristiques physiques et hydrogéologiques. L'absence de
précision sur l'interface entre la cuirasse et la carapace sur les images géoélectriques
obtenues avec 3m d'espacement interélectrodes et sur le géoradar peut s'expliquer par une
insuffisance de contraste des caractéristiques "géophysiques" (résistivité et constante
diélectrique) par rapport à la précision obtenue. Ce qui suggère une certaine similitude
minéralogique (argilosité) et/ou hydrogéologiques (pourcentage en eau) de ces deux
horizons.
La profondeur d'investigation est quasiment constante sur les images géoélectriques
obtenues avec le même espacement des électrodes. En revanche dans le géoradar, pour les
même de mise en œuvre, la profondeur d'investigation varie d'un endroit à un autre. Celleci se limitant au toit du niveau argileux qui représente un écran pour les ondes radars.
Cependant, sous le plateau du haut glacis le radar n'a pas pu détecter ce toit (Figure 4-15B)
en raison d'une absorption importante et inattendue du signal radar dans les horizons
supérieurs. Absorption pouvant être liée aux nombreuses poches argileuses observées au
sein de ces horizons à cet endroit (Annexe 2). Elle pourrait aussi être le fait d'une mauvaise
corrélation entre le temps et la profondeur. En effet, les profondeurs indiquées sur l'image
géoradar sont déduites du temps de parcours de l'onde de la surface aux réflecteurs en
utilisant la vitesse moyenne estimée des ondes par la technique de "CMP". Bien que les
mesures en "CMP" aient été réalisées le long du profil, la grande hétérogénéité des
horizons superficiels sous le plateau du haut glacis, peut induire un grand écart entre les
vitesses spécifiques de chaque couche et la vitesse moyenne estimée par la technique de
"CMP". On voit que les résultats fournis par chacune des deux méthodes complètent et
confirment ceux de l'autre ce qui montre l'intérêt de coupler deux méthodes en prospection
géophysique.
A Tenkoto, la mise en œuvre de la tomographie a été relativement difficile et
longue (Safou, 2001), un panneau de 64 électrodes et 4 câbles nécessitant environ quatre
jours et 5 à 7 personnes. Bien que nécessitant une série d'essais permettent de paramètres
l'acquisition, le géoradar est relativement rapide à mettre en œuvre sur le terrain, à Tenkoto
le profil de 1300m a été levé en une seule journée et n'a mobilisé que trois personnes.
88
CHAPITRE 5.
RESULTATS DES TOMOGRAPHIES RECOUPANT DES
CONTACTS GEOLOGIQUES A TENKOTO ET A
KONDOKHO (P9 ET PlO)
89
Ce chapitre traite de la mise en évidence et de la caractérisation géométrique des
contacts géologiques masqués par le cuirassement, à partir des images géoélectriques du
manteau d'altération latéritique qui les r~couvre.
Le profil géoélectrique P9 de Tenkoto recoupe le contact entre les tufs
andésitiques et le granite (Figure 5-1 A) ; le profil PlO de Kondokho recoupe un dyke de
dolérite intrudant le granite de Saraya (Figure 5-1 B).
0..
CJ
Wglâ
". ,."
(A)
Granite
Melaanclésites (tufs)
.:
Metagabbros
••-
Haul glacis cuirassé
'.' ~
limite
....-.......-
-
P9
,
limite supposée
Profil géophysique
(8)
20Km
Disposition du profil par rapport à la tranchée
t au dyke de dolérite
...,....-------1
Figure 5-1. Contextes géologiques des sites des profils P9 et PlO : (A) Profil géoélectrique
de Tenkoto P9, (B) Profil géoélectrique de Kondokho PlO.
90
5.1.
L'IMAGE OBTENUE A TENKOTO
(P9)
La Figure 5-2 montre l'image géoélectrique du profil P9 obtenue à Tenkoto avec un
espace interélectrodes delOm, et l'interprétation qui en résulte. La profondeur
d'investigation est d'environ 80m. La couche résistante (1l20<p<6300Qm) en surface,
représente les horizons indurés et la couche conductrice sous-jacente (p<800Qm), les
altérites argileuses.
EieYat bn Nord
(A)
If{
Sud
au
0.0
0,) ~
-20J
-40J
-~I
1
.)).J
__________ w
_
.1)).J
1Lo
280
530
112C
P.~~~lidi·y
2240
44:()
6930
17320
l.nil Ffp.r1tn1p.
i1 n1m m
:;;~~r.inG
=1n l m
Sud
TalwE\Q
2üJ1,
1:
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(8) -zr.!~!
,!
1
~rW.J j
,,~;n
i
H
1
<!DJ ii
•j Jn,.~i j
Granite
Domaine du granite
Figure 5-2. (A) Image géoélectrique du profil P9 de Tenkoto, (B) interprétations.
Un domaine résistant (p>3000Qm) est visible dans la partie Sud du profil à partir
de la position 320m (Figure 5-2A) et au-delà de la profondeur de 20m environ. Au Nord, la
couche conductrice (altérites argileuses) se prolonge en profondeur jusqu'au-delà de 80m.
Le passage de l'un à l'autre est marqué par une discontinuité électrique subverticale très
nette, située entre 300m et 240m et plongeant vers le Nord. Le contexte géologique de ce
site permet d'attribuer le domaine résistant au granite. Ainsi la discontinuité latérale située
en profondeur peut être interprétée comme le contact entre les tufs et le granite (Figure
5-2B). La remontée des résistivités (1000-I500Qm) qui s'observe entre les positions 100
et I60m au-delà de 20m de profondeur (Figure 5-2) pourrait correspondre à des matériaux
91
moins altérés; Il pourrait s'agir de filons et lou de pegmatites ou encore d'une remontée de
la roche mère.
L'épaisseur des horizons indurés varie d'un domaine à l'autre: il est d'environ
l5m au-dessus des tufs (O-320m) alors qu'au-dessus du granite (340-630m) il n'est que de
quelques mètres (Figure 5-2B). Cette différence s'observe aussi au niveau des altérites
argileuses; ainsi le manteau d'altération est plus épais de plus de 40m sur les tufs que sur le
granite.
5.2.
LE PROFIL D'ALTERATION DE KONDOKHO (PlO)
L'image géoélectrique du profil PlO de Kondokho, obtenue à partir d'un
espacement interélectrodes de 5m, et son interprétation sont présentés dans la Figure 5-3.
La profondeur d'investigation est d'environ 40m. La flèche indique la position de la
tranchée et les deux traits discontinus verticaux représentent les limites latérales
approximatives du dyke de dolérite. Le trait plein montre les limites interprétées, entre
l'horizon induré et la saprolite et entre la saprolite et le granite plus ou moins altéré.
Ouest
Deplh
Est
beration 5 RMS error ;:; 6.0 %
0.0
(A) 13
160
80.0
m.
240
~!:-:::!:::::!::::::=:=:::::!:::::!:::::::!::::!::::~::!::±:!:::±::!=':-~=====!:::::!::::::::~::::!::::!::::~~~~
12.0
243
32.9
43.6
.~.
In\lllrse Model Resistillily Sl!ction
. _• • • • __ • •
140
200'
560
1120
_
.,
•.. "•
~.n\I9J·._
2240
4480
6960 . "'17920
Resisti'lity in ohm.m
Unit eleetrode spacing 5.0 m.
Tranchée
~
DoIé!itËl
limites du dyke
Umttes des horizons
Figure 5-3. (A) Image géoélectrique du profil PlO de Kondokho, (B) interprétations.
La Figure 5-4 montre la coupe de la tranchée implantée par Blot et al., 1976 à
laquelle nous nous referons dans l'interprétation des couches géoélectriques. On y observe
du haut vers le bas : une cuirasse de 1 à 1,7m d'épaisseur recouverte par un sol sableux
d'environ lm, une mince couche de carapace (environ O,5m), une couche d'argiles
92
tachetées d'environ lm, disparaissant en biseau à l'approche de la zone doléritique. L'arène
granitique est visible au-delà à partir de la profondeur 2,5m ; mais l'arène doléritique
n'appairait qu'au-delà de 7,5m.
Ouest
Est
0.5
0.5
1.5
1.5
.5
2.5
3.5
.
5
.~
•"
..,
..
~
..
...
..
..
.,.
...
•
.,
..
•
..
...
...
;,
...
'!'
'!"
..
~.
..
...
1m
-
Figure 5-4. Coupe de la tranchée de Kondokho montrant le contact entre la dolérite et le
granite (d'après Blot, 1980).
La corrélation entre la coupe de la tranchée ci-dessus (Figure 5-4) et l'image
géoélectrique (Figure 5-3B) permet d'attribuer la couche résistante superficielle
(p> 10000.m) aux horizons indurés cuirasse et carapace, la couche conductrice (p<4000m)
aux altérites (horizon argileux et arène granitique) et la couche résistante profonde
(p> 1000Qm) au granite.
L'épaisseur de la couche résistante de surface (niveau induré) varie entre 0 et 3m le
long du profil; les plus grandes résistivités (p>3000Qm) sont détectées au-dessus de la
dolérite entre 135 et 185m où sont également observées les plus grandes épaisseurs, et de
façon localisée vers lOm, 35m, 65m et 225m. La référence à la tranchée montre que ces
grandes résistivités correspondent à la cuirasse et les zones relativement moms
résistantes(lOOO-3000Qm) à la carapace. Notant que le fait le plus marquant ici est
l'épaississement des altérites à l'aplomb du dyke de dolérite entre les positions 150 et
200m. En effet, l'épaisseur des altérites passe de 10 à 20m au-dessus du granite, à plus de
40m au-dessus de la dolérite.
93
5.3.
INTERPRETATION DES RESULTATS
On sait que les altérites résultent de la destruction des minéraux primaires de la
roche mère et de la concentration relative des minéraux néoformés plus stables que les
précédents
(Delvigne,
1998).
Dans
les
conditions
supergènes
les
minéraux
ferromagnésiens plus instables que les minéraux blancs s'altèrent les premiers (Delvigne,
1998). Les roches basiques sont plus riches en minéraux ferromagnésiens que les granites,
qui eux sont plutôt riches en minéraux blancs notamment le quartz et les feldspaths (80%
environs). Ainsi, pour les mêmes conditions supergènes, l'argilification est plus intense sur
les roches basiques que sur les granites. D'où un approfondissement plus important du
profil au-dessus des roches basiques (Blot et al., 1976).
Les profils P9 et PlO montre aussi que l'horizon induré est plus épais Au-dessus
des roches basiques qu'Au-dessus des granites (P9 et PlO). Sur le profil de Tenkoto, son
épaisseur atteint environ 15m au-dessus des tufs, contre moins de 5m au-dessus des
granites. A Kondokho (P 10) l'épaisseur de cet horizon varie entre 0 et 3m et les plus
grandes valeurs sont observées au-dessus de la dolérite. On sait que l'induration des
matériaux résulte de la concentration des oxydes et hydroxydes de fer. La disponibilité du
fer s'avère donc un facteur détenninant dans la formation du niveau induré.
Le Tableau 8 donnent les compositions chimiques moyennes des matériaux de
Kondokho et le Tableau 9 celles des matériaux de Tenkoto.
Tableau 8 : Composition chimique moyenne des matériaux de Kondokho (Blot, 1980)
Matériaux
fe2 0 3
AhOJ
Si02
CaO
K20
Na20 MgO
H20
Roches
Granite
0,88
14,62
74,05
0,42
4,45
40,6
0,21
1,06
sames
Dolétites
12,57
14,37
51,72
6,85
2,15
2,93
4,40
2,24
Altérites
Granite '
1,41
14,89
73,05
0,32
4,51
2,80
0,26
2,39
Dolétites
Il,38
16,35
52,15
2,60
1,93
2,00
2,22
9,05
Horizons
Granite
21,97 10,56
58,83
trace
0,74
0,07
0,18
6,84
indurés
Dolérites
34,95
40,24
0,2
0,63
0,1
0,17
9,36
12,91
94
Tableau 9. Composition chimique moyenne des matériaux de Tenkoto (Parisot et Diome,
communication personnelle)
Fe2 0 J AhOJ Si0 2 CaO K20 Na20 MgO MnO
P20S Ti0 2 èr20J LOI
Granite
3,01
13,88 69,52 2) 1 4,26 3,51
0,05
0,09 0,3j
tufs
5,95
16,0560,145,04 0,66 4,21 4,51
0,1
Roches vertes 10,15
15,07 53,67 7,42 0,87 3
1,1
5,38 0,15
°
0,62
0,15 0,67 0,02
1,.54
0,2
1,2
°
1,76
°
1,68
13,52
14,1749,36 12,120,22 1,83 4,71
0,18
0,08
1,13 0,02 1,67
12,9
14,15 55,87 5,58 0,56 3,76 2,85 0,21
0,14
1,14
Cuirasse sur granite
Haut glacis
43,47
18,38 23,80 0,02 0,14 0,00 0,08 0,08
0,16 1,04 0,12 11,65
Moyen glacis
41,89
13,05 34,78 0,04 0,18 <0,01 0,05 0,07
0,33 0,77 0,07
0,50 0,76 0,11
Carapace sur granite
Haut glacis
48,15
15,18 21,200,01
0,12 0,00 0,06 0,22
Moyen glacis
24,42
12,50 53,18 0,05 0,23 <0,01 0,05 0,10
0,08
12,51
1,02 0,03
Ils montrent que les tufs et la dolérite sont plus riches en fer que le granite. Les tufs
et la dolérite qui contiennent plus de fer (Tableau 8 et Tableau 9) et qui s'altèrent plus vite
libèrent donc plus de fer que le granite. Ce fer contribue à l'induration et favorise le
développement des cuirasses au-dessus des roches basiques. Cependant, bien que la
différence des teneurs en fer soit plus importante à Kondokho entre la dolérites (12,57%)
et le granite (0,88%) (Tableau 8) qu'à Tenkoto entre les tufs (5,95%) et le granite (3.01%)
(Tableau 9), la différence d'épaissew des cuirasses est plus importante à Tenkoto, et les
cuirasses de Tenkoto (41,89 à 43,47 % de fer) sont nettement plus riches en fer que celle de
Kondokho (21,97% de fer). Ces différences suggèrent une accumulation absolue du fer sur
les glacis de Tenkoto. Effectivement, les roches vertes des collines qui dominent les glacis
sont très riches en fer (Tableau 9) et
don~
aussi les cuirasses qui les recouvraient. Ils ont
donc pu alimenter les glacis en fer. Ce fer serait contenu dans le matériel détritique
provenant de ces reliefs et déposé sur les glacis par l'érosion (Grandin, 1973). Ce
mécanisme explique les différences d'épaisseur de cuirasse entre les profils de Tenkoto et
Kondokho. Cependant, la différence d'épaisseur des indurations entre le domaine des tufs
95
et celui des granites à Tenkoto, semble lié en partie à un apport du fer différencié in situ :
celui ci étant plus important sur les tufs que le granite.
5.4.
CONCLUSION
Au niveau des altérites sous la CUirasse, quelque soit le secteur (Tenkoto et
Kondokho), l'épaisseur des altérites sous la cuirasse est plus grande au-dessus des roches
basiques. Ce qui suggère que ces altérites soient issues de l'altération des roches sousjacentes. Ces différences apparaissent clairement sur les images géoélectriql.J.es. Au niveau
des cuirasses les grandes épaisseurs observées sur le granite de Tenkoto ainsi que leur
richesse en fer sont dues à un apport de matériel détritique riche en fer, résultant de
l'érosion des reliefs environnants. Cette érosion serait favorisée par l'existence des hauts
reliefs autour des glacis. A Kondokho, les cuirasses se sont plutôt qéveloppées in situ par
.
.
induration des produits de l'altération du substratum rocheux. L'absence de relief ne
pouvant permettre limitant l'érosion et le transport.
96
CHAPITRE 6.
DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS
97
Les résultats fournis par les profils géophysiques associés aux observations directes
faites en surface et à partir des puits ont pennis de décrire la structure du manteau
d'altération et de corréler la géométrie des principaux horizons d'altération à la surface
topographique. Ces résultats pennettent de: (i) d'apprécier les apports des méthodes
d'imagerie géoélectrique et géoradar dans l'étude des couvertures d'altération latéritique,
(U) de discuter les relations entre les fronts de cuirassement et d'altération et la surface
topographique, (Ui) d'apprécier les potentialités des imageries géophysique dans la
précision des contacts géologiques masqués et dans le suivit des fluctuations saisonnières
des nappes des altérites.
6.1.
APPORTS COMPARES DE LA TOMOGRAPHIE ET DU GEORADAR
La tomographie est relativement longue à mettre en œuvre sur le terrain, un
panneau de 64 électrodes et 4 câbles nécessite environ quatre jours et 5 à 7 personnes
environs. En revanche, le géoradar est relativement plus rapide à mettre en œuvre sur le
terrain, le profil géoradar de Tenkoto long de BOOm a été levé en une seule journée et n'a
mobilisé que trois personnes.
La comparaison des résultats fournis par les deux méthodes a montré que: la
tomographie donne une meilleure estimation des profondeurs par rapport au géoradar et sa
profondeur d'investigation n'est limitée que par l'espacement des électrodes, elle a
cependant tendance à lisser les irrégularités des limites des horizons. En revanche, le
géoradar montre des limites nettes et met en évidence les irrégularités des limites des
horizons que la tomographie à tendance à lisser. Cependant, le signal radar
ne peut
dépasser le toit des couches argileuses (saprolite). Cette comparaison suggère que dans les
zones d'altération latéritique le géoradar peut être utilisé pour faire un diagnostique rapide
de la présence des indurations et d'en estimer l'épaisseur. Par la suite la tomographie peut
être utilisée, pour préciser la structure des horizons meubles sous le niveau induré el
préciser les profondeurs.
98
6.2.
RELATIONS
ENTRE
LES
LIMITES
DES
PRINCIPAUX
HORIZONS
D'ALTERATION ET LA MORPHOLOGIE ACTUELLE DU PAYSAGE.
Les images géophysiques ont permis de reconnaître la structure du manteau
d'altération latéritique. Ils ont mis en évidence le substratum granitique sain à environ SOm
de profondeur sous le manteau latéritique de Tenkoto (Figure 3-3 et Figure 3-4), et à
environ 40m sous celui de Kondokho (Figure S-3). Dans les deux secteurs le substratum
basique sain (dolérite et tufs) n'a pas été atteint. Les détails de l'organisation de la
couverture latéritique ont été décrits à Tenkoto en utilisant une série d'images de plus en
plus précises (tomographie à espacements de 10, 3 et l,Sm et les sondages croisés). Les
horizons suivants ont été distingués : le granite plus ou moins altéré avec une résistivité
d'environ 1000 à 3000nm et une épaisseur variant entre 20 et 40m environs, un horizon de
transition (SOO<p<1000nm) d'environ une dizaine de mètre, la saprolite dont l'épaisseur
varie entre 20 et 40m avec une résistivité de moins de soonm passant en dessous de
140nm dans les endroits où elle est saturée d'eau, et enfin l'horizon induré dont l'épaisseur
varie selon la surface géomorphologique moins de 5m sur le moyen glacis et jusqu'à 16m
sur le haut glacis. Ce dernier est nettement moins épais à Kondokho où elle ne dépasse pas
3m. On voit que les caractéristiques géométriques des profils diffèrent selon les contextes
géomorphologiques. L'influence de la nature de la roche mère sera discutée plus loin.
Les corrélations entre d'une part la surface topographique et la base des horizons
indurés et d'autre part entre les deux unités géomorphologiques (Figure 4-15), ont montré
que la cuirasse se biseaute à l'amont du haut glacis et à l'aval du haut glacis mettant en
évidence une discontinuité latérale majeure du cuirassement entre les deux surfaces. Sur le
moyen glacis la base du niveau induré est déclive vers l'Est avec une pente inférieure à 3°
parallèlement à la pente topographique, l'épaisseur ne dépasse pas 5m. En revanche, sur le
haut glacis elle est plutôt horizontale, tandis que la surface est accidentée, l'épaisseur des
indurations atteint 16m sous le plateau. Cet horizon est aussi légèrement plus résistant sur
le haut glacis (p>2240-3100nm) que sur le moyen glacis (p>1l20-15000m). Les hautes
résistivités (p>3000nm) normalement attribuées au faciès le plus induré c'est-à-dire la
cuirasse (Bantsimba, 1999 ; Beauvais et al., 1999 ; Riti et al., 1999a), sont aussi observées
au sein des faciès peu indurés (carapace) du haut glacis. Cela est du à la présence des
éléments d'anciennes cuirasses, reprises dans les niveaux indurés du haut glacis (Michel,
99
1973 ; Parisot et Diome, communication personnelle). Il est également probable que la
matrice des cuirasses est moins argileuse (donc plus résistante) sur le haut glacis que sur le
moyen glacis Les coupes lithologiques des puits (Figure 4-2) ont montré que sur le haut
glacis l'horizon induré présente plusieurs faciès. Ces observations suggèrent que les
indurations du haut glacis sont de nature pétrographique, différente de celles du moyen
glacis. Cette dichotomie entre le moyen et le haut glacis, apparaissant sur plusieurs
caractéristiques (résistivité, nature des matériaux, épaisseur des horizons), suggèrent
l'existence de deux phases d'induration distinctes dans le temps et l'espace sur l'interfluve
de Tenkoto (Michel, 1973).
Mananga (2000) a montré (à partir des analyses chimiques et physiq\les des
matériaux et de la morphoscopie des grains d'or) l'existence d'une discontinuité majeure
entre l'horizon induré et la saprolite granitique, ainsi que la présence des matériaux
transportés sur le moyen glacis. Le profil P8 (Figure 4-13) a montré une sorte de point
triple entre la cuirasse, le granite et la saprolite à l'extrémité Est du moyen glacis de
Tenkoto. Ce qui suggère que les matériaux cuirassés sur le moyen glacis s'étaient déposés
directement sur le granite sain avant l'altération de ce dernier. Ces matériaux
proviendraient donc, au moins en partie, de l'erosion du haut glacis selon le schéma cidessous (Figure 6-1) inspiré de la Figure 4-15.
La cuirasse du haut glacis devait être probablement moins épaisse à l'Est. L'érosion
façonnant le paysage aurait partiellement décapé la cuirasse et les altérites du haut glacis
mettant à nu la le toit du granite dans la partie Est, pendant qu'à l'Ouest subsistait un
lambeau du haut glacis. Des matériaux issus de l'ablation partielle du haut glacis se seraient
déposés sur le granite formant un glacis de dépôt (Figure 6-1A). Par la suite, l'altération du
granite a généré les épaisses couches d'altérites qui le séparent des horizons indurés
(Figure 6-1B), pendant que les matériaux provenant du haut glacis s'induraient en surface
grâce au fer venu de la même surface et la contribution de celui issu de l'altération du
granite in situ. L'altération du granite aurait isolé en dessous de la pente qui sépare les deux
glacis, le bloc de granite qui subsiste au sein de la saprolite (Figure 6-IC).
100
Haut glacis
(A)
transport
Sur1ace d'erosion
++
V
••
+,
.........
"··+t"
7~O
1
640
530
++
(8)
-
, ,
, ' ,
1
640
Haut glacis
(C)
Pente
lm
1
.,"
2
3
5
Figure 6-1. Schéma de la mise en place du profil latéritique du moyen glacis tel que
suggéré par l'interprétation des images géoélectriques et géoradar de la Figure 4-15 : (1)
cuirasse, (2) matériaux détritiques plus ou moins fins, (3) matériaux détritiques grossiers,
(4) arène granitique et (5) granite plus ou moins altéré.
La Figure 6-2 dérivée de la Figure 3-5 montre les relations entre la surface et le
toit du substratum telles qu'elles ont été décrites au chapitre 3. Elle sont caractérisées par
une opposition des formes (les convexités du topographiques sont à l'aplomb des
concavités de du toit granitique) à l'échelle globale et aussi à l'échelle de la centaine de
101
mètre. Ce qui suppose que les deux surfaces aient subi des modifications morpholQgiques
importantes (Beauvais et al., 1999).
(A)
"Middle-Glacls" •....
. West
East
40
2.0
.......
.s
0
.......···1
l\I
'0
~ -20
c
."
oC
u
~
~
-40
?
-60
-80
. 0 ···100200300400
soo6007ooâoô906i1000 i11()()12001aOol4dO·
hitls.lope Jength. x (m)
(B)
"Micklle-Glacls'
-80 -+-.-.~ .....
D ., DO 200 300
400
500600· 7OCI800 .··900···
i()&i~1ôb·12do1300
1400
hl\lslope rength, x(m)
Figure 6-2. Coupe géomorphologique de l'interfluve de Tenkoto derivée de la Figure 3-5
(après une expansion de l' echelle verticale 3 fois) montrant les relations entre les formes
de surface et celle de la limite du toit du granite: (A) profil Pl, (B) profil profil P2 : (1)
horizon induré (p> SOO Om), (2) granite sain et granite plus ou moins altéré (p>7500m),
entre les deux se trouve la saprolite (p<SI OOm). (Beauvais et al, 1999).
102
Il ressort des éléments discutés ci-dessus qu'à Tenkoto la morphologie actuelle du
paysage et l'aspect des profils sont tributaires de l'action combinée de l'altération et des
processus d'érosion-dépôt. Ces processus seraient en relation avec les variations
climatiques du quaternaire ( Michel, 1973; Grandin, 1973). Récemment Beauvais et al.
(1999) ont proposé un schéma d'évolution du paysage de Tenkoto (Figure 6-3) basé sur
l'interprétation des profils (P 1 et P2, Figure 3-3). Les résultats des profils P5 à P9 et du
profil géoradar (Cf chapitre 4 et 5) ont appQrté des arguments supplémentaires qui
corroborent ce schéma que nous reprenons plus loin (Paragraphe 6.4.
Les profils réalisés au Nord - Est de Tenkoto et à Kondhoko ont montré que sur les
glacis de Tenkoto qui sont ceinturés par des reliefs (collines de roches basiques) les
CUirasses sont plus épaisses que ceux de Kondokho où il y a absence <:le relief. Les
CUirasses de Tenkoto sont également plus riches en fer que ceux. de Kondokho. Ces
différences suggèrent que selon les contextes géomorphologiques locaux le cuirassement
procède de deux processus : l'accumulation relative et/ou l'accumulation absolue du fer.
Lorsque le relief est très différencié le transport latéral est important et les deux
phénomènes peuvent coexister (cas de Tenkoto). Par contre lorsque le relief est peu
différencié, le transport latéral est défavorisé et le deuxième cas (accumulation relative)
prédomine (cas de Kondokho). Sur les contacts géologiques, l'apport extérieur contribue au
développement des cuirasses, mais n'efface pas la différence d'épaisseur induite par la
différenciation in situ.
6.3.
LA MISE EN EVIDENCE DES CONTACTS GEOLOGIQUES MASQUES.
La localisation précise des contacts géologiques masqués par le cuirassement est
difficile à partir des observations géologiques de surface. Bien que dans le cas des profils
autochtones, il puisse exister une filiation géochimique verticale de la roche sous-jacent à
la cuirasse (Blot et al.,1976), la précision de ces contacts reste délicate. Car les analyses
géochimiques nécessitent un certain temps, le cuirassement peut être allochtone ou
autochtone ce qui n'est pas à priori évident à établir. Les profils géoélectriques P9 et PlO
(Figure 5-2 et Figure 5-3) ont montré que la tomographie peut mettre rapidement en
évidence les différences d'épaisseur des altérites en rapport avec le changement de la
nature du substratum, ce qui en fait un outil efficace pour la précision des contacts masqués
par le cuirassement, que celui-ci soit autochtone ou allochtone.
103
6.4.
CONCLUSION - MISE EN PLACE DES MATERIAUX DE TENKOTO
La corrélation négative observée à Tenkoto, entre le toit du granite et la surface
(Figure 6-2), l'importante différence d'épaisseur entre les indurations du moyen glacis et
celles du haut glacis (Figure 3-5) et l'existence d'un talus d'érosion à l'extrémité Est du haut
glacis montrent que la morphologie actuelle du paysage et l'aspect des profils ne pel}vent
être expliqués par le seul fait de l'altération supergène. Au contraire ce phénomène de
transformation minéralogique supergène qui à lieu au niveau du front d'altération et qui
contrôle sa morphologie a du s'alterner avec l'érosion qui façonne les paysages. Michel
(I973) et Grandin (1973) ont suggéré les processus d'érosion et leurs conséquences c'està-dire la redistribution des matériaux, pour expliquer la mise en place du cuirassement et
l'évolution des paysages latéritiques de l'Afrique de l'Ouest. Les images géoélectriques
obtenues avec des espacements de 10m ont permis de proposer un schéma d'évolution du
paysage de Tenkoto (Figure 6-3) basé sur les mêmes mécanismes (Beauvais et al., 1999).
« Le premier manteau d'altération latéritique était développé in situ sur les roches
vertes et sur le granite. Sous des conditions climatiques semi-arides à arides, l'érosion a
décapé partiellement cette couverture exposant une partie du granite pendant qu'au-dessus
des roches vertes le profil d'altération protégé par une cuirasse épaisse, était partiellement
préservé (Figure 6-3A). La surface d'érosion ainsi façonnée (Thomas, 1994) présentait
probablement des zones concaves et des zones convexes qui ont par la suite, contrôlé
l'accumulation du matériel détritique provenant de l'érosion des profils d'altération
développés sur les roches vertes environnantes (Michel, 1973) ( Figure 6-3B). Une relique
de ce type de profil, coiffé d'une cuirasse ferrugineuse massive, s'observe encore à Tenkoto
à 283m d'altitude au-dessus d'une colline située dans la zone de roches vertes (Figure
1-7A). Du matériel détritique grossier contenant des éléments de cuirasse de faciès
pétrographique similaire à celui de cette relique de cuirasse ont été observés dans le profil
du haut glacis sur une épaisselJl" d'environ 15m (Michel 1973 ; Parisot et Diome,
communication personnelle ). En Plus des blocs de cette cuirasse et de roches vertes, sont
dispersés sur la surface topographique dans la dépression périphérique séparant les glacis
des collines de roches vertes (Figure 6-3C-D). Une partie de la fraction argileuse du
matériel fin a pu provenir de la saprolite des anciens profils d'altération des roches vertes.
Le matériel détritique grossier a été d'abord accumulé dans les concavités
granitiques à l'Ouest prés des roches vertes. Des épais profils d'altération latéritique ont été
104
effectivement développés au niveau des dépressions du bedrock, dans lesquelles s'était
déposé l'essentiel du matériel d'érosion des collines de roches vertes (Figure 6-3 B-D). Le
paysage latéritique résultant, portant une épaisse cuirasse, a une topographie plus convexe
que concave (Figure 6-2). Cependant la cuirasse du haut glacis est peu préservée, car elle
apparaît plus désagrégée sur le profil P2 que sur le profil Pl (Figure 3-3). Cette
désagrégation peut être le reflet d'une plus petite épaisseur de la cuirasse sur le profil P2
que sur le profil Pl, puisque le toit du granite plonge vers le Sud alors que la surface
topographique est inclinée vers le Nord, les deux ont des pentes de l'ordre de 4° (Figure
3-3). Effectivement cette figure (Figure 3-3) montre que le toit du granite est plus
superficiel sur le profil P2 que sur le profil Pl ( situé au Sud par au profil Pl).
Sous les conditions climatiques actuelles de tendance tropicale, le manteau
d'altération latéritique a subit une érosion différentielle ayant généré différentes fonnes
topographiques : les fonnes convexes du haut glacis qui portent une cuirasse très épaisse
(l5-16m, Figure 4-5) et les formes planes à légèrement concaves du moyen glacis qui
portent une cuirasse relativement moins épaisse (moins de Sm, Figure 4-3 et Figure 4-10).
Le moyen glacis exhibe une succession des formes concaves et des formes planes
à concaves peu marquées (rehaussées par une exagération de l'échelle verticale sur la
Figure 6-2) qui peuvent refléter l'action du transport suivit de dépôts, du matériel
colluvionnaire sur de faibles distances. Ces dépôts colluvionnaires ont été effectivement
observés sur le terrain (Michel, 1973). Ainsi la forme du glacis peut être due en même
temps à l'altération et à un transport limité (Selby, 1993). La forme convexe du haut glacis
résulte des processus d'ablation alors que les pentes planes à légèrement concaves du
moyen glacis, sont dues aux mécanismes d'écoulement hypodermique et superficiel (Selby,
1993) qui ont tendance à tronquer les profils d'altération.» (Beauvais et al., 1999)
105
(A)
wsw
ENE
CoUines de
Surface d'érosion
/
(B)
,
(C)
roches wrfes
Haut glacis
·••......Dépréssion peripheriqUé--
roches vertes
_
Roches vertes
_
Granites fracturé
;{B~;~J ~~~:;~: lins
_
RaUques de cuirasse
Saprollte du granile
IIIIIIIWII Cuirasso du haut glacis
~:~:~:~:f saprol~e des roches vertes
~l
-
111111111
Materiaux delriliques
composés de debrls de cuirasse
Cuirasse du moyen glacis
Figure 6-3. Modèle d'évolution du paysage de Tenkoto (Beauvais et al., 1999)
6.5.
HYDROGEOLOGIE DES ALTERITES
Les images géoélectriques acquises sur le moyen glacis à différentes périodes de
l'année ont montré que les aquifères des altérites se situent dans la saprolite et se présentent
en poche plus ou moins grandes. Pendant la saison des pluies la nappe est généralisée et la
circulation latérale est importante. En fin de saison de pluies la décharge est d'abord
relativement rapide, puis la nappe se fragmente en poches qui se rétrécissent plus
lentement probablement par une circulation latérale diffuse. Ces poches subsistent toute
106
l'année, certainement protégées de l'évapotranspiration par les altérites et les cuirasses qui
les recouvrent. La recharge rapide de ces nappes suggère que: bien que la porosité totale
soit assez importante (42%, Beauvais et al., 1999), la porosité efficace devrait être plutôt
faible. Ces nappes ont donc une faible capacité. Le manque de communication franche
entre les poches durant la saison sèches suggère l'existence des barrières de pennéabilité
qui seraient liés aux hétérogénéités latérales observées dans la saprolite. Les déplacements
verticaux de 5 à 10m, de la couche résistante profonde (p> 1OOOOm) sous la saprolite
reflètent l'existence des rabattements de la nappe, mais ceux-ci ne peuvent être détenninés
avec précision sur les images géoélectriques.
107
CONCLUSIONS GENERALES
De l'ensemble des observations présentées dans ce mémoire, on peut tirer les
conclusions suivantes:
.:. Les méthodes d'imagerie géophysique apportent des résultats permettant de
réaliser en continues des corrélations puits à puits d'une part et entre les caractéristiques
géométriques des profils et les observations géomorphologiques d'autre part. Ces résultats
sont difficilement accessibles par les méthodes
cIassiqu~s
d'observations des profils
d'altération (puits et tranchées).
•:.
Le géoradar permet de détecter rapidement la présence ou l'absence de l'horizon
induré mais ne dépasse pas le toit des la saprolite. En revanche, la tomographie donne
accès à des structures plus profondes. Toutefois quelle que soit la méthode utilisée la
détermination précise des limites des horizons d'altération n'est possible que si l'on
dispose des coupes lithologiques des puits.
•:. Des petites nappes aquifères pérennes existent dans la saprolite. Ce sont des
nappes quasiment stagnantes en saison sèche. En effet, pendant cette saison la circulation
latérale semble faible au point que ces poches aquifères puissent subsister durant toute la
saison. A ce titre elles représentent une ressource d'eau d'appoint pour les activités
agricoles des populations de ces régions.
•:. L'imagerie géophysique permet de localiser rapidement et de façon précise les
contacts géologiques masqués par le cuirassement sans implantations de puits ni de
tranchées, notamment lorsqu'il s'agit de contacts entre des roches de natures suffisamment
contrastées.
•:. Le cuirassement du Sénégal oriental procède de deux mécanismes, l'altération in
situ et/ou de l'érosion suivit de dépôt, selon les contextes géomorphologiques locaux: dans
les contextes à relief différencié (cas de Tenkoto), le transport et la redistribution des
matériaux sont importants et le caractère allochtone prédomine. En revanche, dans le cas
de reliefs peu ou pas différenciés (cas de Kondokho), l'érosion et le transport sont faibles,
la différenciation in situ prédomine et le cuirassement est autochtone. Dans les deux cas les
altérités sous-jacentes à la cuirasse se sont développées in situ à partir de la roche sous-
108
jacente. Ces méthodes contribuent donc à établir les relations entre les types des matériaux
(autochtones ou allochtones) et la morphologie du paysage.
•:. A Tenkoto l'analyse des images géophysiques des profils d'altération a confirmé
les modèles d'évolution géomorpho1ogiques proposés par Michel (1973) et Grandin (1973)
à partir des observations des puits. L'imagerie géophysique se révèle donc être un outil
particulièrement efficace pour caractériser la géométrie des couvertures latéritiques. Elle
représente une approche novateur dont l'apport est indéniable dans l'étude des couvertures
latéritiques épaisses.
•:. Cette méthode peut faciliter la cartographie géologique des régions à couvertures
latéritiques épaisses, permettre d'optimiser les iI!1plantations des ouvrages miniers et aussi
en réduire le nombre, ce qui conduit à des économies de temps et d'argent. Elle peut aussi
être utilisée après une compagne de sondage pour faire des corrélations de sondage à
sondage. En fin, le fait de pouvoir prédire les mécanismes génétiques des cuirasses en
fonction du contexte géomorphologique peut être mis à profit dans l'interprétation des
anomalies géochimiques superficielles.
Perspectives
.:. La limite entre la cuirasse et la carapace n'a pu être détectée avec précision que
sur les images géoélectriques interpuits (sondage croisé entre puits) qui ne peuvent couvrir
de longues distances. La cause de l'absence de la détection par le géoradar de la base de
l'horizon induré à certains endroits notamment sous le plateau du haut glacis, n'a pu être
déterminée avec certitude. Une étude des propriétés géophysiques (notamment la résistivité
électrique et la constante diélectrique) des matériaux d'altération en laboratoire peut aider à
élucider ces problèmes.
•:. L'étude de la variation de la résistivité des cuirasses et carapaces en fonction du
pourcentage
d'eau
pourrait
permettre
de
mieux
contraindre
les
modélisations
géoélectriques.
•:. Des résultats plus précis et plus complets sur les fluctuations saisonnières des
aquifères des altérites pourraient être obtenus en associant aux tomographies électriques
réalisées à différentes périodes de l'année, des relevés plus ou moins réguliers du niveau
hydrostatique à partir des puits.
109
.:.
Une étude du paléomagnétisme des cuirasses de Tenkoto pourrait apporter des
informations supplémentaires sur les modalités de mise en place des matériaux d'altération,
en établissant une chronologie plus précise du cuirassement des différentes surfaces
d'aplanissement.
110
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119
TABLE DES MATIERES
RÉSUMÉ
1
AVANT-PROPOS •••••••••••.•.••••••••••••••.•••••••••••.••.••••••••••••••.••••••••••••••••••••••.•..•.••••..••••••••••.•
2
LISTE DES FIGURES •••••••••••••••••••••••.••••••.••.••••••••••••••••••••••••••••••••••.•••••••..•......•..•...•••••.• 4
LISTE DES TABLEAUX
8
SOMMAIRE ..•........•.•••..............•.••.....•.•...•..•..•••....•••.•.•.•••••••.••••......•••.•••••••...••..•.........• 9
INTRODUCTION
CHAPITRE
1.1.
Il
1. CADRE DE L'ÉTUDE •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 14
CADRE PHYSIQUE
15
1.1.1. Reliefet hydrographie
15
1.1.2. Le climat et la végétation
16
1.2.
CADRE GÉOLOGIQUE
16
1.2.1. Le craton ouest africain
16
1.2.2. La boutonnière de Kédougou-kiéniéba
17
1.3.
1.2.2.1. Le supergroupe de Mako
19
1.2.2.2. Le supergroupe du Dialé-Daléma
J9
19
GÉOMORPHOLOGIE RÉGIONALE
1.3.1. Les vieilles surfaces
;
20
1.3.2. Les glacis façonnés au quaternaire
22
lA.
GÉOLOGIE DES PROFILS D'ALTÉRATION LATÉRITIQUE
22
1.5.
CONTEXTES LOCAUX DES SECTEURS ÉTUDIÉS
24
1.5.1. Le secteur de Tenkoto
24
1.5.2. Le secteur de Kondokho
26
CHAPITRE
2.1.
2.
MÉTHODES UTILISÉES - PRINCIPES ET MISE EN ŒUVRE •••••••.•• 28
PRÉSENTATION DE LA TOMOGRAPHIE DE RÉSISTIVITÉ ÉLECTRIQUE
2-D
29
2.1.1. Notions de résistivité électrique
29
2.1.2. Principe de la tomographie électrique 2-D
32
2.1.3. Les facteurs qui détenninent la résistivité électrique du sous-sol
34
2.2.
PRÉSENTATION DU GÉORADAR
37
2.2.1. Principe d'acquisition des images géoradars
37
2.2.2. Notions de propagation et réflexion des ondes radars
40
120
2.2.2.1. La constante diélectrique
40
2.2.2.2. La conductivité électrique
42
2.2.2.3. Profondeur de pénétration et résolution
42
2.2.3. Principe de l'estimation de la vitesse des ondes radars par la technique de"
Common mid point" (CMP)
2.2.4. Interprétation des réflexions dans l'imagerie radar
2.3.
MISE EN ŒUVRE DES MÉTHODES UTILISÉES SUR LE TERRAIN
2.3.1. Mise en œuvre de la tomographie de résistivité électrique 2-D
43
44
45
45
2.3.1.1. Matériels utilisés et paramétrage des mesures
45
2..J .l.2. Résolution et précision des images géoélectriques
47
2.3.1.3. Démarche et organisation des travaux
47
2.3.2. Mise en œuvre du géoradar
CHAPITRE
UN ESPACEMENT DE
3.
49
RÉSULTATS DES TOMOGRAPHIES RÉALISÉES À 1'ENKOTOAVEC
tOM
51
3.1.
CARACTÉRISATION GÉOÉLECTRIQUE DES HORIZONS D'ALTÉRATION
53
3.2.
LES IMAGES GÉOÉLECTRIQUES Pl, P2, P3 ET P4
54
3.3.
STRUCTURE LITHOLOGIQUE DU MANTEAU ET RELATIONS ENTRE LA SURFACE ET
LE TOIT DU GRANITE
3.4.
58
LES AQUIFÈRES DETECTÉS À TENKOTO DANS LA SAPROLITE
60
3.4.1. Nature des aquifères
60
3.4.2. Les fluctuations saisonnières
60
3.5.
CONCLUSION
CHAPITRE
4. RÉSULTATS DES TOMOGRAPIDES RÉALISÉES A TENKOTO AVEC
DES ESPACEMENTS DE 1,S À SM ET DU GÉORADAR
4.1.
62
64
LES PROFILS D'ALTÉRATION OBSERVÉS À PARTIR DES PUITS FONCÉS À TENKOTO
66
4.2.
LES IMAGES GÉOÉLECTRIQUES OBTENUES SUR LE TRACÉ DU PROFIL Pl
68
4.2.1. Les images du moyen glacis: P5 (3) et P5 (l ,5m)
68
4.2.2. Les images P7 (3) et P7 (1, 5m) obtenues sur le haut glacis
70
4.2.3. Les sondages croisés entre les puits TKB-TKC et TKC-TKDH
73
4.2.4. L'image géoélectrique de la pente (P5)
75
4.3.
LE PROFIL RADAR
76
4.3.1. Description globale du profil géoradar
76
4.3.2. La section radar du moyen glacis
78
121
4.3.3. La section radar du haut glacis
79
4.3.4. La section radar de la pente
81
4.4.
L'IMAGE GÉOÉLECTRIQUE P8
82
4.5.
SYNTHÈSE ET COMPARAISON DES RESULTATS DE LA TOMOGRAPHIE ET DU
GEORADAR
84
4.5.1. Précision des images géoé1ectriques
84
4.5.2. Comparaison entre la tomographie électrique et le géoradar
84
CHAPITRE
5.
RÉSULTATS DES TOMOGRAPmES RÉALISÉES AU-DESSUS DE
CONTACTS GÉOLOGIQUES À TENKOTO ET À KONDOKHO (P9 ET PlO) ••••••••••••••••••••••••••••• 88
5.1.
L'IMAGE OBTENUE À TENKOTO (P9)
90
5.2.
LE PROFIL D'ALTÉRATION DE KONDOKHO (Pla)
91
5.3.
INTERPRÉTATION DES RESULTATS
93
5.4.
CONCLUSION
95
CHAPITRE 6. DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS
96
6.1.
APPORTS COMPARÉS DE LA TOMOGRAPHIE ET DU GÉORADAR
6.2.
RELATIONS ENTRE LES LIMITES DES PRINCIPAUX HORIZONS D'ALTÉRATION ET LA
MORPHOLOGIE ACTUELLE DU PAYSAGE
97
98
6.3.
LA PRECISION DES CONTACTS GÉOLOGIQUES MASQUÉS
102
6.4.
CONCLUSION - MISE EN PLACE ET ÉVOLUTION DES MATÉRLAUX DE TENKOTO 103
6.5.
HYDROGÉOLOGIE DES ALTERITES
105
CONCLUSIONS GENERALES
107
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 110
TABLE DES MATIÈRES ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 119
ANNEXE 1. PRÉSENTATION DE L'ENSEMBLE DU PROFIL RADAR
122
ANNEXE 2. DESCRIPTION LITHOLOGIQUE DES PUITS À TENKOTO•••••••••••••••••••••• 123
ANNEXE 3. RELEVÉ PLUVIOMÉTRIQUE 1998 -1999
* STATION DE KÉDOUGOU .124
122
ANNEXE 1.
PRESENTATION DU PROFIL GEORADAR
123
ANNEXE 2.
DESCRIPTION LITHOLOGIQUE DES PUITS A TENKOTO.
124
ANNEXE 3.
~~ fLUVfOMETRIQUE 1998 -1999 * STATION DE KEDOUÇOU
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