AFRIQUE - Géologie

AFRIQUE - Géologie

Du point de vue géologique, on désigne sous le terme de bouclier africain ou, simplement, d’Afrique l’ensemble formé par le continent africain, la péninsule arabique et l’île de Madagascar. En effet, ces deux derniers éléments n’ont été séparés du premier que par l’ouverture plus ou moins ancienne de la mer Rouge, au nord, et du canal de Mozambique, au sud.

Ainsi définie, l’Afrique occupe une position à part parmi les continents. Il s’agit, pour l’essentiel, d’un immense craton stabilisé à la fin des temps précambriens, vers 600 millions d’années. Ce craton n’a été que faiblement repris au cours des temps calédono-hercyniens sur ses marges nord (Hercynides du Maroc) et ouest (Mauritanides de Mauritanie et du Sénégal) ou à son extrémité sud (Capides). Au cours des temps récents, seule sa partie nord, en bordure de la Méditerranée et sur la marge de la péninsule arabique, s’est trouvée entraînée dans la zone mobile «alpine» qui s’est créée lors de la collision Afrique-Eurasie (cf. chaînes ALPINES, aire MÉDITERRANÉENNE, AFRIQUE [structure et milieu] - Afrique du Nord). L’Afrique actuelle voit donc sa marge nord affronter un autre continent, tandis que, pour le reste, elle est entourée d’océans en cours d’expansion sans qu’il y ait de subduction à ses bordures.

Ces dispositions font de l’Afrique un lieu privilégié pour l’étude du Précambrien. Une histoire longue de près de 4 milliards d’années (les gneiss de San River sont âgés de 3 milliards 800 millions d’années) va se dérouler, où l’on verra se former les premiers éléments de la croûte continentale africaine. Certains cratons seront stabilisés dès 3 milliards 100 millions d’années, et, sur eux, vont se déposer les premières couvertures de plate-forme peu ou pas métamorphisées qui ont conservé les premières traces de la vie. L’intérêt de ces séries est de nous renseigner sur les premiers processus de la sédimentation et de nous permettre de savoir que ceux-ci peuvent être interprétés avec le principe de l’actualisme ^{[cf. UNIFORMITARISME]}.

À la fin des temps précambriens, le craton africain pénéplané va recevoir de vastes couvertures de plate-forme, d’abord au Paléozoïque puis au Mésozoïque et au Tertiaire. Ces couvertures se déposent dans de grands bassins nés de la déformation progressive de la plaque africaine. Certaines failles rejouent; d’autres naissent, car le craton se fracture.

Une autre particularité réside dans le développement de bassins côtiers créés lors de l’ouverture des océans Atlantique et Indien. L’histoire de ces bassins est liée au processus d’ouverture, leur évolution de marge passive étant réglée par la subsidence thermique face à l’océan naissant (cf. LITHOSPHÈRE, MARGES CONTINENTALES, SUBSIDENCE).

La partie exondée de la plaque africaine va se couvrir de bassins à sédimentation continentale tout à fait remarquable, soit à la fin du Paléozoïque (par exemple le Karoo), soit au Mésozoïque (continental intercalaire, grès de Nubie). Les Rift Valleys de l’Est africain offrent un modèle, désormais classique, de la distension qui conduit à la naissance d’un océan.

Enfin, l’Afrique présente des exemples particulièrement intéressants de magmatisme anorogénique intraplaque (complexes annulaires alcalins, kimberlites), de volcanisme de points chauds, de zones de fractures, etc.

On ne saurait terminer sans souligner que ce continent est le seul à avoir fourni les restes des Hominidés les plus archaïques, les premiers Australopithèques. C’est ainsi que l’Afrique se trouve être le berceau des origines de l’Homme.

Remarque liminaire: la figure 1 présente la toponymie qui sera employée dans cet article.

1. Le Précambrien

Les classifications du Précambrien varient selon les auteurs et les pays ^{[cf. ANTÉCAMBRIEN]}. Nous adopterons ici les subdivisions utilisées pour l’Atlas géologique du monde (G. Choubert et A. Faure-Muret dir., 1976) et pour la Carte géologique internationale de l’Afrique (G. Choubert et A. Faure-Muret dir., 1985-1987). Ces subdivisions sont portées dans le tableau. La limite entre Archéen et Protérozoïque est universellement admise. Les autres subdivisions, fondées sur les orogenèses et datées par les méthodes géochronologiques, sont plus arbitraires. En outre, le tableau comporte les subdivisions stratigraphiques établies par les géologues de l’U.R.S.S.; ces subdivisions sont fondées sur les fossiles, de la même manière que les étages du Phanérozoïque.

La vie, en Afrique, se manifeste dès le début, ou presque, du Précambrien. Les premiers stromatolites ont été trouvés dans le supergroupe de Pongola (3 100-2 800 Ma; Ma: million d’années) de l’Archéen de l’Afrique australe. Ces constructions algaires se retrouveront, plus ou moins développées, tout au long du Précambrien, formant les «prairies» des plates-formes carbonatées.

À la fin du Précambrien, vers 700 Ma, apparaît dans la série de Nama, en Afrique australe, une faune du type de l’ensemble fossilifère d’Ediacara (site australien où elle fut découverte pour la première fois), avec des Cœlentérés – Rangea , Pteridium , Namalia et Ernietta –, une médusoïde – Cyclomedusa –, des Cloudina . Enfin, au sommet, apparaissent des «traces-fossiles» – Phycodes pedum – qui annoncent le Cambrien.

Une cycloméduse du même type que celle de la série de Nama a été signalée dans l’Adoudounien du Maroc (J.-P. Houzay, 1979).

Les temps archéens (fig. 2)

L’Archéen en Afrique australe

L’Archéen se présente en Afrique australe soit sous forme d’associations granites-ceintures vertes, soit comme des bassins cratoniques qui se développent sur les zones déjà stabilisées, soit sous forme d’associations gneiss-granulites (fig. 3).

Les cratons du Kaapvaal et du Zimbabwe

Les cratons du Kaapvaal et du Zimbabwe sont caractérisés par l’association granites-ceintures vertes. La plus grande partie (80 p. 100) des roches sont des granites et des gneiss qui forment des sortes de dômes au milieu des ceintures vertes, ou semblent les recouper. Les ceintures vertes apparaissent comme en synforme. Elles sont constituées par les produits d’un volcanisme basique (tholéiite à komatiite) montrant les caractères d’une croûte océanique et d’un volcanisme calco-alcalin andésitique de type «arc volcanique» ^{[cf. ARCS INSULAIRES]}. À ce volcanisme sont associés ou superposés des sédiments constitués de grauwackes, d’argilites, de rares niveaux carbonatés avec parfois des stromatolites, de conglomérats ou de grès, et de formations ferrifères rubanées. Le métamorphisme est de basse pression, du faciès des schistes verts à celui des amphibolites. Les ceintures vertes se présentent en plis couchés très souples et en empilements de nappes ductiles évoquant une tectonique tangentielle. Elles sont riches en minéralisations variées avec, sous forme de sulfures, du cuivre, du nickel, du fer, et surtout de l’or et du chrome.

Les granitoïdes, gneiss et granites comportent, en général, une lignée précoce tonalite-trondhjémite suivie d’une lignée calco-alcaline allant des granodiorites aux granites alcalins potassiques. Ce sont les ancient gneiss complex du Swaziland ou les granito-gneiss du Zimbabwe. Granites et ceintures vertes s’associent pour former les premiers cratons. D’une part, il s’agit du système du Swaziland (3 550-3 150 Ma), qui constitue le craton du Kaapvaal, dont la stabilisation semble atteinte dès cette époque. D’autre part, ils forment, avec des assemblages sédimentaires, le craton du Zimbabwe, où l’on distingue le Sebakwien (3 500-2 900 Ma), sur lequel repose le groupe du Boulawayien et celui du Shamwaien (2 900-2 700 Ma). C’est seulement à ce moment que la stabilisation est atteinte. Mais, à la fin de l’Archéen, ce craton se fracture et le Great Dyke se met en place. Il s’agit d’un corps ultrabasique linéaire bordé par deux filons satellites de gabbro. Il est orienté nord - nord-est et est daté à 2 460 Ma. Il est riche en chromite.

Les bassins intracratoniques

Le craton du Kaapvaal est le premier à recevoir des couvertures de plate-forme qui se déposent dans des bassins intracratoniques qui ne seront que peu déformés. Ces bassins sont caractérisés par la grande puissance des sédiments et par la présence de roches volcaniques bimodales (acides-basiques), ce qui indiquerait une lithosphère encore relativement mince.

Le bassin de Pongola est le plus ancien. Il repose en discordance sur le système du Swaziland et est recoupé par le complexe intrusif d’Usushawana (2 815 Ma). Il comporte, dès sa base, des sédiments arénacés surmontés de basaltes de caractère tholéiitique. Puis vient une alternance gréso-pélitique avec des quartzites, des conglomérats et quelques formations ferrifères rubanées. Ces dépôts évoquent une rivière à haute énergie qui apporte des sédiments déjà évolués, et une plate-forme continentale peu profonde sur laquelle s’étalent les sédiments alluviaux. Cette plate-forme serait balayée par la marée, avec dépôt de sables carbonatés sous faible profondeur, où pouvaient se développer des stromatolites.

Le bassin de Witwatersrand (2 620 Ma) est un peu plus grand que celui de Pongola. Il repose aussi en discordance sur le système du Swaziland. Sa première étape est un protobassin avec, à sa base, le conglomérat de Dominion Reef contenant des uraninites détritiques datées à 3 100 Ma. Une certaine instabilité se manifeste au début, avec une épaisse série de roches volcaniques porphyriques ou rhyolitiques. La stabilité est atteinte lorsque s’étend la mer de Witwatersrand. Il se dépose alors d’importantes séquences clastiques plus ou moins grossières, souvent de faible énergie, dans un bassin largement ouvert à effet de marée, puis la sédimentation devient fluviatile à lacustre, indiquant la fermeture du bassin. La série évolue ensuite vers un type plus grossier, évoquant un environnement de cônes alluviaux dans une étendue lacustre ou marine de faible profondeur. C’est dans ces niveaux que se trouvent les plus grands gisements d’or connus dans le monde. Cet or a été concentré dans un lac où il était apporté par les rivières en provenance du nord-est qui lessivaient les ceintures vertes du système du Swaziland. Ces niveaux contiennent également des uranites.

Le bassin de Ventersdorp déborde les aires de sédimentation précédentes et repose en faible discordance sur celui de Witwatersrand. Il est caractérisé par une épaisse série de laves tholéiitiques à la base, puis intermédiaires (datées de 2 620 Ma) au sommet, indiquant une fracturation crustale, sans doute extensive, du type des rifts. Des roches sédimentaires fluviatiles sont associées ou complètent la série. Elles se sont déposées dans des grabens actifs durant la sédimentation. Au centre pouvaient exister des lacs avec des eaux carbonatées à stromatolites.

Le domaine mobile de Limpopo

Le domaine mobile de Limpopo est caractérisé par l’association gneiss-granulites qui est formée principalement de gneiss migmatitiques quartzo-feldspathiques (gneiss de San River, 3 800 Ma), de granulites, de charnockites et de quelques formations gabbroïques. Le métamorphisme est de haute pression et atteint le faciès des granulites; il s’y ajoute des granitoïdes intrusifs en quantité subordonnée, des roches supracrustales en faible quantité, des formations ferrifères rubanées ainsi que des métavolcanites acides ou basiques (Messina Layered Complex , 3 270 Ma). Ces formations ont subi des déformations intenses. Elles sont polycycliques et polyphasées, à tectonique tangentielle dominante, et forment une zone mobile allongée entre les cratons du Zimbabwe, au nord, et du Kaapvaal, au sud, dont les bordures retravaillées et déformées forment les marges nord et sud du domaine de Limpopo.

L’Archéen dans le reste de l’Afrique

La période antérieure à 3 ^{500 Ma}

On sait peu de chose de cette période. D’après L. Cahen, N. J. Snelling et J. Delhal (1984), il n’est guère possible d’y rattacher que des formations représentées au Zaïre, à Madagascar et, au nord, dans le Hoggar.

Au Zaïre, il s’agirait des gneiss-granites comme ceux de Luanyi et peut-être ceux de Kanda-Kanda (au Kasaï), dont le métamorphisme est daté à 3 460 Ma (fig. 7). D’autre part, le complexe charnockitique de Bomu (nord du Zaïre et Centrafrique), dont le métamorphisme est daté à 3 417 Ma, dérive de roches de type océanique antérieures à cette date. Au Hoggar, la formation d’Oumelalen-Temassint est rattachée à cette époque. À Madagascar, on attribue à cette période le système d’Antongil formant les massifs côtiers d’Antongil et de Masora, ainsi que le cœur des rides anticlinales majeures qui s’étendent du nord au sud de l’île.

La période entre 3 ^{500 et 2 500 (2 450) Ma}

Cette période est une étape d’accrétion crustale très importante, caractérisée par le développement d’un métamorphisme de degré relativement élevé de type du faciès des granulites et par une intense granitisation; on retrouve cependant l’association granites-ceintures vertes.

En Afrique équatoriale , les événements de cette période sont assez bien connus au Zaïre, en Centrafrique, en Ouganda, en Tanzanie.

Au nord-est du Zaïre, sur la formation de Bomu, repose en discordance le groupe de Gangan, constitué de schistes et de roches vertes datées à 3 200-3 100 Ma, et qui ont ensuite été affectés par un épisode thermique à 2 980 Ma. Cet ensemble correspond au Kibalien inférieur du nord du Zaïre et au Nyanzien de Tanzanie et du Kenya. Ce sont surtout des ceintures de roches vertes associées à des terrains granulitiques qui ont atteint ce faciès lors de l’épisode thermotectonique watien à 2 910 Ma. Ensuite se mettent en place des massifs tonalitiques à 2 840 梁 50 Ma. L’évolution se poursuit par un nouveau cycle avec le dépôt de pélites et la mise en place de roches vertes du Kibalien supérieur ou du Kavirondien, qui sont métamorphisées à 2 580 Ma. L’histoire archéenne se termine par la mise en place des derniers granites à 2 460 Ma, et c’est seulement à ce moment que la cratonisation est atteinte. Une évolution similaire est connue plus au nord pour le craton nilotique, dont l’histoire archéenne se termine à 2 580 Ma, lors de la deuxième phase arunienne.

Au Kasaï, le premier épisode, dit de Musufu (2 820 Ma), conduit à la formation du complexe charnockitique de Kasaï-Lomani, puis on voit la mise en place du complexe des granites et migmatites de Dibaya, de faciès tonalitique, daté de 2 680 Ma. L’orogenèse dibayenne se termine par la mise en place de granites datés de 2 593 梁 92 Ma.

Nous retrouvons une évolution similaire au Cameroun-Gabon, avec le complexe charnockitique de Ntem, métamorphisé dans le faciès des granulites à 2 901 Ma, et les gneiss de Nyong. Ils sont atteints par la granitisation du massif du Chaillu daté à 2 700 Ma. La stabilisation est acquise dès cette époque et le massif se couvrira ensuite de couvertures de plate-forme.

En Afrique occidentale , l’Archéen est connu en Sierra Leone, au Liberia et en Côte-d’Ivoire. Il s’agit d’un vaste domaine, dit de Kenema-Man (fig. 4).

À la base, on a un vieux socle formé par le supergroupe de Loko granito-gneissique avec des éléments reliques de faciès granulitique et des zones de roches supracrustales associées à des roches vertes. L’ensemble est atteint par l’événement thermotectonique léonien à 2 960 Ma. À cet épisode succède le dépôt des pélites et des laves basiques du supergroupe de Kambui, accompagné par la mise en place de roches basiques ou ultrabasiques. L’ensemble est déformé, métamorphisé (à basse pression, du faciès des schistes verts à celui des amphibolites) par la phase libérienne, qui se termine par la mise en place des granitoïdes datés de 2 753 Ma.

En Côte-d’Ivoire, les datations sont un peu différentes. La première phase, mettant en jeu le faciès des granulites, aurait lieu à 3 150 Ma, donc un peu avant le Léonien, puis, viendrait un métamorphisme rétrograde à 2 850 Ma, qui pourrait correspondre à la phase libérienne.

Au nord, on retrouve encore de l’Archéen dans la dorsale Regueibat avec, à l’ouest, la série de l’Amsaga ou le groupe de Tasiat et la série de Gallaman; à l’est, on trouve le groupe de Chegga et celui de Chenachane.

Enfin, quelques éléments dont l’attribution à l’Archéen est plus ou moins sûre existent, d’une part, dans le sud du Maroc (série des Zenaga ou Précambrien I, mal datée), d’autre part, dans le Hoggar, où l’âge de la granulite d’In Ouzzal est estimé à 2 995 Ma environ. Celui-ci est cependant contesté à cause des datations à 2 000 Ma obtenues sur cette même roche. Encore plus loin à l’est, au djebel Aoueinat, la granulite de Karkurr Murr a subi un métamorphisme rétromorphe à 2 623 Ma.

À Madagascar , l’Archéen inférieur est représenté par le système du graphite qui se dispose autour des rides anticlinales majeures. L’Archéen supérieur occupe le cœur des synclinaux entre les rides; il est constitué par le système de Manampaby-Andriana.

Les temps du Protérozoïque inférieur

Le Protérozoïque inférieur (2 500 梁 100-1 650 梁 50 Ma) est une période d’accrétion crustale avec formation de chaînes plus ou moins linéaires (de 2 500 à 2 200-2 050 Ma), suivie d’une période de stabilisation (2 050-1 650 Ma) et de cratonisation avec des intrusions atectoniques (fig. 5). L’essentiel de l’histoire va se passer dans les zones mobiles qui séparent les cratons, mais aussi à leurs bordures, qui seront reprises tandis que des couvertures se déposent sur les régions déjà stabilisées.

Les couvertures cratoniques du sud de l’Afrique (fig. 3)

La remarquable stabilité du craton du Kaapvaal persiste et des couvertures de plate-forme continuent de se déposer sur lui.

Le bassin du Transvaal

Le premier à se former, le bassin du Transvaal débute par un protobassin qui se remplit de sédiments fluviatiles. Ensuite, on passe progressivement à une formation deltaïque, puis franchement marine. La mer déborde le protobassin, «inonde» le craton du Kaapvaal et dépasse largement les aires de sédimentation précédentes. Les dépôts se poursuivent dans un environnement de mer épicontinentale, presque sans apports terrigènes, avec des formations chimiques: des calcaires, des dolomies, des cherts et des formations ferrifères rubanées. Les plates-formes carbonatées situées à très faible profondeur sont affectées par la marée, et des «prairies» de stromatolites columnaires s’y développent. Une légère déformation des marges nord du bassin interrompt cette sédimentation calme et aérée. Il y a une reprise des apports terrigènes – il se dépose alors une épaisse (7 000 m) série détritique dans laquelle s’intercalent des coulées basaltiques – et un épisode avec des formations glaciaires. C’est à la fin de cette période de sédimentation que se met en place le complexe de Bushveld (1 920 Ma), le plus grand complexe basique du monde (65 000 km²). Il est unique à cause de ses dimensions, mais aussi pour la persistance et la régularité de son litage en roches basiques et ultrabasiques, et pour son intérêt économique: il représente aujourd’hui la plus grande réserve mondiale de minerais magmatiques. On y exploite le platine, l’or, le nickel, le cuivre, la chromite, le vanadium, la magnétite, le fluor et l’étain.

Le bassin de Waterberg

La sédimentation reprend avec le développement du bassin de Waterberg, qui recouvre en discordance le complexe de Bushveld. Les premières formations détritiques rouges continentales s’y déposent, ce qui indique que l’atmosphère contient désormais de l’oxygène libre. Dans ces sédiments s’intercalent des formations volcaniques datées de 1 750 Ma.

D’autre bassins ont fonctionné à cette époque: à l’ouest, c’est celui de Matsap, au nord, dans la zone de Limpopo, c’est le fossé de Soutpansberg et, en bordure est du craton du Zimbabwe, celui de Umkondo. À l’ouest, dans la zone mobile de Namaqua, les premiers sédiments sont analogues à ceux du bassin de Waterberg; ce sont les séries de Kheis et de Richterveld, qui seront reprises dans la chaîne de Namaqualand, au Protérozoïque moyen.

Les zones mobiles de l’Afrique centrale et orientale

Ces zones mobiles sont formées par les chaînes ou ceintures usagarienne, ubendienne et ruwenzorienne qui entourent presque complètement le craton de Tanzanie (fig. 6).

La chaîne usagarienne

La plus orientale, la chaîne usagarienne se moule sur le bord sud du craton de Tanzanie; elle correspond à un processus d’accrétion frontale. Le matériel présente des plans de charriage avec un déversement général vers le nord et un chevauchement sur le craton. Le métamorphisme (daté de 1 900 Ma) varie du faciès des amphibolites, au nord, au faciès des granulites, au sud. La série usagarienne correspond à un remplissage de bassin par du matériel psammito-pélitique, avec volcanisme et intrusions de roches basiques qui ont été interprétées comme des ophiolites. Les granites (1 800-1 700 Ma) sont abondants. Ils sont intrusifs au nord, près du craton, et ils passent à des migmatites dans la partie sud de la chaîne. À son extrémité orientale, la chaîne usagarienne entre dans la zone du Mozambique; elle se trouve rajeunie progressivement vers l’est jusqu’à des âges qui se situent vers 600-500 Ma.

La chaîne ubendienne

Elle est associée au bord ouest du craton de Tanzanie et se poursuit vers le sud en contournant ou en s’accolant à la chaîne usagarienne. Elle apparaît aujourd’hui comme formée par une série de blocs allongés, de constitution lithologique différente, accolés les uns aux autres par des contacts tectoniques soulignés par des zones mylonitiques. Ces blocs semblent formés de «terrains exotiques» venus d’ailleurs, déplacés le long de grands décrochements en direction du nord - nord-ouest et qui se sont accolés latéralement au craton de Tanzanie. Des intrusions basiques et ultrabasiques s’alignent suivant la direction principale nord - nord-ouest et soulignent certaines zones de contact entre les blocs. Une importante granitisation post-tectonique a lieu à 1 900 Ma, comme dans la chaîne usagarienne, ainsi que des émissions volcaniques acides datées de 1 850-1 800 Ma.

La chaîne ruwenzorienne ou de Buganda-Toro

Située entre le socle de l’Ouganda, au nord, et celui de la Tanzanie, au sud, la chaîne ruwenzorienne est une chaîne isolée. Au sud-ouest, elle est interrompue ou reprise par la chaîne kibarienne, plus récente. La formation de Buganda-Toro est surtout constituée de sédiments détritiques, mais elle comporte à sa base un important ensemble basique et ultrabasique qui se serait mis en place le long de zones de cisaillement. Il s’agirait d’une chaîne intracontinentale due à la fracturation du socle ancien avec montées de magma basique et ultrabasique dans les fissures avant le plissement. Le métamorphisme est faible, de basse pression, et on note une absence presque totale de granite.

Le craton centrafricain (ou du Congo)

La majeure partie du craton centrafricain est stabilisée. Seules quelques zones demeurent semi-mobiles et donneront des chaînes linéaires intracratoniques, comme celle de la Luiza, qui a été métamorphisée lors de l’orogenèse de Mubindji à 2 423 Ma. Plus tard, c’est la formation de Lukoshi qui est déformée et métamorphisée vers 2 200-2 000 Ma, avec des pegmatites datées de 1 980 Ma.

À l’ouest, le domaine est stable et reçoit une couverture de plate-forme dont le type est le Francevillien (2 700-2 143 Ma, fig. 7 et 8), qui repose en discordance sur le massif du Chaillu, daté de 2 700 Ma. Il comporte, à sa base, une formation gréso-conglomératique de type fluvio-deltaïque et uranifère avec l’important gisement de Mounana. Puis vient un ensemble gréso-pélitique et volcano-sédimentaire avec des jaspes, d’une puissance de 400 à 2 000 mètres. Certains niveaux sont manganésifères, comme le gisement de Moanda. Enfin, du charbon pyriteux anthracitisé est présent au mont Mikouloungou.

En bordure ouest du massif du Chaillu, on trouve le système d’Ogooué (Gabon), qui est l’équivalent plissé du Francevillien, dont il serait séparé par un accident nord-sud. Il s’agit d’une série paradérivée avec quartzites et schistes cristallins. La direction tectonique générale est nord-sud, à faible pendage vers l’ouest. Cette tectonique est attribuée à l’orogenèse tadilienne qui affecte toute la bordure ouest du craton du Congo jusqu’en Angola, où les terrains appartenant à cette époque sont assez développés. Le craton congolais, replissé et remétamorphisé, voit son âge ramené à 2 000 Ma.

L’Afrique de l’Ouest

Le domaine éburnéen (fig. ⁴⁾

Les événements éburnéens intéressent tout l’ouest de l’Afrique, entre le craton de Kenema-Man et les cratons centrafricain et nilotique, mais seule sa moitié ouest sera stabilisée à la fin de cette période et formera l’immense craton ouest-africain. L’essentiel de l’histoire se déroule dans le domaine de Baoulé-Mossi, où se dépose le système du Birrimien. Il s’agit d’un ensemble supracrustal volcano-sédimentaire qui forme une série de «ceintures» métamorphiques qui vont du faciès des schistes verts à celui de l’amphibolite à grenat de type almandin. Ces ceintures à foliation généralement subverticale sont orientées nord-sud ou nord-est sud-est et se présentent comme de grandes lanières séparées par des affleurements d’Archéen repris dans l’orogenèse éburnéenne. Dans l’ouest, des faciès de type flysch se déposent dans des fosses. En discordance sur le Birrimien plissé repose la molasse tarkwaienne avec conglomérats, quartzites et phyllades. L’orogenèse éburnéenne semble comporter deux événements majeurs: l’Éburnéen I, qui est caractérisé par des déformations tangentielles accompagnées d’un métamorphisme mésozonal, avec des granites syntectoniques datés de 2 270 Ma; l’Éburnéen II, qui comporte également des déformations et un épimétamorphisme, avec aussi des granites syntectoniques datés de 2 130 Ma. Enfin, les granites post-tectoniques de Boukoukou se mettent en place à 2 037 Ma. Ils sont suivis par des venues atectoniques qui se succèdent jusqu’à la syénite du mont Troquoi à 1 635 Ma.

Au-delà du Togo, vers l’est, existe un vaste domaine cristallophyllien, le Dahomeyen de M. Roques. Il semble actuellement qu’il puisse être rapporté à l’époque éburnéenne, mais le matériel a été réactivé par l’événement panafricain.

Vers le nord-ouest, les formations birrimiennes réapparaissent dans la boutonnière de Kedougou (Kéniéba) avec des diorites-monzonites datées de 1 985 Ma.

La dorsale Regueibat (fig. ⁴⁾

Le Protérozoïque inférieur est représenté dans la partie est de la dorsale par un ensemble inférieur (groupe d’Aguelt Nebka-Yetti) qui est formé de roches détritiques, volcaniques et volcano-détritiques métamorphisées dans le faciès des schistes verts avec deux phases de déformation. Il est recoupé par les granitoïdes du cycle de Yetti, datés de 2 000 Ma. Vient ensuite un ensemble supérieur (groupe d’Akilet Deilal-Oued Sous) formé d’une série de couvertures détritiques et volcano-détritiques. Cet ensemble est plissé et charrié vers l’ouest lors de la phase des Eglab, datée à 2 022 Ma, accompagnée d’un métamorphisme faible. Il est recoupé par des granites de la jointure Yetti-Eglab à 1 946 Ma. Le cycle des Eglab se termine par un plutonisme ultime (gabbros, diorites, granites) daté de 1 918 Ma, suivi de la puissante séquence volcanique acide d’Aftout, non déformée. Enfin, sur ces roches, repose en discordance le groupe détritique de Guelb el Hadid, qui serait recoupé par des dolérites à 1 600 Ma.

L’Anti-Atlas

À cette époque se forme la chaîne des Bouazzerides, qui s’étend d’est en ouest, moulée sur le bord du craton. Elle est constituée par une série surtout volcano-sédimentaire. Le métamorphisme est variable et peut atteindre le type des gneiss à cordiérite. Mais cette chaîne est caractérisée par une puissante série ophiolitique. L’ensemble est charrié sur l’Archéen des Berbérides. Il s’agit donc d’une chaîne de collision avec obduction de matériel océanique (cf. CHAÎNES DE MONTAGNES – Typologie, OPHIOLITES).

Le Protérozoïque moyen ou les «événements kibariens»

La période du Protérozoïque moyen (1 650 梁 50 – 1 350 梁 50 Ma) est relativement peu importante en Afrique, à moins que ses résultats n’aient été masqués par les événements plus récents.

Les chaînes du Kibarien de l’Afrique centro-orientale (fig. 7)

Les chaînes du Kibarien de l’Afrique centro-orientale sont formées, pour l’essentiel, par la chaîne de Kibara qui s’étend du sud-ouest au nord-ouest en bordure sud du craton centrafricain, ou entre celui-ci et le craton de Tanzanie. Celle-ci est doublée, au sud du bloc de Bangweulu, par la chaîne des Irumides. Enfin, à l’est, au Mozambique, se trouve la chaîne de Lurio, reprise par les événements mozambiquiens.

La chaîne des Kibarides et celle des Irumides sont constituées essentiellement de roches supracrustales. La partie inférieure comporte une épaisse accumulation (12 km dans les Kibarides) de sédiments matures, finement classés: ce sont surtout des quartzites et des pélites. Quelques niveaux de roches volcaniques bimodales (acides et basiques) s’y intercalent. La partie supérieure est formée de sédiments immatures, grossiers et mal classés, qui sont considérés comme des sédiments de bassins d’effondrement de type rift, liés à une expansion crustale plus importante. Le métamorphisme est faible. Il y a de nombreuses et importantes intrusions granitiques et, le long de la bordure orientale, une lignée d’intrusions basiques et ultrabasiques. Celles-ci semblent se mettre en place tardivement dans l’évolution de la chaîne; elles indiqueraient un amincissement de la lithosphère.

Une première phase de tectonique compressive se manifeste vers 1 350 Ma. Il se produit des déformations tangentielles avec schistosité parallèle au litage et la mise en place d’épisodes magmatiques syncinématiques granitiques et gabbroïques. Les principales structures sont acquises dès cette époque et ne seront guère modifiées ultérieurement. Une seconde phase tectonique intervient vers 1 180 Ma. Elle est accompagnée de la mise en place de granites hyperalumineux. L’histoire se termine par des cisaillements orientés nord-est ou nord-ouest, et par la mise en place d’intrusions alcalines datées de 1 130 Ma. Des granites ou des filons se mettront encore en place, mais sans rapport direct avec l’orogenèse kibarienne: ce sont les filons uranifères à 1 030 Ma et, surtout, les granites contenant de l’étain, du tungstène, du niobium et du tantale, qui sont datés entre 1 000 et 950 Ma. Enfin, la minéralisation en uranium dans le Kobokobo (filon pegmatitique) du Kivu a lieu à 835 Ma.

Si l’évolution des Irumides est analogue à celle des Kibarides, la tectonique ultime de compression est plus complexe. En effet, on assiste à la formation de nappes de chevauchement se déversant au nord-ouest dans la partie nord de la chaîne et au sud-est dans la partie sud; on aurait ainsi une sorte de structure en éventail, caractéristique des chaînes intracratoniques.

À l’ouest des Kibarides, en plein centre du craton, dans le Kasaï, on trouve la petite chaîne intracratonique linéaire de la Lulua, avec un complexe volcanique basique daté de 1 468 Ma. L’ensemble est plissé selon une direction ouest-sud-ouest - est-nord-est, avec une vergence nord; les affleurements sont limités par des failles longitudinales parallèles aux axes des plis.

Les événements kibariens de l’Afrique australe

Les événements kibariens de l’Afrique australe affectent la ceinture de Namaqua-Natal, qui affleure au Namaqualand, à l’ouest, et dans la province de Natal, à l’est (fig. 3).

La chaîne de Namaqualand

Cette chaîne est, pour l’essentiel, formée de roches appartenant à l’Archéen et au Protérozoïque inférieur qui ont été restructurées et remétamorphisées lors des événements kibariens. Elle comporte trois parties: au centre, le domaine hautement métamorphique de Namaqualand encadré par les domaines semi-mobiles de Kheiss, à l’est, et de Richterveld, à l’ouest. Cet ensemble est injecté de granitoïdes syntectoniques qui ont été déformés avec les métamorphites. Ils donnent des gneiss œillés et des granites gneissiques du type Concordia. Le métamorphisme, catazonal, est daté de 1 353 Ma; la granitisation post-tectonique a lieu à 1 140 Ma. Il y a plusieurs épisodes de pegmatites, s’échelonnant jusqu’à 860 Ma.

D’importantes minéralisations sont liées à ce domaine: le cuivre d’Okiep, les dépôts de cuivre, de zinc, de plomb, d’argent d’Aggeneys et de Gamsberg ainsi que ceux de cuivre et de zinc dans les métavolcanites de Copper Town. Enfin, citons les porphyry-copper dans le domaine de Richterveld.

La chaîne de Natal

La chaîne de Natal est un ensemble complexe formé de gneiss migmatitiques et de granites qui présentent un métamorphisme élevé. Les affleurements se disposent en une étroite bande orientée est-ouest à sud-ouest - nord-est, en bordure sud-est du craton du Kaapvaal. Il s’agit d’un empilement de quatre nappes déversées vers le nord sur ce craton. La plus septentrionale comporte un complexe ophiolitique représentant une croûte océanique qui aurait été obductée sur la bordure sud du craton du Kaapvaal.

Les événements kibariens du reste de l’Afrique

Peu de choses peuvent être attribuées avec certitude au Protérozoïque moyen dans le reste de l’Afrique. Beaucoup d’éléments sont encore douteux ou mal datés. Cependant, au nord du craton de l’Afrique occidentale, on attribue à cette époque la chaîne des Anti-Atlasides, au Maroc. Il s’agit d’une série supracrustale avec des calcaires, des pélites, des volcanites, des flyschs et, surtout, de grosses masses de quartzites blancs (Précambrien II²). Les calcaires contiennent de nombreux stromatolites caractéristiques du Riphéen inférieur (1 650-1 600 Ma); le métamorphisme est du faciès des schistes verts. Des dolérites et gabbros sont associés à la base de cette série. Tout l’ensemble plissé est généralement charrié sur le craton africain. Il n’existe pas de granite appartenant à cette époque.

À Madagascar, on attribue au Protérozoïque inférieur-moyen des séries surmontant l’Archéen, mais qui ne peuvent être datées à cause de la reprise mozambiquienne. La plus importante est la série quartzo-schisto-calcaire, avec l’épisode magmatique basique et ultrabasique d’Ambatofinandrahana. Il y a de nombreuses minéralisations, peut-être plus tardives, en particulier celles qui sont liées aux pegmatites sodolitiques qui ont fourni les plus belles gemmes malgaches: rubellite, béryl rose, spessartites, etc. On trouve en outre du cuivre, du nickel, du plomb et des quartz piézo-électriques.

Les temps du Protérozoïque supérieur

D’une manière générale, au début du Protérozoïque supérieur (qui s’étend de 1 350 梁 50 à 600 Ma), l’Afrique se présente à l’état de vastes cratons, sans doute assez pénéplanés, hormis quelques chaînes de montagnes, comme les Kibarides, formées au Protérozoïque moyen. D’immenses bassins vont se développer sur ces cratons. Entre eux et sur leurs marges affaissées demeurent des zones mobiles qui, dans un premier temps, vont évoluer en bassins mobiles subsidents de type «géosynclinal», pouvant avoir atteint le stade océanique. Ces zones seront ensuite plissées et métamorphisées lors de l’orogenèse katanguienne ou panafricaine. Ailleurs, le socle est repris dans les déformations; plus ou moins granitisé, il est remobilisé et, de ce fait, rajeuni. Il existe de nombreuses phases orogéniques, le premier épisode se situant, dans certaines régions, à un stade précoce, vers 1 050-1 020 Ma. Ensuite, les phases s’étalent de 950 Ma jusque vers 503 Ma, voire 450 Ma, c’est-à-dire durant le Paléozoïque.

Les premières chaînes à 1 050-1 020 Ma

Si ces premières chaînes sont de peu d’importance, en revanche les âges à 1 050 ou 1 100 Ma sont extrêmement répandus et correspondent sans doute à un événement thermique.

La chaîne mayoumbienne (fig. ⁸⁾

Elle se dispose en une étroite bande parallèle à la côte atlantique, au Gabon et au Bas-Zaïre. Elle est constituée par la série de la Loukoula, qui est formée d’un ensemble volcano-sédimentaire avec laves et sédiments détritiques. Ces formations sont énergiquement plissées et recoupées par des granites datés à 1 027 Ma (granites de Mativat).

Les Marocanides du nord-ouest de l’Afrique

Sur la chaîne des Anti-Atlasides arasée repose en discordance le Précambrien II³ qui débute par des conglomérats souvent puissants et très grossiers, avec des vulcanites acides au sud, basiques au nord. La série passe ensuite à une sédimentation rythmique de type flysch volcano-détritique. Localement existent des horizons calcaires qui ont fourni des stromatolites du Riphéen moyen (1 350-1 050 Ma). Ces séries seront plissées, métamorphisées et fortement granitisées avant les dépôts du Riphéen supérieur.

Les événements katanguiens ou panafricains du craton centrafricain

Le système katanguien (fig. 7) repose en discordance sur les granitoïdes atectoniques (1 100 Ma) qui ont suivi l’orogenèse kibarienne. Il est subdivisé en trois ensembles séparés par des discontinuités plus ou moins importantes. À la base, on trouve le supergroupe de Roan, qui débute par des grès grossiers rouges représentant la molasse de la chaîne kibarienne. Viennent ensuite des dépôts de carbonates riches en dolomies à stromatolites caractéristiques du Riphéen moyen de l’ex-U.R.S.S., puis des formations gréseuses et schisteuses avec des intercalations de dolomies et de calcaires. Le supergroupe de Roan se termine par le groupe de Mwashya, qui témoigne d’un climat froid, peut-être glaciaire. Cet ensemble est affecté par une première phase de plissement, dite lomanienne, datée de 950 Ma. Cette phase produit failles, plis et chevauchements, et mise en place de roches intrusives. Vient ensuite, en discordance, le supergroupe du Kundelungu inférieur débutant par le Grand Conglomérat, d’une puissance de 960 mètres, qui contient du matériel glaciogénique provenant des glaciers couvrant les montagnes des Kibarides. La sédimentation est ensuite très variable, témoignant d’une certaine instabilité du bassin. Il s’ensuit de rapides variations de faciès, allant des conglomérats aux schistes en passant par les arénites et les grès. Quelques niveaux de dolomies sont encore présents. Ce supergroupe est déformé par la phase de Lusaka à 850 Ma. Le Kundelungu supérieur repose en discordance sur n’importe quel terme de la série précédente, y compris sur le socle. Cette dernière étape commence aussi par une tillite, le Petit Conglomérat; vient ensuite une puissante série de roches carbonatées avec quelques schistes, grès et arkoses. L’orogénie lufilienne (656 Ma) arrête cette sédimentation et affecte tout cet ensemble, donnant à l’arc lufilien sa forme actuelle. Le socle et sa couverture ont été déformés ensemble dans le faciès des schistes verts, avec une tectonique tangentielle conduisant à la formation de nappes pelliculaires charriées vers l’avant-pays, vers l’est - nord-est ou l’est. Une dernière phase donnerait surtout d’importantes failles de décrochement, comme celle de Monwezi. C’est à cette période que se mettent en place de nombreuses minéralisations, en particulier les uranites, avec le célèbre gisement de Shinkolobwe. Citons aussi le cuivre dans l’«arc cuprifère du Shaba» et la copper-belt de Zambie.

En bordure nord de la cuvette du Congo, on suit le système du Katanga avec ses deux tillites (à 950 Ma et 850 Ma) formant une couverture de plate-forme conservée dans des bassins souvent limités par des failles. En bordure ouest du craton, le bassin de Nyanga verra son bord sud métamorphisé à 734 Ma; violemment tectonisé, débité en écailles chevauchantes vers le nord-est, il formera la chaîne intracratonique ouest-congolienne (fig. 8).

L’Afrique australe

La ceinture, ou chaîne, de Damara a une histoire complexe. Au début, vers 1 000-900 Ma, on assiste à un «rifting» avec formation de plusieurs grabens dans lesquels s’accumulent des séries d’épaisseur variable. À la base, on trouve le groupe de Nosib, qui est gréso-détritique. Des volcanites alcalines datées de 840 Ma lui sont associées. Vient ensuite le groupe d’Otawi, ou de Swakop, qui repose en discordance sur le groupe de Nosib. La sédimentation débute par une séquence carbonatée au nord, clastique au sud. Elle se poursuit avec des mixtites et des itabirites, suivies de formations carbonatées au nord, clastiques au sud. Dans la zone marginale sud s’insèrent des basaltes qui semblent indiquer une ouverture océanique. Vers 660 Ma commence une collision; les séries sont déformées avec plis couchés et foliation. D’abondants granitoïdes syntectoniques, calco-alcalins, se mettent en place, ce qui indiquerait une subduction vers le nord avec des chevauchements vers le sud, soulignés par les serpentinites. Puis vient le dépôt des séries molassiques du groupe de Mulden au nord tandis qu’au sud, sur le craton, débute la sédimentation gréso-carbonatée du groupe de Nama, célèbre par ses fossiles de type Ediacara, antérieurs au Cambrien. Les dernières couches de ce groupe pourraient appartenir à l’extrême base du Cambrien. Il se produit un léger plissement des molasses, avec mise en place de granites de type Salem (570-550 Ma), et un dernier rejeu qui amène la nappe de Naukluft sur la formation de Nama. Vers 550-480 Ma, des structures en dômes se forment et des pegmatites se mettent en place, parmi lesquelles celles de Rossing, uranifères. On trouve des chaînes de même âge dans la province de Gariep et dans la province saladienne, au sud.

L’évolution du craton ouest-africain et de ses bordures (fig. 4)

La plus grande partie du craton ouest-africain se présente, à l’aurore des temps protérozoïques supérieurs, vers 1 000 Ma, comme une vaste surface très plane, qui s’étend du bassin de la Volta, au sud, au bassin de Tindouf-Anti-Atlas, au nord, en passant sous le bassin de Taoudéni. C’est sur cette surface que se déposent des couvertures de plate-forme dont la sédimentation se poursuivra au Paléozoïque. En revanche, des zones mobiles évoluent de part et d’autre du craton. Elles seront plissées et métamorphisées lors de l’orogenèse panafricaine; ce sont, à l’est, les chaînes pharusiennes et, à l’ouest, les chaînes des Falémides et des Rockelides.

Les couvertures de plate-forme

Bassin de Tindouf-Anti-Atlas . Nous commencerons par cette région, car le Cambrien inférieur, daté paléontologiquement, y est connu. Sur la surface à 1 000 Ma se dépose le Précambrien III ou série de Ouarzazate volcano-détritique avec des lentilles calcaires contenant des stromatolites ou des algues du Riphéen supérieur. Vient ensuite un Adoudounien carbonaté attribuable au Riphéen supérieur ou terminal, avec à sa base des cycloméduses de type Ediacara, puis la sédimentation devient régressive et passe à la série «lie-de-vin» ou Taliwinien qui contient des niveaux calcaréo-dolomitiques dont certains sont riches en stromatolites caractéristiques du Vendien russe. Le retour de la mer se fait progressivement, la sédimentation redevient essentiellement carbonatée, et l’on voit se développer les premiers récifs à Archaeocyathus du Cambrien.

Bassin de Taoudeni . Son remplissage d’ici à la fin du Protérozoïque se fait en deux étapes. La première correspond au groupe du Hank (infratillite), où la sédimentation est surtout gréso-schisteuse avec des niveaux dolomitiques à stromatolites (groupe d’Atar). La série est datée de 998 Ma à la base et de 694 Ma au sommet. La seconde étape correspond au groupe de la tillite, qui repose en discordance sur le précédent par l’intermédiaire d’une surface d’érosion glaciaire. Il comporte, à sa base, les conglomérats glaciaires, ou tillites, de Jbeliat. Puis la sédimentation clastique reprend, caractérisée par la finesse des dépôts aux teintes vives. Vers le haut, la série devient plus grossière, à stratifications entrecroisées, et passe en continuité apparente au Cambrien, non daté.

Cet ensemble sédimentaire du Protérozoïque supérieur-Vendien peut être suivi sur tout le pourtour du bassin de Taoudeni. Généralement, les grès envahissent toute la série, mais on retrouve partout la tillite du Vendien, datée en plusieurs endroits de 680-650 Ma. Elle est plus jeune que celles qui ont été évoquées à propos du craton centrafricain. Il en est de même dans le bassin de la Volta, au sud, où la tillite est datée de 660 Ma. La série supratillitique comporte des calcaires et des dolomies, avec des horizons bitumineux qui ont fourni une microflore caractéristique du Vendien. Mais cet âge est contesté car on aurait récemment trouvé dans les calcaires des fossiles du Cambrien.

Les zones mobiles panafricaines

Le domaine touareg (fig. 4) se présente en lanières séparées par des mégacisaillements nord-sud. La lanière ouest correspond à la chaîne pharusienne. Elle est constituée de deux rameaux séparés par le môle granulitique d’In Ouzzal, limité par des zones de cisaillement. Le rameau occidental est formé de matériel polycyclique surmonté de formations supracrustales du Protérozoïque supérieur avec les séries à stromatolites (1 000 Ma). Vers 800 Ma se met en place un cortège basique et ultrabasique avec un magmatisme calco-alcalin suivi du dépôt d’un complexe volcano-détritique (série verte).

Les phases majeures de l’orogenèse panafricaine, accompagnées de métamorphisme, se situent vers 640-600 Ma et produisent des nappes de charriage. La mise en place des granites se poursuit jusqu’à 530 Ma, tandis que se dépose la «série pourprée» de type molassique, avec des ignimbrites. Cette chaîne se poursuit, vers le sud, dans l’Adrar des Iforas et dans le Gourma. Le contact avec le craton ouest-africain est marqué par de grandes nappes pelliculaires, surtout à matériel ultrabasique. On retrouve la chaîne en bordure est du bassin de la Volta, où elle forme les Dahomeyides, qui amènent l’unité polycyclique de la plaine du Bénin à chevaucher la bordure écaillée du bassin de la Volta.

Le Hoggar central montre une évolution polycyclique, les sédiments du Protérozoïque supérieur ne formant que des sillons étroits allongés nord-sud, au milieu d’un socle (Protérozoïque inférieur et Archéen) réactivé et injecté de granitoïdes d’âge panafricain. Le Hoggar oriental-Ténéré comporte un élément très étroit, allongé nord-sud, le groupe de Tiririne (Vendien), enserré entre deux socles. Il se serait déposé dans un fossé et son évolution sédimentaire et orogénique serait entièrement ensialique (intra-continentale).

La marge orientale de l’Afrique

Le bouclier arabo-nubien

Le bouclier arabo-nubien s’étend de part et d’autre de la mer Rouge, entre le Nil, à l’ouest, et la couverture phanérozoïque de la péninsule arabique, à l’est. D’après J. R. Vail (1983) et R. Black (in Évolution géologique de l’Afrique , 1985), ce bouclier est composé de matériel volcano-sédimentaire de type arc insulaire ou de type marge continentale andine, cratonisé, injecté de batholites et de plusieurs plutons syn- à post-tectoniques calco-alcalins suivis de complexes anorogéniques alcalins. Ce domaine panafricain est recoupé par des mégacisaillements nord-ouest - sud-est qui décalent les différentes parties les unes par rapport aux autres, de telle manière que l’on n’observe que des fragments de complexes ophiolitiques. Ces fragments sont interprétés comme les traces de zones de subduction décrochées par des failles et interrompues par des intrusions. Des granites syntectoniques se mettent en place entre 900 et 650 Ma, avec un maximum vers 800-720 Ma. Les dômes de gneiss ortho- ou paradérivés qui existent en Égypte et au Soudan au sein de ces formations récentes sont interprétés comme appartenant à une marge continentale passive; ils représenteraient la bordure du continent sur laquelle sont venus se mettre en place les ophiolites et les arcs insulaires. Le continent lui-même aurait été fortement réactivé. Ainsi, tout le Précambrien de cette région est attribué au Panafricain, mais il faut préciser que cette opinion n’est pas partagée par tous les chercheurs.

La province mozambiquienne (Mozambique-Malawi-Madagascar)

On appelle province mozambiquienne toute la région qui est située le long de la côte est de l’Afrique, à l’est des cratons de Tanzanie et du Zimbabwe. Vers le nord, il est difficile de savoir quels sont ses rapports avec le bouclier arabo-nubien. Madagascar appartient à cette vaste province du fait de sa position avant la dérive des continents. Cette province est caractérisée par le fait que la plus grande partie des âges obtenus sur les minéraux sont de la période panafricaine. Or il est certain que des ceintures d’âges archéen, protérozoïque inférieur et kibarien entrent dans sa constitution et ont été réactivées au Panafricain. Cependant, il paraît clair qu’il existe également des roches supracrustales d’âge mozambiquien.

Les premières manifestations magmatiques mozambiquiennes sont datées de 900 Ma; cette activité semble durer jusqu’à 650 Ma. Il existe un haut gradient thermique régional, produisant des assemblages métamorphiques polyphasés, une activité magmatique post-tectonique incluant des pegmatites, des syénites calco-alcalines annulaires et des essaims de filons continus jusqu’à 450 Ma. Le refroidissement final, défini par l’âge le plus jeune obtenu sur les micas, se situe à 400 Ma.

2. Le Phanérozoïque

Au moment de passer à l’ère paléozoïque, voyons comment se présente l’Afrique, qui émerge alors dans sa presque totalité. À la fin du Précambrien, les événements panafricains ont soudé et ressoudé les différents morceaux de l’Afrique, qui maintenant forment un tout. Nous y retrouvons les différents cratons nés de l’Archéen, enrichis des chaînes du Protérozoïque inférieur et moyen et complétés par les chaînes du Protérozoïque supérieur. Mais l’Afrique n’est pas seule. Il faut y ajouter, à l’ouest, l’Amérique du Sud, à l’est et au sud, Madagascar, l’Inde, l’Antarctique et l’Australie. Ils forment ce que l’on a appelé le continent de Gondwana, du nom d’une localité de l’Inde péninsulaire ^{[cf. GONDWANA]}. La marge nord de cet ensemble s’affaisse lentement et demeure occupée par la mer. La sédimentation est marine à la limite Précambrien-Cambrien, dans le bassin de Tindouf-Anti-Atlas et jusque sur les bords de la péninsule arabique. C’est un immense domaine marin qui, désormais, s’étend au nord de cet ensemble. Il va baigner les rives des autres cratons précambriens: la Laurentia (bouclier canadien) et l’Eurasia (bouclier baltique et bouclier sibérien, sans doute encore séparés). Cette mer, dont la Méditerranée est la fille, a reçu les noms de Téthys ou de Mésogée (cf. MÉSOGÉE, TÉTHYS). Elle va évoluer tout au long des temps paléozoïques pour se refermer lors de l’orogenèse calédono-hercynienne. Celle-ci aura pour résultat d’accoler le bouclier baltique à la Laurentia, puis de réunir cet ensemble au continent de Gondwana, rejoint, un peu plus tard, par le bouclier sibérien pour former l’ensemble continental que l’on a nommé la Pangée. Au cours des temps mésozoïque et cénozoïque, la Méditerranée va reprendre ses droits et, peu à peu, s’effectuera la dislocation de ce supercontinent. (cf. mer MÉDITERRANÉE).

L’époque calédono-hercynienne

À partir du domaine téthysien, les mers paléozoïques vont s’étendre progressivement sur la moitié nord de l’Afrique, sur le domaine saharien au sens large (craton ouest-africain, bouclier touareg, craton nilotique), mais elles n’atteindront pas l’Afrique centrale. Sur ce domaine, au nord, s’installe une mer épicontinentale, généralement de faible profondeur, dont les rivages vont être extrêmement changeants au cours de cette période, tandis qu’au sud une sédimentation sableuse témoigne seulement d’influences marines plus ou moins prononcées. La planéité du domaine est telle que la moindre variation du niveau de la mer entraîne de vastes modifications des conditions de dépôt et que la limite entre le domaine marin et les domaines continentaux est souvent difficile à préciser. En outre, on assiste à des mouvements de bascule de la «dalle» saharienne vers le nord-ouest, ce qui provoque des émersions plus ou moins importantes au sud. Des rejeux, certes faibles, des grands accidents nord-sud du socle ancien conduisent à la formation de môles à sédimentation réduite encadrés par des fossés où s’accumulent des sédiments variant rapidement de faciès. Le jeu de ces accidents est synsédimentaire. Au sud de l’Afrique, la mer qui occupait le bassin de Nama s’en trouve chassée par les derniers jeux de l’orogenèse damarienne, au début du Cambrien, mais elle migre et occupe, cette fois, la région du Cap, plus au sud.

Première étape (Cambro-Ordovicien et Silurien)

Au début du Paléozoïque (cf. ère PRIMAIRE), la mer du Cambrien (fig. 9) se tient sur la marge nord semi-mobile de l’Afrique, dans l’Anti-Atlas. Elle y dépose des séries calcaires, schisto-calcaires, puis schisto-gréseuses, avec les célèbres faunes à Archaeocyathus et à Trilobites durant le Cambrien inférieur. Après une brève lacune, la sédimentation marine reprend et se poursuit durant le Cambrien moyen, pélitique au nord, gréseuse au sud. Cette mer ne s’est guère étendue sur le reste du domaine saharien, car on observe d’abord des faciès franchement littoraux, mais encore marins, dans l’Ougarta, puis mixtes, vers Hassi-Messaoud. Ailleurs, ce vaste domaine se couvre uniformément d’un manteau sableux qui avait été étalé sur la pénéplaine par un réseau fluviatile «en tresse» venu du sud. Il n’existe pas à ce moment de bassins sédimentaires individualisés. En revanche, la mer cambrienne s’est étendue à l’est. En effet, le Cambrien calcaire à Trilobites est connu, par sondage, dans le nord de l’Égypte, en affleurements dans la presqu’île du Sinaï près du golfe d’Eilat, vers la mer Morte et en Jordanie. De là, il passe à des faciès gréseux littoraux puis continentaux qui couvrent la péninsule arabique. Mais, au nord de ces affleurements, se développe un vaste bassin évaporitique révélé par des dômes de sel et des sondages.

C’est à l’Ordovicien (fig. 10) que commence la véritable transgression. Elle se fait sentir dès le Trémadocien dans l’Anti-Atlas, mais aussi sur la plate-forme saharienne. La mer s’étend rapidement, évitant ou contournant quelques régions qui ne seront recouvertes que plus tard. Sur la plate-forme saharienne, elle apporte uniformément sable fin et argiles riches en matières organiques et en traces de vie, mais la transgression semble plus tardive au sud.

Vers le nord-est du domaine saharien, l’Ordovicien fait suite au Cambrien. La mer est peu profonde et les carbonates apparaissent avec des calcaires à Bryozoaires en Libye. Cet Ordovicien s’étend jusqu’en Égypte, d’où il passe sur la péninsule arabique, mais en évitant le Sinaï. Il est représenté par des grès à Tigillites (tubes de vers) et à Bilobites (traces de Trilobites) qui surmontent le Cambrien.

D’une manière générale, la faune est d’affinité téthysienne, de type bohémien.

En Afrique australe (fig. 17), le groupe de Table Mountain, dans la région du Cap, est attribué à l’Ordovicien. Il commence par des grès de milieu deltaïque qui sont surmontés par une masse importante de quartzites (Main Sandstone); ceux-ci pourraient être franchement marins.

La fin de l’Ordovicien est marquée par une glaciation qui s’étend à l’ensemble du continent africain (fig. 11). En effet, à la fin de l’Ordovicien, un inlandsis s’installe au sud du Sahara; son plancher glaciaire forme une surface de ravinement présentant un modelé d’érosion glaciaire avec des stries caractéristiques. À sa périphérie se trouvent des glaciers qui s’avançent plus ou moins loin, laissant des vallées glaciaires avec des roches polies. Certains de ces glaciers ont pu arriver jusqu’à la mer. On trouve sur toute la surface glaciaire des formations glaciogéniques gréseuses, hétérogènes, mal stratifiées, avec, par endroits, des blocs erratiques.

La mer ne revient sur le domaine atteint par les glaciers qu’après la fonte des glaces, à la fin de l’Ashgillien. C’est sans doute au poids de la calotte glaciaire que l’on doit l’enfoncement de la partie sud de la plate-forme saharienne et la facile pénétration de la mer silurienne dans ce domaine. Elle arrive d’abord au sud du Hoggar, et atteint en premier, dès le Llandovérien inférieur, le bassin d’Iullemen den. Puis la transgression se généralise, évitant encore quelques domaines, notamment le Nord saharien. Des schistes noirs à Graptolites, avec ou sans grès de base, se déposent sur la surface glaciaire arasée. Dans le bouclier touareg, la sédimentation s’amincit sur les môles. Au sud-est commencent à se déposer des grès continentaux avec des lagunes à Gigantostracés.

Durant le Tarannonien et le Wenlockien inférieur (Silurien; fig. 12), la transgression atteint son maximum. La sédimentation est gréseuse au sud, tandis que les calcaires à Brachiopodes et Orthoceras apparaissent dans la sédimentation argileuse et silteuse du Sahara septentrional. À la fin du Wenlockien inférieur s’amorce un changement: la dalle saharienne bascule, le Sud se relève et émerge tandis que, au Wenlockien supérieur, la mer envahit brusquement le domaine nord-saharien. Puis, au Ludlowien, la sédimentation schisteuse à Graptolites reprend partout, riche en matières organiques avec des intercalations calcaires ou gréso-calcaires au nord. Des silts et des sables très fins réapparaissent à la transition Silurien-Dévonien. La faune est téthysienne avec des affinités bohémiennes évidentes. La mer du Silurien est de type euxinique (sans oxygénation), aux eaux passablement confinées, à demi-asphyxiées par les apports d’argiles venus des terres émergées. Au nord-est s’individualise le môle de la Syrte, sur lequel la sédimentation est réduite au Silurien et cesse dès la fin de cette époque. Désormais, la Syrte jouera en terre émergée jusqu’au Crétacé, avec développement d’un magmatisme de type alcalin durant la fin des temps paléozoïques.

À l’est, sur la péninsule arabique, le Silurien fait suite en continuité à l’Ordovicien. Les sédiments sont de type côtier, voire de plage, avec des complexes fluvio-deltaïques.

En Afrique australe, le Silurien surmonte les dépôts glaciaires de la fin de l’Ordovicien. La sédimentation, d’abord pélitique, devient ensuite gréseuse. La faune indique, à sa base, le Llandovérien; les affinités sont sud-américaines. Au Silurien supérieur, on note des relations faunistiques avec l’Australie.

Seconde étape (Dévonien inférieur-Permien)

La seconde étape est caractérisée par une instabilité relative du tréfonds traduisant sans doute les premiers frémissements de l’orogenèse hercynienne.

Au nord, dans l’Anti-Atlas-Tindouf, cette instabilité se traduit par de fréquents changements de faciès. Au Dévonien inférieur (fig. 13), la sédimentation est schisto-calcaréo-gréseuse avec des discordances locales. Dans l’Ougarta et la Saoura, la série est calcaire à grands Orthoceras . Dans le bouclier touareg, on assiste au rejeu des principaux accidents et à la diversification des bassins situés entre les môles. Des grès fins alternant avec des argiles se suivent sur tout le pourtour du Hoggar. Mais, progressivement, au sud, se produit une exondation due au basculement de la dalle saharienne vers le nord-ouest. La région se couvre alors de grès à stratifications obliques déposés par un réseau fluviatile méandriforme venant du sud.

Au Dévonien moyen, une grande transgression (qui commence souvent à l’Emsien) s’étend sur tout le Sahara et se continue au début du Dévonien supérieur. Elle gagne également le nord-est du bassin de Taoudeni, où grès et calcaires fossilifères à Brachiopodes reposent directement sur l’Ordovicien (fig. 14).

Au Dévonien supérieur, l’instabilité qui s’était manifestée au nord augmente à la limite de la plate-forme africaine et du Maghreb. Dans la Saoura apparaissent des faciès noduleux rouges à Goniatites et Clyménies: il s’agit du faciès «griotte», considéré comme profond et pélagique. Au Strunien, ces faciès noduleux sont suivis par des grès fins à faciès de talus sous-marin soulignant l’instabilité du domaine. Sur le pourtour du bouclier touareg, les séries sont localement subsidentes dans les fosses (leur puissance est de 800 à 1 200 m), réduites sur les môles, comme celui de Tihemboka, ou au Fezzan. Cependant, les dépôts marins du Dévonien supérieur sont très étendus au Sahara, souvent sous le faciès d’argiles rouges et de siltstones, avec quelques horizons ferrugineux (gisement de fer de Mecheri).

Au nord-est, dans la péninsule arabique, le Dévonien fait suite au Silurien. Il est connu en Arabie Saoudite comme en Jordanie: ce sont des séries gréso-calcaires qui passent vers le haut à des schistes versicolores avec encore quelques grès et lits calcaréo-dolomitiques.

Dans le bassin guinéen, la sédimentation continue et il semble que le Dévonien soit complet. D’abord gréseuse, la série devient pélitique, puis passe à des grès calcaires à Cyrtospirifer verneuilli . C’est par cet horizon que se termine, ici, la sédimentation.

Au Gh na, on connaît près d’Accra des affleurements de grès et schistes du Dévonien inférieur ou moyen. Ces séries reposent directement sur le socle précambrien; elles ont fourni une faune qui indique l’Emsien ou le début du Dévonien moyen. Mais cette faune, d’affinité appalachienne, appartient à un autre domaine que celui du nord, qui est à affinité méditerranéenne.

Dans l’Afrique australe, le Dévonien est représenté par des grès et des schistes micacés de la série du Bokkeveld qui se seraient déposés en milieux semi-continentaux ou semi-marins peu profonds, à proximité du continent. Cette série renferme des plantes, mais aussi des fossiles marins. La faune est endémique, de type Malvinokaffric à affinités sud-américaines. L’ensemble se termine par des schistes et grès à plantes de Witteberg. Toute la région émerge.

C’est, semble-t-il, vers la fin du Dévonien que se forme la chaîne des Mauritanides, avec la mise en place, sur la marge ouest du craton africain, de grandes écailles de matériel cristallophyllien qui viennent chevaucher la bordure ouest du bassin de Taoudeni; celui-ci est à son tour légèrement plissé. Cette chaîne est ainsi formée de nappes de cisaillement empilées les unes sur les autres et poussées vers l’est. Il s’agit là d’une phase tardi-calédonienne ou hercynienne précoce. Elle est, en tout cas, postérieure au Dévonien moyen. Le style s’apparente à celui des Calédonides du nord de l’Europe (cf. chaînes CALÉDONIENNES).

Le Carbonifère (fig. 15 et 16) débute par un épisode régressif se traduisant par un Tournaisien gréseux ou parfois lagunaire. Le début de cette période est ensuite marqué par une certaine instabilité, avec des allées et venues de la mer qui entraînent l’oscillation des lignes de rivage. Dans la sédimentation, on note l’arrivée plus ou moins massive d’un matériel terrigène qui devient de plus en plus grossier vers l’ouest. Mais, au Viséen supérieur, on assiste à une nouvelle pulsation transgressive. Peut-être s’agit-il de l’écho des événements hercyniens qui se déroulent plus au nord et qui concourent à l’édification de la chaîne hercynienne de l’Afrique du Nord (cf. AFRIQUE [structure et milieu] - Afrique du Nord, chaînes VARISQUES). Cette mer du Viséen supérieur va s’étendre une dernière fois sur le domaine saharien. Elle dépose un manteau d’argiles, de grès fins et, surtout, de calcaires à Brachiopodes et polypiers. Elle se maintiendra plus ou moins longtemps selon les points. À l’est, dans le Djado, le Viséen est continental à plantes. À l’ouest, dans le bassin de Tindouf, la régression s’amorce dès le début du Namurien. Dans le Sahara septentrional et oriental, le Carbonifère moyen demeure marin et calcaire, comme dans la région de Bechar où, au Viséen supérieur, s’était creusé un vaste sillon avec une sédimentation turbiditique à olistolites contenant des niveaux chaotiques chargés de klippes sédimentaires de toute dimension. La série se continue jusqu’au Westphalien, qui est gréseux avec de minces niveaux de charbon et des récurrences marines.

À mesure de la régression, et après un Namurien laguno-continental, le domaine saharien se couvre de formations versicolores, souvent rouges. Il s’agit d’une sédimentation fluviatile entrecoupée de paléosols à radicelles (Stigmaria ). Selon les bassins, ces niveaux sont attribués au Westphalien ou au Stéphano-Autunien. Il n’existe pas de dépôt grossier pouvant suggérer l’existence d’un relief important. À l’est, sur les confins algéro-libyens, la mer demeure plus longtemps, jusqu’au Moscovien inclus dans les bassins d’Illizi et dans le Fezzan, jusqu’au Permien dans le Sud tunisien et la Tripolitaine.

À l’est, en Égypte et en bordure de la mer Rouge, le Tournaisien est continental à plantes. Une transgression encore importante démarre au Viséen inférieur. Elle est maximale au Viséen supérieur mais, dès la fin de cette époque, la mer se retire. Elle ne revient qu’au Permien, qui est gréso-calcaire et marin jusque sur la péninsule arabique (Permien supérieur). Dans cette dernière région, le Carbonifère est inconnu à l’affleurement.

Les temps gondwaniens

Tandis que le vaste domaine saharien émerge et que la mer se réduit à une Téthys permienne baignant seulement sa marge nord-orientale ^{[cf. TÉTHYS]}, l’Afrique migre vers le pôle Sud. Le climat devient de plus en plus froid, une vaste calotte glaciaire s’installe sur le sud du continent. Cette période de glaciation inaugure une histoire commune à l’Afrique, à l’Amérique du Sud, à l’Antarctique, à l’Australie, à Madagascar et à l’Inde. En effet, toutes ces régions présentent alors un ensemble faunistique, lithologique et floristique remarquable, dont l’homogénéité est telle qu’elle implique la proximité de ces divers continents à cette époque ^{[cf. GONDWANA]}.

L’ensemble le plus complet et le plus puissant se trouve dans le vaste bassin du Karoo, qui occupe le sud de l’Afrique (fig. 17). Ce bassin commence par la formation glaciogénique de la Dwyka, qui repose en légère discordance sur tout ce qui précède, mais qui est presque concordante avec les dépôts de Witteberg, par lesquels se termine la sédimentation du bassin paléozoïque du Cap (aucun plissement n’a eu lieu au cours du Carbonifère).

La tillite de la Dwyka repose directement sur une surface polie et striée par les glaciers et possédant, dans certaines régions, un vigoureux relief glaciaire, de telle manière que l’on a pu penser à une érosion glaciaire antérieure. La tillite comporte des blocs erratiques de toute dimension. Au début, ils reflètent la géologie locale, puis arrivent les blocs «exotiques» venus d’ailleurs, généralement du nord ou du nord-est.

À la périphérie de la tillite, on trouve des formations silteuses à stratifications entrecroisées et des schistes charbonneux qui évoquent les varves glaciaires. Des galets tombés dans les sédiments indiquent des glaces flottantes. À l’ouest, en Namibie, à l’aval des dépôts glaciaires terrestres, on observe, dès la base, des faciès glacio-marins où viennent s’intercaler des couches marines à Eurydesma , un lamellibranche à coquille épaisse caractéristique du Gondwana. On trouve également des débris de bois fossile qui appartiennent à la flore à Glossopteris . Ces fossiles donnent un âge permien et indiquent une mer de faible profondeur. La période se termine par un retrait général des calottes glaciaires, car le sud de l’Afrique quitte le pôle Sud au Permien inférieur et remonte vers le nord.

Après la fonte des glaces, les schistes charbonneux recouvrent progressivement la tillite, avec des intercalations marines à Eurydesma . On passe insensiblement au groupe de l’Ecca du Permien, par l’intermédiaire d’un banc blanc qui admet quelques niveaux charbonneux et bitumineux riches en fossiles, contenant un reptile aquatique spécifique du Gondwana, le Mesosaurus , qui indiquerait un environnement lacustre analogue à la formation d’Irati, en Amérique du Sud.

Avec le groupe de l’Ecca, le changement climatique s’accentue, la forêt se développe. Il se dépose surtout des sédiments clastiques avec des niveaux charbonneux exploitables caractérisés par la flore à Glossopteris . Il s’agit du niveau houiller de tout le sud de l’Afrique; il appartient au Permien inférieur-moyen. Ces sédiments remplissent un bassin intracontinental étendu, installé sur la partie déprimée par la calotte glaciaire. Il y a encore des incursions marines. Pendant ce temps, la bordure sud du bassin du Karoo s’est affaissée progressivement, formant un sillon est-ouest qui se remplit de sédiments de type turbiditique.

Le climat continue à changer, devient rubéfiant, et l’on passe aux séries rouges du Beaufort (d’une puissance de 0 à 3 000 m). Si la base appartient encore au Permien, les niveaux suivants indiqueraient le Trias inférieur-moyen. Les sédiments du Beaufort sont surtout fluviatiles et comportent des «siltstones», des argiles litées avec des fentes de dessiccation, des empreintes de gouttes de pluie. La sédimentation montre de brusques décharges saisonnières qui confirment les conditions semi-arides ou arides. La végétation est confinée dans les lits des cours d’eau temporaires et offre un habitat pour diverses populations de faune aquatique ou terrestre. Il existe aussi des lacs ou des mares éphémères. Le groupe de Beaufort contient d’abondants restes de Vertébrés, ce qui montre la progression de ceux-ci vers un habitat de plus en plus terrestre: c’est la conquête de la Terre par les Vertébrés. Au sud, l’ensemble du Beaufort est épais, comme le groupe de l’Ecca; il s’amincit et disparaît au nord. On ne connaît rien d’équivalent à l’ouest. Durant son dépôt, la chaîne du Cap commence à se plisser.

Le Karoo supérieur voit se développer une sédimentation fluviatile. Au début se déposent les grès de Molteno formant des corps sédimentaires grossiers qui s’effilent vers le nord dans des dépôts silteux lacustres monotones ou de plaine d’inondation. Ils proviennent de l’érosion d’une chaîne située au sud qui se soulevait tandis que le bassin qui se trouvait au nord s’affaissait. Vient ensuite la formation d’Elliot montrant un changement climatique vers une semi-aridité, accompagné par une diminution de l’énergie fluviatile ce qui entraîne une modification du style des rivières, celles-ci s’étalant dans de grandes plaines d’épandage. Les formations lacustres sont localement bien développées, avec des restes de Dinosauriens. Ceux-ci passent peu à peu à des formes plus petites, plus mobiles en réponse à la nécessité de se déplacer, à cause du caractère progressivement plus aride du climat.

La série sédimentaire se termine avec les grès de la formation de Clarens (Cave Sandstone ). Le paysage est maintenant tout à fait aride. La dessiccation progressive de la fin du Trias atteint son maximum durant cette période caractérisée par des dépôts de sables éoliens, de lacs temporaires, de cours d’eau éphémères et de nappes d’inondation. Le maximum désertique se trouve au milieu de la série, le haut et le bas indiquant des conditions moins sévères, avec de nombreux dépôts de lacs temporaires peuplés de Crustacés et de Poissons d’eau douce, avec des restes ou des empreintes de pas de Dinosauriens. À la fin de cette époque, le climat redevient tempéré.

Pendant toute la période du Karoo, les dépôts indiquent une zone orogéniquement active au sud. C’est en effet durant cette époque que se forme la chaîne triasique du Cap. Ses grandes structures, orientées est-ouest, montrent des plis asymétriques déversés au nord, voire des chevauchements. Il n’y a ni activité volcanique, ni intrusions granitiques, ni métamorphisme.

C’est en tout cas après cette phase de plissement que se produit le violent épisode volcanique de Drakensberg, à la fin du Trias ou au début du Jurassique. De vastes quantités de basalte de type tholéiitique sont produites et couvrent tout le centre et le nord du bassin du Karoo; le plateau de Drakensberg n’en est qu’un reste laissé par l’érosion. Ce volcanisme est une manifestation de la fracturation du Gondwana, mais il a commencé environ 20 Ma avant que la séparation des différentes parties ne se produise. Il y eut d’abord une phase explosive avec des tufs, puis l’extrusion d’une succession monotone de coulées de laves atteignant 1 400 mètres d’épaisseur. Les premières laves sont mélangées avec les sables dunaires de la formation de Clarens, qu’elles recouvrent. On connaît même des «laves en coussins» (pillow-lavas ) qui se sont développées dans les lacs temporaires. Ces premières laves sont, en certains points, recouvertes par des sables dans lesquels des traces de pistes de Dinosauriens ont été conservées.

Les dépôts du système du Karoo s’étendent très largement en dehors de la région même du Karoo. Ils sont conservés soit dans de larges cuvettes plus ou moins masquées par des dépôts récents, comme celles du Kalahari ou du bassin du Congo, soit à la faveur de grabens. Les séries sont assez semblables à celles du Karoo, à ceci près que la formation de Beaufort reste cantonnée au bassin même du Karoo, mais elle se retrouve, à l’est, au Mozambique.

Le Karoo malgache n’est connu que sur la bordure ouest de Madagascar. Il commence, comme en Afrique du Sud, par une tillite plus ou moins équivalente de la Dwyka. Cette tillite est suivie de couches de charbon formant le groupe de la Sakoa, qui correspond à l’Ecca. Puis viennent des grès bariolés rouges ou verts avec des intercalations marines qui commencent dès le Permien moyen. Celui-ci est calcaire à Spirifer et Productus (Brachiopodes), comme aux Indes ou en Australie. La série suivante, le groupe de la Sakamena, commence par un conglomérat transgressif. Elle demeure marine au nord, avec un Permien supérieur et un Trias inférieur marin à Ammonites et à Poissons; les Ammonites se rattachent à la province himalayenne. Vers le sud, on passe à des faciès continentaux avec une flore à Voltzia , Ginko et Glossopteris contenant cependant des intercalations marines. La faune est à Reptiles théromorphes: c’est l’équivalent du Beaufort. L’ensemble est recouvert en discordance par le groupe d’Isalo, gréso-pélitique, représentant le Trias supérieur et le Lias inférieur. Les dépôts sont continentaux ou lagunaires à bois fossilisés et niveaux bitumineux avec des intercalations marines. Le passage aux faciès marins se fait vers l’est, suggérant qu’à ce moment les plateaux malgaches actuels pouvaient être submergés. Cet ensemble correspond au Karoo supérieur, mais témoigne du début de la transgression qui annonce la dislocation du continent de Gondwana.

L’évolution mésozoïque et cénozoïque

Ainsi, à l’aurore des temps mésozoïques (cf. ère SECONDAIRE), l’Afrique, qui s’était trouvée au cœur d’une Pangée paléozoïque, voit débuter le processus qui va amener peu à peu tous les continents à se disperser. L’évolution qui va suivre traduit l’histoire de la dislocation de ce supercontinent. Elle va s’inscrire dans les bassins côtiers nés sur les marges africaines lors de l’ouverture progressive des mers et des aires océaniques.

Les bassins côtiers de l’ouest, ou l’histoire de l’ouverture de l’Atlantique

La Téthys est la première à reprendre ses droits vers l’ouest et à repartir à la conquête de l’espace qu’elle avait perdu. Elle s’avance sur la zone instable formée des restes de la chaîne hercynienne rabotée au cours du Permien – zone qui sépare le continent de Gondwana de celui de la Laurasie (Amérique du Nord, Europe, Asie) – en établissant une première voie marine, l’Atlantique central (cf. océan ATLANTIQUE). Mais la première image de l’Atlantique naissant est celle d’un vaste fossé d’effondrement dans lequel s’accumulent d’abord des sédiments détritiques rouges plus ou moins grossiers, puis des évaporites avec des marnes rouges, le tout accompagné ou suivi d’énormes émissions fissurales basaltiques (180 Ma) qui se sont étendues sur la marge africaine. La véritable transgression ne commence qu’au Lias; elle passe, au nord de l’Afrique, en bordure du Portugal, où l’Hettangien est laguno-marin à faune téthysienne. Cette avancée est assez rapide et le Lias inférieur-moyen est connu au Maroc (bassins des Haha, de Tarfaya-La’Youne) et jusque sur le plateau continental au sud de Dakar (où il est connu par sondage). Mais la mer n’est pas allée plus loin; sans doute s’est-elle dirigée vers les Caraïbes. Les affinités faunistiques sont à caractère méditerranéen. Cette mer est encore incertaine et l’on enregistre des mouvements régressifs sur les bords des bassins au cours du Lias et au début du Jurassique moyen.

Au sud de l’Afrique, les premiers signes de la fracturation se sont manifestés avec la phase de magmatisme tholéiitique de Drakensberg (187-180 Ma). À cette époque, un linéament, la zone de fracture d’Agulhas, commence à s’individualiser. L’extension se manifeste au droit du Mozambique par l’ouverture du rift de Natal Valley, qui est la première esquisse du détroit de Mozambique.

Au Jurassique supérieur (170-140 Ma), dans l’Atlantique central, les séries sont plus franchement marines et comportent des éléments pélagiques témoignant d’une mer largement ouverte au nord, mais la sédimentation est encore celle d’une plate-forme continentale qui devait se continuer au nord de l’Amérique du Sud et sur laquelle vivaient des Anchispirocyclina lusitanica et des Alveosepta jaccardi , grands Foraminifères benthiques téthysiens.

Ce deuxième golfe atlantique, plus important que celui du Lias, ne s’est pas non plus engagé dans le golfe de Guinée. La fin du Jurassique est marquée par une régression qui va durer jusqu’au milieu du Crétacé inférieur.

Dans les régions australes, la zone de fracture d’Agulhas commence à jouer. Une série de petits bassins continentaux en échelons sur le continent se crée et, vers 162 Ma, le grand bassin sous-marin d’Outeniqua s’amorce. Mais, au nord, il n’y a pas encore d’indication concernant une éventuelle ouverture de l’Atlantique sud.

Au cours du Crétacé inférieur, vers 130-110 Ma, à l’Aptien, une nouvelle transgression va s’étendre dans les bassins côtiers de l’Atlantique central. Mais, au Sénégal, la mer s’est maintenue et il y a passage continu au Crétacé. La série aptienne est caractérisée par des Choffatella , grands Foraminifères benthiques téthysiens. Ce n’est qu’à l’Aptien supérieur que les eaux de l’Atlantique central vont pénétrer en Guinée, puis en Côte-d’Ivoire, mais les bassins situés plus à l’est sont encore à remplissage limnique. C’est le début du jeu de la zone de cisaillement, dite de Guinée, le long de laquelle l’Amérique du Sud et l’Afrique vont coulisser tandis que s’ouvrira l’Atlantique sud. Ce cisaillement – future faille transformante du golfe de Guinée – assure le relais entre l’expansion de l’Atlantique central et celle de l’Atlantique sud.

Au sud, cette ouverture est précédée et accompagnée du volcanisme tholéiitique du Paraná-Kaokoveld (140-110 Ma). Elle est matérialisée par des bassins évaporitiques qui sont de plus en plus jeunes à mesure que l’on remonte vers le nord. Ces évaporites reposent soit sur des séries volcaniques ou volcano-sédimentaires, soit sur des séries limniques parfois très puissantes, comme celles du bassin du bas Congo-Gabon Luenza, lié jadis au bassin brésilien de Sergipe-Bahia-Alagoas. Ces bassins ont formé, au Jurassique supérieur-Crétacé inférieur, un ensemble extrêmement homogène dans un milieu continental, avec une population d’Ostracodes spécifiques, une lithologie similaire et un pétrole dont la composition chimique est identique.

Au début de l’Albien (105-100 Ma), dans l’Atlantique central, la transgression continue celle de l’Aptien et la mer réoccupe largement tous les bassins côtiers. Elle se maintient dans ceux qu’elle vient de conquérir, mais ne dépasse toujours pas le Gh na. Le proto-Atlantique sud n’est pas encore totalement ouvert: il faudra attendre l’Albien terminal pour que le cisaillement guinéen prenne toute son ampleur et que l’Amérique du Sud et l’Afrique se désolidarisent. Les bassins côtiers de l’Atlantique sud vont désormais devenir margino-océaniques, régis par la subsidence. Dans la zone de cisaillement guinéen, la croûte continentale, peu amincie, n’engendre qu’une faible subsidence, sauf à proximité des zones de fracture qui sont près des côtes. Les bassins seront donc étroits et localement profonds.

Au Cénomano-Turonien (vers 105-95 Ma), la transgression s’accentue et la mer s’étale largement sur les marges de l’Atlantique central. Elle s’y maintiendra jusqu’à la fin du Crétacé. Il se dépose des formations carbonatées qui deviennent plus marneuses au Sénonien, avec des niveaux importants de marnes bitumineuses. La faune est riche en Ammonites, formant une province atlantique d’affinité téthysienne. La microfaune est à Gabonella , Foraminifère benthique spécifique de l’Atlantique central. Au sud de Dakar, la mer se maintient à l’est et ne progresse qu’à la fin du Turonien, lorsque cesse la sédimentation fluvio-lacustre dans le bassin du Bénin. À ce moment, elle opère sa jonction avec l’Atlantique sud. Mais, pendant cette période, alors que l’Atlantique central hésite vers l’est, la mer téthysienne qui baignait le nord de l’Afrique s’étale au sud et franchit le Sahara, atteint la Bénoué et opère une jonction avec l’Atlantique sud. Un autre chemin a sans doute existé par le Soudan et l’Égypte, connectant ainsi directement la Bénoué avec la Méditerranée orientale, Israël et la Jordanie. Ces chemins transsahariens sont bien établis tout au long du Crétacé et permettent l’immigration de faunes caractéristiques téthysiennes non seulement dans la Bénoué, mais jusqu’en Angola. Ce chemin marin est interrompu au Maestrichtien, car la mer se retire du bassin de la Bénoué qui se plisse. En fait, ce plissement est l’aboutissement d’une histoire géodynamique qui s’est déroulée surtout durant le Crétacé et qui illustre assez bien les déformations que pouvait subir la plaque africaine lors de la déchirure par laquelle se séparent l’Afrique et l’Amérique du Sud.

Au Tertiaire, la mer baigne désormais toute la façade occidentale de l’Afrique (cf. ère TERTIAIRE). Elle se maintient à la fin du Crétacé ou réoccupe les territoires exondés au Maestrichtien. C’est à cette époque (Paléocène-Éocène inférieur) que se situe l’important épisode des bassins phosphatés (commencé dès le Maestrichtien) qui s’étendent tout au long des côtes atlantiques. La mer se maintient à l’Éocène et les communications avec la Téthys persistent au travers du Sahara par le bassin d’Iullemen-den et, sans doute, l’ouest du Hoggar. C’est par ce chemin qu’ont pénétré les Nummulitidés. Les premières, les Ranakothalia , ont atteint l’Amérique du Sud; les autres, les Nummulites, ne pourront plus passer, car l’océan Atlantique est désormais suffisamment ouvert et infranchissable pour les faunes benthiques.

Cependant, dans la zone récemment dégagée et à cause de cette ouverture, à la fin du Paléocène et au début de l’Éocène, il se produit une série d’émersions limitées qui manifestent une certaine instabilité de ces régions, notamment au Sénégal, puis au Nigeria, au Cameroun, au Gabon. Mais la mer reprend tous les territoires dès la fin de l’Éocène inférieur et la série demeure marine jusqu’à la grande régression de l’Oligocène. La mer se retire alors plus au moins complètement des bassins côtiers. Elle quitte également le Sahara. Une nouvelle mais brève transgression s’effectue à un niveau plus ou moins élevé du Miocène, et pénètre profondément. Dans certains bassins, la série devient continentale et l’histoire s’achève avec le continental terminal. Ailleurs, la mer ne fera plus que mordre légèrement sur les côtes, au Pliocène ou au Quaternaire.

Évolution des marges orientales de l’Afrique

Nous avons vu, au cours du Karoo, se manifester, dès la fin du Permien et au Trias, des influences marines, mais relativement brèves. La véritable transgression n’a lieu qu’à partir du Lias supérieur et elle ne prend toute sa valeur qu’au Jurassique moyen (cf. océan INDIEN).

La mer du Lias à Bouleiceras (une Ammonite caractéristique de la faune mésogéenne indo-malgache) a sans doute couvert toute l’île de Madagascar et a gagné ensuite vers l’ouest sur la marge africaine proprement dite, mais sans doute ne l’a-t-elle pas couverte en entier car on ne connaît le Lias à Bouleiceras qu’en un point, en Tanzanie, au sommet des grès d’Adigrat. Ce n’est qu’au cours du Jurassique moyen-supérieur que la mer va envahir toute la marge est-africaine. Au nord, elle s’en va vers Asmara, elle atteint les bords du golfe d’Aden au Callovien, et le Yémen au Kimméridgien inférieur. Elle aborde l’Éthiopie dès le Bathonien, mais n’atteindra l’Éthiopie du Nord qu’à l’Oxfordien; l’Érythrée marque la limite de la transgression. La mer pénètre alors de près de 150 kilomètres au Kenya et en Tanzanie.

À Madagascar, dès le Jurassique moyen, la mer recouvre peu à peu la côte occidentale; la série est calcaire à polypiers, mais comporte des intercalations continentales indiquant des marécages où vivaient des Sauropodes, des Dinosauriens communs avec ceux de l’Inde. La transgression atteint son maximum au Kimméridgien inférieur, mais la série admet encore d’importantes intercalations laguno-saumâtres ou continentales. Pendant cette période, les rapports avec l’Inde sont étroits jusqu’à l’Oxfordien. Ensuite, les échanges se limitent à la marge africaine. Dans le sud de l’Afrique, le Jurassique supérieur marin n’est connu qu’au Mozambique et dans la baie de Knysna, dans la province du Cap.

À la fin du Jurassique supérieur, la mer se retire progressivement, laissant derrière elle des bassins évaporitiques qui pourront encore fonctionner au début du Crétacé. Cependant, localement, la série est entièrement marine et il y a passage continu au Crétacé. Peu à peu la mer revient sur les territoires exondés, mais la transgression est moins importante au nord qu’au sud.

Au nord, la mer revient au Barrémien, envahit la Somalie orientale et méridionale. À l’Aptien, elle avance vers l’ouest mais n’atteint pas l’Éthiopie. La série est généralement calcaire et comporte à sa base des évaporites. La mer se maintient au Crétacé moyen-supérieur avec un Cénomanien à Coraux, un Turonien et un Sénonien à Rudistes. Au Kenya, en Tanzanie et dans le nord du Mozambique, la transgression se fait sentir soit dès le Néocomien, soit au Crétacé moyen, mais la mer est changeante d’un point à un autre, de telle sorte que dépôts marins et dépôts deltaïques alternent ou passent de l’un à l’autre. La véritable transgression se fera en fait à l’Albien ou au Cénomanien. Elle atteindra ici les mêmes limites que celles du Jurassique supérieur. La mer se maintient au Crétacé supérieur mais avec une certaine tendance aux conditions paraliques. La série passe sous ce faciès au Cénozoïque.

À Madagascar, sur la côte ouest de l’île, la série est plus ou moins marine, coupée d’intercalations continentales locales à un niveau variable selon les points. Elle est riche en Ammonites: c’est la célèbre faune malgache; elle montre, au Crétacé inférieur, un apport de la province atlantique mésogéenne, ce qui indique une mer largement ouverte vers le nord. Mais, à partir du Turonien et jusqu’au Maestrichtien, la faune montre un caractère endémique remarquable.

Sur la côte méridionale de l’Afrique, la mer crétacée accomplit de petites incursions à terre. Le principal élément est le bassin d’Algoa, où la transgression majeure date de l’Hauterivien. La mer s’y maintient jusqu’au Sénonien.

Au Tertiaire, la paléogéographie devient de plus en plus difficile à synthétiser car la mer est en perpétuel changement. D’une manière générale, là où elle ne s’est pas maintenue à la limite Crétacé-Tertiaire, il y a une transgression généralisée à l’Éocène inférieur ou moyen. Mais cette invasion marine franche est souvent de courte durée et l’on retrouve des faciès deltaïques ou continentaux.

Au nord de Madagascar, la transgression ne débute qu’au Lutétien inférieur tandis qu’au sud la sédimentation calcaire se maintient depuis le Crétacé. Sur la côte méridionale de l’Afrique, l’Éocène transgressif est représenté dans le bassin d’Algoa.

Le Néogène voit s’ouvrir le golfe d’Aden, où l’Oligocène était déjà marin. C’est en même temps la grande période des émissions volcaniques en rapport avec la formation des grands fossés africains. Comme au Paléogène, la mer est changeante et hésitante d’un bassin à un autre, voire à l’intérieur d’un même bassin. D’une manière générale, le Miocène inférieur est bien représenté et la série marine monte plus ou moins haut selon les bassins mais peut comporter des intercalations continentales. Le Pliocène est soit marin, comme en Tanzanie (Zanzibar) ou au Mozambique, soit gréseux continental, comme dans le bassin côtier sud-somalien.

Évolution de la plate-forme africaine

Le domaine saharien

Au début des temps mésozoïques s’instaure un nouveau dispositif structural qui est oblique par rapport aux limites établies durant les temps paléozoïques.

L’histoire commence avec le Trias, qui est carbonaté marin dans le Sud tunisien et en Tripolitaine. Sur le domaine saharien, il est sous le faciès gréseux rouge continental ou laguno-marin avec un développement important de grands bassins évaporitiques (salifère principal). Cette première série prend en écharpe le domaine saharien de Bechar, aux confins algéro-libyens.

Le Lias-Dogger inférieur se superpose en continuité au salifère principal, mais il dépasse l’aire de sédimentation du Trias et vient reposer directement jusque sur le socle paléozoïque. La série va des faciès carbonatés franchement marins à des formations argileuses laguno-marines ou évaporitiques. Les éléments clastiques sont extrêmement rares, même jusque sur les marges des bassins. Le Bathonien voit progressivement l’extinction des faciès évaporitiques, remplacés par le développement des faciès argileux et l’apparition des sédiments clastiques. Le Jurassique supérieur correspond à un maximum marin sans que l’aire d’extension ne se soit valablement agrandie. Un régime plus calcaire s’instaure, mais on peut voir s’intercaler, selon les points, des faciès argileux ou évaporitiques.

Au Jurassique terminal-Néocomien s’amorce une nouvelle crise gréseuse qui ne prendra toute son ampleur qu’au Barrémien. Ces épandages gréseux rouges vont couvrir tout le domaine saharien jusqu’à la transgression cénomanienne: ils forment le continental intercalaire. Cette crise sableuse est seulement interrompue à l’Aptien supérieur par une courte incursion marine qui dépose une barre calcaire très continue dans le nord du domaine saharien. Ces sédiments sableux rouges indiquent un climat tropical humide; les reliefs étaient généralement couverts de forêts de conifères avec des sous-bois de fougères. La vie était abondante et diversifiée auprès des mares temporaires, avec des Lamellibranches, des Poissons, des Crocodiles et des Tortues. Les Dinosauriens étaient sans doute nombreux, herbivores et carnivores, peuplant les savanes dans les plaines.

On retrouve le continental intercalaire au sud du Hoggar, au Mali, au Niger (où il comprend sans doute du Trias et du Jurassique continental), au Tchad. Il est à bois silicifiés, Poissons, Crocodiliens et Dinosauriens. Cet épisode continental a donc eu une extraordinaire extension. Puis ces épandages gréseux sont peu à peu remplacés par des argiles laguno-marines, avec ou sans gypse, au début du Cénomanien. Ce milieu lagunaire passe ensuite à un milieu franchement marin qui va submerger toute la plate-forme septentrionale de l’Afrique. Cette transgression démarre au sud de la Tunisie et s’étend rapidement sur tout le domaine saharien. Elle atteint le bassin de Tindouf au Cénomanien supérieur puis, au sud, le Hoggar, qu’elle contourne par l’est pour occuper la partie occidentale du Tchad. Au Turonien inférieur, elle arrive dans la boucle du Niger et, par la vallée de la Bénoué, va rejoindre le golfe de Guinée et opère sa jonction avec l’Atlantique sud. Au Sénonien, la mer quitte le bassin de Tindouf et le sud du Haut-Atlas marocain. La série devient laguno-continentale malgré quelques pulsations marines. Ailleurs, dans le domaine saharien, la mer montre aussi quelques tendances régressives et le Sénonien est souvent lagunaire avec d’épais dépôts évaporitiques, mais la communication reste ouverte avec le fossé de la Bénoué. Au Maestrichtien, on retrouve des influences marines plus nettes; la mer se déplace lentement vers l’ouest pour passer à l’ouest du Hoggar, mais elle continue d’éviter le bassin de Taoudeni, où la série est entièrement continentale.

Au début du Tertiaire, la mer conserve le domaine qu’elle occupait au Maestrichtien et la communication a sans doute dû persister avec le fossé de la Bénoué. La série débute par un Paléocène à Algues ou à Nummulites et se poursuit jusqu’à l’Yprésien, mais le domaine est beaucoup plus restreint. Puis la mer se retire brusquement de tout le domaine saharien; à l’Éocène moyen, elle n’est connue qu’à la frontière tunisienne, sous un faciès lagunaire. Désormais, la sédimentation, essentiellement continentale, se conservera au cœur des différents bassins.

Bassin du Congo et Kalahari

Après la période du Karoo, au Jurassique, la région congolaise forme une vaste cuvette où s’accumulent des formations continentales. À la base se déposent des argilites rouges qui comportent à leur sommet des schistes bitumineux surmontés d’un niveau calcaire. Ces horizons ont fourni une faune de Poissons du Jurassique supérieur (Kimméridgien). Le calcaire et les Poissons qu’il contient évoquent un niveau marin. Cependant, il est peu probable qu’il y ait eu une transgression kimméridgienne à travers toute l’Afrique centrale. Certains chercheurs évoquent toutefois un chemin en provenance du Kenya. Des sédiments continentaux continuent à se déposer durant tout le Crétacé tandis que le fond du bassin s’affaisse lentement. Le Crétacé se termine par le comblement du bassin et par une phase d’aplanissement. C’est sur cette surface que repose le système du Kalahari, qui va s’étendre, depuis le Zaïre, vers le sud de l’Afrique. Durant tout le Tertiaire et, sans doute, le Quaternaire, d’immenses surfaces vont se couvrir de grès et de sables ocres constituant la dernière couverture de ces régions.

Le bouclier arabo-nubien

L’histoire du bouclier arabo-nubien est assez semblable à celle du domaine saharien, mais les influences marines sont plus marquées car nous sommes déjà sur la marge sud de la mer mésogéenne.

Le Trias débute par une sédimentation continentale et gréseuse. Ce n’est qu’au Trias moyen que la mer s’étend plus ou moins profondément dans un bassin allongé connu par sondage dans le golfe de Suez. Elle dépose au Sinaï des calcaires à Ammonites et, contournant le golfe d’Akaba, s’étend largement sur la péninsule arabique où les calcaires de la Jilh Formation recouvrent un Trias inférieur continental à bois silicifiés et Reptiles. Mais cette incursion marine n’est que de courte durée et la série redevient gréseuse continentale, à plantes, formant la base des grès de Nubie. La mer revient seulement avec le Lias supérieur (Toarcien) et s’étale largement sur la marge africaine, comme au Sinaï et sur le domaine arabique. Dans ces dernières régions, la faune est à Bouleiceras . Au Jurassique moyen et supérieur, la mer se maintient au nord de l’Égypte, dans le désert occidental, mais elle évite, à l’ouest, la Syrte. À l’est, elle occupe toute la péninsule arabique. Il se dépose alors des calcaires marins de faible profondeur avec parfois d’abondants Coraux et Stromatoporoïdés qui construisent des récifs sur cette vaste plate-forme carbonatée. Ces séries marines passent vers le sud aux faciès continentaux des grès de Nubie.

À la fin du Jurassique, la mer se retire de tout le domaine qu’elle avait occupé. Elle se dessèche sur place, et des évaporites se déposent sur la plate-forme arabique. En Afrique, on passe aux grès de Nubie qui sont célèbres par les fossiles qu’on y a trouvés. On évoque un paysage avec des lacs ou des mares temporaires à Poissons. Sur les bords vivaient des Crocodiliens. Autour s’étendaient savane et forêts à Dadoxylon , Magnolia , etc., peuplées de Dinosauriens. On retrouve ces couches à plantes jusque dans la province de Darfour, au Soudan; vers l’ouest, elles passent au continental intercalaire du domaine saharien.

Au Crétacé inférieur, la mer réoccupe plus ou moins le domaine et l’on assiste à un continuel changement de la sédimentation, tantôt marine, tantôt continentale.

Comme partout ailleurs, la véritable transgression se fait sentir dès le début du Cénomanien. La mer envahit la Syrte et tout le domaine nubien, recouvre les grès de Nubie, atteint le Soudan à la fin du Cénomanien. Elle demeure en Égypte pendant tout le Crétacé supérieur. On note même une pulsation transgressive au Maestrichtien, avec lequel s’amorce la sédimentation phosphatée.

En Arabie, cette mer connaît quelques vicissitudes; émersions et transgressions se succèdent tout au long du Crétacé supérieur. On retrouve, à la fin du Crétacé, au Maestrichtien, une dernière pulsation transgressive qui amène des dépôts jusque non loin de Riy d.

Au Tertiaire, en Égypte, la mer se maintient après le Maestrichtien et tend même à dépasser ses limites. La transgression avance jusqu’à l’Yprésien, où elle est maximale. Au début du Paléocène, au sud, la sédimentation est phosphatée, le reste de la série est à Nummulites. Dès l’Éocène moyen, la mer se retire vers le nord et se maintient encore dans la région du Caire. C’est dans la masse de ce calcaire qu’est sculpté le Sphinx et que furent taillées les pierres des pyramides de Gizèh. Puis l’on passe progressivement aux formations fluvio-marines du Fayoum, dont la base date de l’Éocène supérieur. Quant à la partie supérieure, elle contient une abondante faune de Vertébrés continentaux de l’Oligocène. Cependant, l’Oligocène inférieur marin à Lépidocyclines est connu au Caire et dans le désert de Libye. Sur la péninsule arabique, la mer se maintient un moment au Paléocène et à l’Éocène inférieur, mais, dès l’Yprésien, elle se dessèche encore une fois et de puissantes masses d’évaporites se déposent. Une nouvelle et dernière arrivée marine envahit la plate-forme arabique à l’Éocène moyen, y apportant Nummulites et Globigérines. Mais cette invasion est de courte durée; la mer se retire et cette région est définitivement exondée. Au Néogène se déposent alors des formations continentales peu épaisses, souvent lacustres, avec parfois des intercalations à Mollusques marins indiquant la proximité de la mer.

Mais à la limite des domaines arabique et nubien se forme un golfe, une proto-mer Rouge (cf. mer ROUGE) qui coupe en deux le vieux bouclier. La mer miocène qui a couvert la zone méditerranéenne progresse vers le sud, mais elle n’atteindra jamais l’océan Indien par ce chemin, car elle ne peut passer à ce moment à hauteur de Djibouti-Aden. Puis, tandis que la rotation de l’Arabie vers le nord s’accentue, l’isthme de Suez émerge, le détroit d’Aden s’ouvre et permet à l’océan Indien d’occuper la mer Rouge.

Le Magmatisme intraplaque (pl. IV et fig. 4)

Au cours des temps phanérozoïques, l’Afrique a été le lieu d’un magmatisme intraplaque bien développé, surtout entre les bassins (R. Black, J. Lameyre & B. Bonin, 1985). En particulier, des intrusions alcalines forment des complexes annulaires spectaculaires dont l’âge varie entre 560 et 25 Ma. Les plus importants sont, sans doute, ceux de l’Afrique de l’Ouest. Ils se disposent dans les zones précambriennes, dans les lanières entre deux zones de cisaillement panafricaines nord-sud. Ce sont, par exemple, les provinces sous-saturées des Iforas, au Mali (560-525 Ma), ou de Tadhak (280 Ma). À l’est, on trouve le grand alignement nord-sud de type sursaturé de l’Aïr, Damagaram, Nigeria, où les complexes sont de plus en plus jeunes quand on va du nord au sud (de 480-400 Ma à 210-145 Ma). Au Cameroun existe un alignement nord - nord-est de type sursaturé relativement jeune (60-30 Ma). On retrouve le magmatisme alcalin sur la bordure ouest de l’Afrique centrale et australe, avec des alignements obliques par rapport à la marge continentale. Les âges vont de 164 à 42 Ma.

En Afrique orientale, on connaît aussi de très nombreuses intrusions alcalines dont l’âge s’échelonne de 550 à 35 Ma. Le magma évolue sur place; d’abord sursaturé, il devient peu à peu sous-saturé, pour les plus récents. La localisation des complexes alcalins semble être contrôlée par la réactivation ou le jeu de systèmes de failles généralement anciens dans des conditions de distension.

Les kimberlites appartiennent à cette période. Elles se répartissent presque essentiellement sur les vieux cratons. On les connaît sur le craton ouest-africain (Sierra Leone, Guinée, Côte-d’Ivoire), sur ou en bordure du craton centrafricain, dans le craton du Kaapvaal. Quelques cheminées sont signalées au Mozambique, à l’est, et au Gabon, à l’ouest.

Volcanisme et fracturation (pl. IV)

Au Cénozoïque, un important système de fracturation affecte le domaine oriental de l’Afrique. Il est accompagné par l’émission d’une masse considérable de produits volcaniques, avec des volcans dont certains sont encore actifs, et forme ce que l’on désigne sous le nom de «grands rifts africains» qui dessinent une grande balafre nord-sud, de la mer Rouge au Mozambique.

À l’extrême nord, dans la dépression des Afars, un volcanisme de zone axiale de type basaltique tholéiitique évoque une dorsale océanique émergée (J. Varet, 1985). On peut ainsi observer, à terre, le mécanisme de la naissance d’un océan. Le système des failles est normal et conduit à l’écartement des masses continentales voisines, donc à une distension. En même temps, il existe des volcans, dits centraux, avec caldeiras. Ils présentent un caractère plus acide. Le système se poursuit à travers l’Éthiopie, le Kenya et la Tanzanie, tandis que le volcanisme évolue des types tholéiitique, dans l’Afar, et transitionnel, dans l’Éthiopie, vers des magmas alcalins au Kenya, voire trachytiques ou phonolitiques en Tanzanie, alors que l’intensité du volcanisme diminue pour pratiquement s’éteindre au sud. À ce moment, le rift se dédouble avec une branche occidentale passant par les Grands Lacs africains. Cette branche est tectoniquement plus active, mais avec un volcanisme de moindre importance.

Le volcanisme de «point chaud» ou de zones de fracture est surtout visible dans le domaine saharien. Il est de type alcalin. On l’observe, en particulier, au Hoggar, ou suivant l’axe Cameroun-Tibesti-djebel Haroudj, ou encore vers la province de Darfour.

L’époque quaternaire: l’Afrique, berceau de l’humanité

À partir de la fin du Cénozoïque l’Afrique a, à peu près, sa position actuelle en latitude. Elle subit des variations climatiques qui sont en relation avec les variations similaires de l’Europe et cela aura des conséquences importantes sur la biosphère, conséquences que l’on peut voir d’une façon de plus en plus détaillée à mesure que l’on se rapproche de l’Actuel. Une de ces conséquences est peut-être l’apparition de l’Homme dans l’Est africain (cf. HOMINIDÉS et ère QUATERNAIRE).

De nombreux lacs existent dans les rifts est-africains depuis le début de leur formation. Les sédiments accumulés dans ces lacs ont enregistré un certain nombre d’informations sur l’évolution quaternaire. C’est sur leur bord que l’on a trouvé les restes des plus anciens Primates rapportés aux Hominidés archaïques. Il s’agit des Australopithèques qui, pour l’instant, ne sont connus qu’en Afrique. Ils ont eu la capacité de fabriquer des outils de pierre taillée (industries sur galets aménagés de type olduvayen). Même si cette taille est fruste, elle nécessite une réflexion qui est la caractéristique des Hominidés. Il y avait des Paranthropus qui vivaient dans les forêts et des Australopithecus , sans doute les «tailleurs de pierre», qui occupaient la savane. Dans les lacs et les rivières vivaient des poissons, des crocodiles, des hippopotames et des oiseaux aquatiques. Il semble que l’occupation des lieux par les Australopithèques se soit faite en période sèche. Leur habitat devait être temporaire, à proximité de l’eau. Les restes de mammifères sont particulièrement abondants près du lac d’Olduvai. C’était le point d’eau important où de nombreuses espèces de la faune venaient sans doute pour s’abreuver, et c’est pourquoi les rives du lac devaient constituer pour les Australopithecus un terrain de chasse privilégié. Mais son cousin, le Paranthropus , a pu être, au contraire, chassé par les léopards et autres carnivores, si l’on en croit les restes trouvés dans la grotte de Swartkrans, en Afrique du Sud.

Ces restes d’Hominidés, trouvés dans les couches de base du lac d’Olduvai ou dans la vallée de l’Omo, font remonter l’apparition de l’homme à près de 4 à 3,3 Ma, sans doute au cours du Pliocène, et font de cette région de l’Afrique le berceau de l’humanité .

Encyclopédie Universelle. 2012.