Introduction sur le bassin Sénégalo-mauritanien

Le bassin Sénégalo-mauritanien a fait l’objet de plusieurs études. Ces études qui remontent au début du dix-neuvième siècle (Bellion, 1987) ont permis une meilleure connaissance du bassin. Le bassin est situé sur la bordure occidentale du continent africain et en est l’un des plus vastes (Fig.10). Sa longueur du Nord au Sud, avoisine 1400 km du Cap Barbas en Mauritanie jusqu’au cap Roxo au Sud de la Guinée Bissau ; sa largeur est variable, mais la plus importante se trouve à la latitude de Dakar avec 560 km. Il couvre une superficie de 340 000 km2 caractérisée par un relief monotone.

C’est un bassin d’âge méso-cénozoique avec une structure d’ensemble de marge passive. La série sédimentaire post paléozoïque repose sur un socle constitué de schistes métamorphiques et de granites dont l’âge est mal connu. Cependant, ce substratum qui se situerait à 6000 m de profondeur, d’après les recherches géophysiques, serait du Paléozoïque (Michel, 1973). Cette série est connue du Trias au Quaternaire sans interruption grâce à des sondages pétroliers et des forages d’exploitation d’eau (Béllion, 1987). La sédimentation du bassin débute au Trias par des dépôts salifères (gypse, anhydrite et sel). Du Jurassique au Crétacé inférieur les faciès marneux et calcaires prédominent. La grande régression du Sénonien a entraîné un puissant dépôt détritique constitué de sables, de grés et d’argiles. Des événements tectoniques comme la mise en place du dôme de Léona et la surrection du horst de Ndiass sont intervenus à la fin du secondaire. Au tertiaire, le bassin a subi plusieurs transgressions marines ; la plus importante qui a couvert tout le bassin s’est déroulée à l’Eocène moyen. 

Fig. 10 : Carte Géologique simplifiée du bassin sédimentaire Sénégalo-mauritanien et de ses abords (d’après NAHON, 1976, modifié par BELLION, 1987). 1 : Socle granitisé du Précambrien 2 : Sédiments de couverture de plate-forme (Protérozoïque supérieur et Paléozoïque). 3 : Chaîne plissée des mauritanides. 4 : Mésozoïque 5 : Mésozoïque altéré. 6 : Paléogène. 7 : Cénozoïque altéré (« Continental Terminal »). 8 : Sédiments marins, lacustres et fluviatiles quaternaires. 9 : Sables quaternaires (ergs anciens et actuels). 10 : Front de chevauchement. 11 : Failles des horsts de Ndiass et de Dakar 15 II.2 – Contexte géologique II.2.1 – La stratigraphie de la zone d’étude La géologie du Ferlo est liée à celle du bassin sédimentaire Sénégalo-mauritanien. Les dépôts sédimentaires du Ferlo sont connus du Maastrichtien au Quaternaire. Cette stratigraphie est marquée par les variations du niveau marin et du climat d’une part, et par les mouvements tectoniques d’autre part ; ce qui explique sa complexité. Dans cette présente étude nous nous limiterons à la description des formations maastrichtiennes et celles postérieures à celles-ci.

Le Maastrichtien

Le Maastrichtien couvre l’ensemble du bassin ; il a été atteint par la plupart des forages dans le Ferlo. Les dépôts maastrichtiens néritiques ou littoraux sont constitués essentiellement de sables hétérométriques fins à grossiers avec quelques passés d’argiles et de grés sableux (Michel, 1973). Le faciès caractéristique du Maastrichtien est constitué de sables et de grés argileux. Le Maastrichtien est aussi caractérisé par des variations latérales de faciès d’Est en Ouest et par un épaississement sédimentaire vers l’Ouest. La profondeur du toit est variable ; elle est faible au niveau de la dorsale du lac de Guiers bordée par des failles, ou grande au niveau de la zone d’effondrement du Ferlo où il se trouve à -160 m (Diène, 1995). La variabilité latérale d’épaisseur de ces formations maastrichtiennes peuvent être due en partie à la tectonique. La limite supérieure est très irrégulière, et se présente en dôme et en creux (Diagana, 1994) ; ceci serait dû aux mouvements tectoniques dans la zone. Cependant si le toit du Maastrichtien est connu grâce aux nombreux forages, son substratum est très mal connu ; Audibert, 1962 ; in Diène, 1995 signale qu’à Linguére le socle primaire sur lequel reposeraient les formations secondaires est atteint à 836 m sans aucune autre précision. 

Le Paléocène

Le Paléocène repose sur le Maastrichtien et est transgressif. Le faciès est à dominante calcaire avec des niveaux marneux et argileux parfois. Le Paléocène est situé à 15 m au sondage de 16 Keur Mour prés de Dagana. Si la limite inférieure du Paléocène est nettement déterminée, par contre sa limite supérieure est mal connue ; c’est pourquoi il est souvent associé aux dépôts éocènes. 

L’Eocène

L’Eocène est subdivisé en Eocène inférieur, moyen et supérieur. Il a été reconnu sur l’ensemble du bassin et il est aussi transgressif (Fig.11). L’Eocène inférieur ou Yprésien est caractérisé par des dépôts d’argiles “ papyracées ” blanches ou gris clair, se débitant en plaques formées essentiellement d’attapulgites (Michel, 1973). Son épaisseur est variable ; la partie supérieure calcaire peut atteindre 200 m par endroit. A l’Eocène moyen ou Lutétien la transgression atteint son maximum. L’Eocène repose parfois directement sur les formations maastrichtiennes avec deux types de faciès : un faciès littoral argilo gréseux en bordure du bassin sédimentaire ; un faciès néritique où alternent les calcaires, les dolomies, les argiles feuilletées.

Il borde l’extrémité Sud du lac de Guiers en amont de Keur Momar Sarr (Sainton, 1957 ; in Michel, 1973). Le sommet du Lutétien est souvent tronqué dans le bassin, par contre dans le Ferlo central l’ensemble de la série est présent avec un faciès calcaire. Pendant l’Eocène supérieur le bassin était émergé avec une sédimentation essentiellement argilo sableuse. Cependant on peut noter que suite aux mouvements tectoniques une bonne partie de l’Eocène est tronquée dans la région ; surtout au niveau de la zone anticlinal de Guiers (Degallier, 1956 ; Michel, 1957 b).