Buts de l’étude

Dans cette étude, il s’agira surtout :

- d’améliorer l’interprétation des lignes sismiques 2D onshore dans la région d’étude (Figure 1.2) afin de contribuer à la connaissance du bassin sénégalo-mauritanien ; - de compléter cette interprétation avec l’intégration de données gravimétriques et

magnétiques ;

- d’intégrer des données pétrologiques, sédimentologiques et micropaléontologique d’échantillons de forages ;

- d’essayer des comparaisons avec les bassins analogues d’Amérique du Nord

Ainsi après avoir défini le cadre géographique et géologique du bassin de MSGBC, nous détaillerons les méthodes d’étude utilisées avant de montrer la base de données dont nous disposons. Ensuite nous montrerons les résultats d’interprétation des données utilisées que nous discuterons avant d’en tirer des conclusions et des recommandations.

Chapitre 2

Cadre géologique

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2.1. Cadre géographique et géologique

Situé entre 10°50’ et 22°50’ de latitude nord et 17°30’ et 13°30’ de longitude ouest, le bassin sénégalo-mauritanien est le plus vaste des bassins côtiers de la marge ouest-africaine (Figure 2.1). Il comorte une partie offshore et une partie onshore d’une superfiie d’environ 340000 km². Le bassin couvre du nord vers le sud : la Mauritanie occidentale, la majeure partie du Sénégal, la Gambie, la Guinée-Conakry et la Guinée-Bissau , d’où le nom de bassin de MSGBC (Atlantic Ressources LTD, BEICIP & Petroconsultants S.A., 1987 ; Rochet & Villeneuve, 1987). Le bassin comporte aussi une partie immergée ou plateforme continentale particulièrement bien développée au sud du Cap-Vert, notamment au large de la Casamance (Ly, 1985).

Figure 2.1. Cadre géologique du bassin de MSGBC (d’après Ponsard et al., 1988, modifiée) Le bassin est largement ouvert sur l'Atlantique avec une façade côtière longue d’environ 1400 km depuis le Cap Blanc au nord de la Mauritanie jusqu'au Cap Roxo au sud-est de la Guinée-Bissau (Bellion & Guiraud, 1982). Il couvre les deux tiers de la superficie du territoire sénégalais (Figure2.1).

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Le bassin de MSGBC est très étroit dans sa partie mauritanienne mais s'élargit fortement dès la latitude de Saint-Louis pour atteindre 560 km à la latitude de Dakar (Figure 2.1), depuis la pointe des Almadies (Dakar) à l’ouest jusqu’aux pieds de la chaîne des Mauritanides à l’Est.

Sur le plan géologique, le bassin de MSGBC comprend des unités triasiques à néogènes à faible pendage ouest reposant en discordance sur un substratum qui constitue en même temps les limites du bassin. Ce substratum est constitué par le Siluro-Dévonien du bassin de Bové au sud, la chaîne panafricaine et hercynienne des Mauritanides à l'est, et le socle précambrien granitisé et métamorphisé de la dorsale de Réguibat au nord (Figure 2.1) (Dillon & Sougy, 1974 ; Lecorche et al, 1985 ; Villeneuve & Da Rocha, 1984). Sur le flanc ouest, le bassin est ouvert sur l'océan atlantique.

Au Sénégal les affleurements ne se trouvent que dans le Cap-Vert, la région de Thiès, la vallée du fleuve Sénégal et celle du Ferlo (Figure 2.2). L’ensemble du bassin est le plus souvent recouvert par une formation sablo-argileuse miocène altérée, connue sous le terme de « Continental Terminal » (Tessier et al, 1975), ou par des calcaires lacustres et des sables éoliens du Quaternaire.

Le bassin sénégalo-mauritanien ou MSGBC se situe dans un contexte géologique de marge passive de type atlantique. La tectonique des plaques a permis de définir l’histoire structurale et sédimentaire qui a affecté la marge continentale passive ouest africaine.

L’histoire géodynamique du bassin de MSGBC se résume donc en trois phases majeures de développement liées à l’ouverture de l’océan atlantique (Rochet & Villeneuve, 1987 ; Nzoussi, 2003) : anté-rift ou pré-rift, syn-rift et post-rift ou drift.

2.2. Le substratum anté-rift

La substratum anté-rift du bassin de MSGBC est caractérisée par des évènements précambriens et paléozoïques affectant le substratum très diversifié du bassin. On considère que la boutonnière de Kédougou-Kéniéba (K-K) et la chaîne des Mauritanides à l’est, la dorsale Réguibat au nord et le bassin paléozoïque de Bové au sud, constituent le substratum anté-rift du bassin (Figure 2.1).

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Figure 2.2. Carte géologique du bassin sénégalais (d’après Pasmi, 2009, modifiée)

2.2.1. Le socle précambrien

Il est représenté par la boutonnière ou de K-K à l’est et la dorsale Réguibat au nord. Ces deux formations, en plus de la dorsale de Léo au sud (Figure 2.1), sont des affleurements du craton ouest-africain (Bassot, 1966 ; Besssoles, 1977 ; Clauer et al., 1982 ; Black &

Fabre, 1983 ; Diallo, 1983 ; Dia, 1988).

La boutonnière de K-K est un affleurement sous forme de fenêtre de la partie centrale du craton ouest africain. Elle comprend le supergroupe de Mako (SGM) à l’ouest et le supergroupe de Dialé-Daléma (SGDD) à l’est (Figure 2.2) (Bassot, 1987). Ces deux

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supergroupes servent d’encaissants à plusieurs générations de granitoïdes. Le supergroupe de Mako est constitué de complexes volcanoplutoniques, volcanosédimentaires et sédimentaires généralement métamorphisés dans le faciès épizonal à mésozonal (Bassot, 1966 ; Besssoles, 1977 ; Diallo, 1983 ; Dia, 1988 ; Dioh, 1995 ; Ngom, 1995). Le complexe volcanosédimentaire renferme des tufs acides et intermédiaires qui ont été utilisés pour un essai de fabrication de ciments pouzzolaniques, à l’échelle du laboratoire (Ndiaye, 2000). Le supergroupe de Dialé-Daléma constitue un ensemble sédimentaire dans lequel se sont successivement mis en place un complexe hypovolcanique et volcanique et un complexe plutonique (Ndiaye, 1986 ; Bassot, 1987 ; Ledru et al, 1989 ; Ndiaye et al, 1993 ; Ndiaye, 1994 ; Ndiaye et al, 1997).

Figure 2.3. Coupe géologique Dakar-Bakel dans le bassin du Sénégal (d’après De Spengler et al., 1966, modifiée) (voir la localisation sur la figure 2.2)

Le bassin de Madina-Kouta, d’âge néoprotérozoïque, est formé par des sédiments non plissés qui recouvrent en discordance la boutonnière de K-K au sud-est du Sénégal (Figure 2.2). Il comprend deux supergroupes séparés par un conglomérat interprété comme de la tillite (Bassot, 1966 ; Villeneuve, 1984) :

- le supergroupe I qui correspond à la série de Ségou-Madina-Kouta datée du Néoprotérozoïque (1020-700 Ma) ;

- le supergroupe II qui est la série de Mali datée à l’Éocambrien et au Cambrien inférieur à moyen grâce à la présence de microfossiles.

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En général, le substratum anté-rift du bassin est divisé en trois mégaséquences à partir du Néoprotérozoïque. Ces mégaséquences sont séparées par des événements glaciaires majeurs (Black & Fabre, 1983 ; Bessoles, 1977 ; Bessoles & Trompette, 1980 ; Deynoux, 1983 ; Rochet & Villeneuve, 1987).

Les formations du bassin de Madina-Kouta font partie de la mégaséquence I (1000-650 Ma) (Rochet & Villeneuve, 1987) qui affleure en Guinée sur une épaisseur totale de 1000-1500 mètres.

2.2.2. Le socle paléozoïque

Il débute par des formations éocambriennes et cambriennes du supergroupe II de la série de Mali (Bassot, 1966). Ces formations sont marquées par la présence de fossiles (Culver, 1991). Le groupe de Mali a une épaisseur de 1000 à 2000 mètres et fait partie de la mégaséquence II (650-489 Ma) recouverte en discordance par la mégaséquence I (Rochet & Villeneuve, 1987). La mégaséquence II débute par un dépôt de tillites suivies par des arkoses, des calcaires dolomitiques et des silexites. Ces formations sédimentaires ont subi, à partir du Crétacé, des phases d’altération et de cuirassement latéritique dont les produits coiffent le sommet.

La mégaséquence II inclut aussi les formations inférieures du Cambrien et de l’Ordovicien du bassin de Bové (Figure 2.1).

La mégaséquence III (480-360 Ma) est représentée par les sédiments paléozoïques retrouvés dans le bassin de Bové (Rochet & Villeneuve, 1987 ; Bassot et al., 1963 ; Bassot, 1966 ; Bellion & Giraud, 1982).

2.2.3. Les ceintures panafricaines et hercyniennes

La zone mobile qui entoure le craton ouest africain apparaît continue du Sahara marocain jusqu’au Liberia (Villeneuve et al, 2006). En réalité cette zone mobile est constituée par l’assemblage de trois chaînes érigées lors d‘orogénèses différentes mais qui se superposent en Mauritanie et en Sierra Leone. Le seul endroit ou ces trois chaînes ne se superposent pas mais ont des directions divergentes est le sud du Sénégal et l’ouest de la Guinée (Figure 2.1). À cet endroit, la chaîne la plus ancienne, constituée lors de l’orogenèse du Panafricain I (800-660 Ma), porte le nom de Bassarides (Figure 2.1) et a une direction NNE-SSW. La chaîne qui lui succède est celle des Rockélides constituée

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lors de l’orogénèse du Panafricain II (660-550Ma) (Figure 2.1). Elle se prolonge en direction SSE-NNW du Libéria jusqu’en Gambie (Figure 2.2). L’orogenèse panafricaine a soulevé et érodé les sédiments des groupes de Ségou et de Madina-Kouta, en particulier à l’ouest du méridien (Villeneuve, 1984).

L’orogenèse la plus récente est liée à la collision hercynienne (300-250Ma) (Figure 2.3) entre l’Afrique et l’Amérique du nord et affecte essentiellement les Mauritanides qui vont de la Mauritanie jusqu’en Guinée-Bissau où elles ont une direction SW-NE à E-W (Figure 2.2). Bien que la chaîne des Bassarides n’apparaisse que sur une faible superficie elle constitue l’élément principal de toute la zone mobile ouest africaine car elle est à l’origine de son découpage en blocs (bloc des Rockélides et microplaque sénégalaise). Elle s’étendait vraisemblablement de la Mauritanie au Libéria et constituait, au Panafricain I, un rift qui s’est refermé vers 660 Ma (Villeneuve, 1990).

2.2.4. Le bassin de Diourbel

Le bassin de Diourbel a été mise en évidence par la sismique (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987). Il est très mal défini et occupe une dépression circulaire située au niveau de Diourbel (Figure 2.2). La stratigraphie n’est pas bien connue vu l’insuffisance de données géologiques. Mais la sismique montre que son style structural ressemble à celui du bassin de Bové au sud.

Cependant des schistes rouges et des grès conglomératiques du Carbonifère inférieur ont été trouvés dans le forage de Diourbel (DL1). Ces roches ont été datées grâce aux pollens et fragments de végétaux (Villeneuve, 2005). Il s’agit de savoir si le bassin de Diourbel est une extension nord du bassin de Bové (Figure 2.1) ou un bassin de type piggy-back d’âge carbonifère au sommet de la chaîne hercynienne.

2.2.5. Conclusions

Le substratum anté-rift est constitué par le socle très diversifié sur lequel repose le bassin de MSGBC. Elle comprend des formations précambriennes et paléozoïques généralement déformées lors d’orogénèses successives (Panafricain I, II et Hercynien). Ces formations connaissent des intrusions de roches magmatiques. A certains endroits, le Paléozoïque n’est pas affecté par l’orogénèse hercynienne et peu de forages ont atteint ce socle.

Cependant on suppose que certains puits auraient atteint le substratum notamment en

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Casamance, dans le Ferlo, et la région de Diourbel (Figure 2.3). Ce substratum correspond aux terrains situés sous la discordance de base du Mésozoïque (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987). Son âge s’étend du Protérozoïque au Paléozoïque et ses caractéristiques sont très diverses.

Du point de vu pétrolier, l’étude du socle anté-cambrien et paléozoïque du bassin de MSGBC s’avère importante. Car les meilleures roches-mères potentielles des séries protérozoïques et infracambriennes sont les argiles du groupe de Mali (bassin de Madina-Kouta) qui peuvent atteindre une épaisseur de 1700 mètres. Pour le Paléozoïque, les argiles noires à graptolites du Silurien et du Dévonien inférieur sont des roches-mères potentielles au Sénégal et en Gambie (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990). La présence de réservoirs et de bonnes couvertures pourrait être envisagée dans le bassin sénégalais. De bons réservoirs du Précambrien et de l’Infracambrien sont présents au nord de la Guinée Conakry et dans le bassin de Taoudéni (Figure 2.1). Mais ils peuvent ne pas être présents dans le bassin sénégalais. Les calcaires oolithiques et stromatolitiques et les sables glauconieux du Protérozoïque du bassin de Madina-Kouta montrent d’excellentes caractéristiques de réservoir.

Les nombreuses fractures observées dans toutes les carottes des forages en Casamance (Figure 2.3) (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990) démontrent un potentiel d’un bon réservoir secondaire avec une excellente capacité de débit. En effet les quartzites fracturés du Cambrien et de l’Ordovicien renferment l’huile générée dans les argiles à graptolites du Silurien du grand champ pétrolier d’Hassi Messaoud en Algérie.

Les argiles du Silurien du bassin de Bové (Figure 2.1) peuvent atteindre une puissance de plusieurs centaines de mètres et former une excellente couverture imperméable pour les réservoirs fracturés sous-jacents.

Concernant les sables et grès du Dévonien du bassin sénégalais, des analyses montrent qu’il s’agit de bons réservoirs (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990).

2.3. La phase syn-rift

Elle correspond au début du rifting et aux premiers remplissages du bassin. Mais le stade de la tectonique de rift dans le bassin sédimentaire sénégalais est peu connu. Quelques informations tirées de travaux pétroliers permettent d’attribuer un âge triasique au début

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de la distension correspondante et de situer dans le bassin les zones non affectées par cette tectonique (Chanut & Micholet, 1988).

Figure 2.4. Stades rift (A) et drift (B) durant la séparation de l’Afrique et de l’Amérique du Nord.

(d’après Withjack et al.,1998, modifiée)

Selon Withjack et al. (1998), la séparation entre l’Afrique et l’Amérique du nord a débuté par un rifting du Trias moyen au Jurassique inférieur suivi d’une phase de drifting depuis le Jurassique inférieur à moyen et qui continue de nos jours. Cependant la phase de drifting est survenue plus tard dans la partie sud-est avec le bassin de Blake Plateau et au nord-est avec le bassin de Grand Banks (Figure 2.4).

Dans le bassin de MSGBC les sédiments attribués au Trias supérieur et au Lias sont d’âge incertain. On les trouve au Cap-Vert, au large de la Casamance et de la Mauritanie (Figure 2.5).

La séquence syn-rift est uniquement décrite par analogie avec d’autres régions dans un contexte géologique similaire. Une section syn-rift complète n’a jamais été rencontrée dans le bassin de MSGBC aussi bien en affleurements qu’en forages. Sur les données sismiques actuelles, son existence peut uniquement être supposée. Par ailleurs, les dépôts syn-rift n’ont jamais été l’objectif des précédentes explorations dans le bassin de MSGBC. Les sections sismiques montrent l’évidence d’éventuels grabens, typiques de ce qu’on pourrait rencontrer dans des formations syn-rift. La présence de dômes de sel en

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Mauritanie, en Casamance (Figure 2.6) et en Guinée Bissau pourrait indiquer une sédimentation syn-rift.

Figure 2.5. Les grandes structures du bassin sénégalo-mauritanien. (d’après Bellion & Crévola, 1991, modifiée)

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En Amérique du Nord la phase syn-rift s'exprime par des grès continentaux et des argiles lacustres datés du Permo-Trias inférieur qui remplissent le système de graben qui a précédé l’ouverture de l’Atlantique. A ceux-ci succèdent d’abord des formations salifères du Trias supérieur-Lias inférieur, puis des formations détritiques du Lias supérieur au Dogger inférieur (Bellion, 1987). Cette série n’a pas été reconnue au Sénégal, à l’exception des dépôts salifères rencontrés en Casamance (Figure 2.5 et 2.6).

Les dômes de sel semblent être enracinés sous la plateforme carbonatée du Jurassique (Lehner & De Ruiter, 1977) (Figure 2.5). Plusieurs puits offshore forés en Casamance et Guinée-Bissau ont pénétré une section évaporitique constituée de halite avec de minces intercalations d’anhydrite.

Sur le plateau continental casamançais, le Trias et le Lias correspondraient aux dépôts salifères rencontrés dans les structures diapiriques recoupées par certains forages pétroliers (Figure 2.6). L’âge du Trias supérieur-Lias des évaporites est basé sur une corrélation stratigraphique régionale soutenue par une datation palynologique (Templeton, 1971). La section peut être corrélée avec les évaporites de la Mauritanie.

Dans le compartiment Casamance-Bissau (Figure 2.6), les diapirs sont localisés sur le plateau continental tandis qu’en Mauritanie ils produisent des basculements dans le compartiment de Nouakchott. Une mince unité clastique et carbonatée couvrant les évaporites pourrait résulter d’un soulèvement concomitant avec l’ouverture de l’Atlantique.

L’épaisseur de cette séquence est inconnue et dépendrait du taux de subsidence dans les différents compartiments du bassin : zone Casamance-Bissau et Nouakchott (Mauritanie), où la surcharge sédimentaire est assez épaisse pour provoquer une halocinèse avec la formation de diapirs et de structures d’assise saline profonde (Figures 2.5 et 2.6).

La séquence syn-rift du Trias est considérée comme étant composée de dépôts continentaux grossiers, intercalés avec des schistes lacustres noirs riches en matière organique, déposés dans des grabens. Par analogie avec les bassins côtiers au Cabinda et Gabon, cela pourrait représenter un important enjeu pétrolier.

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Figure 2.6.Coupe géologique interprétative à travers les bassins de Dakar (A) et de Casamance (B) (d’après Chanut & Micholet, 1988, modifiée)

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Les réservoirs potentiels sont probablement des sables et des conglomérats déposés le long des vallées du rift recouverts par des argiles lacustres qui peuvent constituer en même temps la roche-mère (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990).

2.4. La phase post-rift

Elle se caractérise par des séries sédimentaires formant une suite continue conforme du Jurassique au Tertiaire, s’épaississant d’est en ouest et dont le dépôt s'est produit à la faveur d’une série de transgressions et de régressions intervenues après l’ouverture de l’Atlantique. La série méso-cénozoïque est connue surtout grâce aux sondages pétroliers (De Spengler, 1966 ; Templeton, 1971) qui l'ont traversée jusqu'au Jurassique supérieur (Bellion & Guiraud, 1982) sur une épaisseur totale supérieure à 5000 mètres. La série atteint et dépasse probablement 10000 mètres dans la région du Cap-Vert la plus subsidente. Mais la coupe la plus complète se trouve au large de la Casamance, au sud du Sénégal, où elle atteint 12000 mètres (Figures 2.3 et 2.6).

Les déformations dans ces séquences méso-cénozoïques sont dues aux effets combinés de la gravité et des épisodes intrusifs de roches ignées et de sel (Figures 2.3 et 2.5).

Les données sismiques et de forage disponibles dans l’intervalle post-rift mésozoïque et cénozoïque du bassin de MSGBC ont permis de définir régionalement une cartographie et une corrélation des unités sédimentaires à travers cette région (Figure 2.7).

Les terrains mésozoïques et cénozoïques sont altérés à leur partie supérieure et portent souvent le nom de "Continental terminal" (Tessier et al, 1975). Dans certaines parties du bassin, les dépôts méso-cénozoïques sont masqués par des sédiments éoliens ou fluvio-lacustres du Quaternaire.

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Figure 2.7. Colonne stratigraphique synthétique du bassin de MSGBC (d’après Nzoussi, 2003, modifiée)

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2.4.1. Les terrains jurassiques

Figure 2.8. Paléogéographie du Jurassique. (d’après Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987, modifiée)

Le Jurassique n’est pas connu à l’affleurement dans le bassin de MSGBC. Au Sénégal il a été traversé par les forages DS-1 et DL-1 (Figures. 2.6 et 2.8). Plus au sud en Guinée-Bissau, des carbonates du Jurassique seraient traversés en partie par quelques forages.

Selon les données disponibles les assises jurassiques pourraient atteindre une épaisseur maximale de 2000 à 2300 mètres (Figures 2.3, 2.6 et 2.7).

La transgression marine qui a suivi la séparation des continents s’est faite du nord au sud en Afrique de l’ouest et a atteint le bassin sénégalais au Jurassique moyen (Guiraud et al., 2005). Le forage DKM2 à Dakar a traversé 362 mètres de calcaire à passages dolomitiques et rares minces intercalations d’argiles et d’anhydrite. La présence d’un foraminifère benthique, Pseudocyclammina maynci, permet de dater l’ensemble du Bathonien et du Callovien (Pasmi, 2009). Ces carbonates se sont déposés sous une tranche d’eau peu profonde et dans un environnement de très haute énergie. Le long du

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plateau externe quelques intervalles montrent un environnement de dépôt de faible énergie avec un faciès micritique marin profond.

Donc la transgression marine au Jurassique a donné lieu à la déposition d’une plate-forme carbonatée d’âge oxfordien à kimméridgien qui s’est construite et s’est enfoncée très rapidement (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990). La figure 2.8 montre la paléogéographie du Jurassique dans la partie sénégalaise du bassin de MSGBC. A proximité de la bordure est du bassin les carbonates font place à une ceinture étroite de sédiments clastiques littoraux et continentaux.

2.4.2. Les unités lithologiques crétacées

Le passage du Jurassique au Crétacé est marqué par une importante arrivée de matériel détritique. Néanmoins, les dépôts carbonatés dominent à l’ouest du bassin (Figures 2.3, 2.6, 2.7 et 2.9).

Le Berriasien, Valanginien, Hauterivien et Barrémien sont des termes indifférenciés dans le bassin sénégalais, surtout dans la partie onshore. C’est pourquoi ils sont regroupés sous le terme de Néocomien (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990) (Figures 2.3, 2.6 et 2.7). Durant cette période les conditions géologiques sont caractérisées par la continuité de la période transgressive majeure avec une progradation des bancs de calcaire à l’ouest.

Les sédiments du Néocomien couvrent directement les formations du Jurassique sur une épaisseur qui peut varier jusqu’à plus de 1000 mètres (Figures 2.3 et 2.7). Ils forment une séquence carbonatée constituée de calcaire micritique avec intercalations de marnes dolomitiques et une séquence clastique silteuse et gréseuse à grains fins (Pasmi, 2009).

Sur le plan lithologique, en Basse Casamance, les sondages de Kafountine et Balandine (Figures 2.8 et 2.9) montrent le passage progressif de faciès à dominante carbonatée à des faciès gréseux.

La présence de cavités karstiques au-dessus de la série carbonatée au sud de Dakar est

La présence de cavités karstiques au-dessus de la série carbonatée au sud de Dakar est