C.2. Les formations crétacées

Scellant les dykes, les formations crétacées sont discordantes sur toutes les formations antérieures et peuvent être d’âge crétacé inférieur ou supérieur (Fabre, 2005). Le « Continental Intercalaire » (Kilian, 1931 ; Furon, 1965) est la dénomination caractérisant le Crétacé inférieur (Néocomien principalement), mais elle englobe parfois le Jurassique supérieur, eu égard aux incertitudes de la datation de ces formations continentales. Ces dépôts sont très étendus sur la plateforme

saharienne (Lefranc, 1983 ; Lefranc et Guiraud, 1990 ; Fabre et al., 1996), même si le COA se distingue par des accumulations moins épaisses (Fabre et al., 1996), visibles dans le bassin de Tindouf et le Tanezzrouft, au Nord-est du massif Yetti-Eglab (AUXINI, 1969 ; Choubert et al., 1966 ; Bellion, 1989 ; Fabre, 2005). Ces formations sédimentaires caractérisent de larges étendues fluviatiles et deltaïques (Lefranc et Guiraud, 1990) à travers le Sahara, les deltas étant localisés au Nord (Algérie actuelle) et dans le bassin de Tarfaya-Laayoune-Dakhla à Tan-Tan (Ranke et al., 1982 ; Abou Ali et al., 2004 ; Fig. II-8,-9,-10) et à Boujdour-Dakhla (Ranke et al., 1982 ; Davison, 2005). Les sources de ces épandages deltaïques sont peu connues mais pourraient coïncider avec certaines régions du COA qui sont dépourvues de dépôts d’âge crétacé inférieur. Les environnements de dépôts sont principalement continentaux jusqu’à l’Apto-Albien, où l’augmentation du niveau marin favorise à nouveau la présence d’influences plus marines (Fig. II-9,-10).

Figure II-7 : Localisation et extension du CAMP, dans une reconstruction de la Pangée vers 200 Ma (modifié d’après Marzoli et al., 1999 et Charaf Chabou et al., 2010).

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Figure II-8 : Interprétation paléogéographique des dépôts du Continental Intercalaire dans la partie centrale du Sahara pendant le Barrémien-Albien (d’après Lefranc et Guiraud, 1990). Gris : socle ; Marron : Paléozoïque ; Blanc : post-Paléoz.

39 L’Apto-Albien correspond à un changement géodynamique important puisque c’est à cette époque que s’ouvre la branche sud de l’Océan Atlantique (Moulin et al., 2010). Cette ouverture eut d’ailleurs des répercussions en termes de déformation dans le Nord-est du COA (Fig. II-11 ; Boudjema, 1987 ; Guiraud et Maurin, 1992 ; Smith et al., 2006). Cet épisode de déformation est connu sous le nom de « phase autrichienne », et est souligné par des structures tectoniques qui suivent des directions Nord/Sud le long de la suture panafricaine au Nord-ouest du Bouclier Touareg (Boudjema, 1987).

Le Cénomano-Turonien témoigne de la transgression la plus importante du Phanérozoïque (Miller et al., 2005). L’Afrique de l’Ouest fut alors partiellement couverte par la mer qui progressait vers le Sud (Kogbe, 1981 ; Philip et al., 1993a,b ; Philip, 2003 ; Fabre, 2005 ; Guiraud et al., 2005 et références incluses). En se basant sur les corrélations faunistiques, la plupart des auteurs considèrent également qu’une mer « trans-saharienne » permettait alors une communication entre la Téthys et l’Atlantique, traversant le Sahara au niveau du Bouclier Touareg, ou autour (selon les différentes reconstitutions paléogéographiques ; Fig. II-12 ; Courville et al., 1991 ; Courville et al., 1998 ; Luger, 2003).

Figure II-10 : Répartition des faciès sédimentaires pendant l’Albien supérieur (Fabre, 2005, d’après Vila, p.395). 1. Domaines continentaux en surface ; 2. Grès grossiers du Maghreb occidental ; 3. Grès argileux ; 4. Argiles sahariennes ; 5. Evaporites et argiles du Sahara ; 6. Marnes gypseuses ; 7. Evaporites du Bas Sahara ; 8. Plateforme carbonatée ; 9. Argiles marines ; 10. Marnes à huîtres ; 11. Conglomérats et flysch ; 12. Directions de transports des flysch.

Figure II-9 : Répartition des faciès sédimentaires pendant l’Albien inférieur-moyen (Fabre, 2005, d’après Vila, p.395). 1. Domaines continentaux à la surface ; 2. Formations gréseuses associées au Crétacé inférieur au Sahara et Maroc ; 3. Argiles et grès ; 4. Province argileuse du « Grand Erg Oriental » ; 5. Calcaires gréseux du Bas Sahara ; 6. Plateforme carbonatée algéro-tunisienne ; 7. Marnes et calcaires ; 8. Marnes ; 9. Flysch du Tell-Rif ; 10. Directions de courant des matériels gréseux ; 11. Hypothétiques voies de transports des sédiments.

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Figure II-11 : Les deux phases du développement des rifts africains pendant le Crétacé inférieur. (A) Barrémien. (B) Albien. Les régions en grisé représentent les cratons. La ligne noire en tirets gras montre la progression de l’ouverture atlantique. Les flèches blanches matérialisent les directions d’extension pendant ces deux périodes. Pendant l’Albien, tandis qu’au Sud du Bouclier Touareg l’extension produisait du rifting, au Nord, un régime compression s’exerçait, mettant en place les structures « autrichiennes » (d’après Guiraud et al., 2005).

Figure II-12 : Paléogéographie de la plateforme saharienne du Cénomanien au Coniacien. Simplifiée d’après Guiraud et al. (2005).

Les séries associées à cette trangsression sont préservées à la base de la Hamada de Tindouf (Fig. II-2,-13), dans l’Est du bassin de Taoudeni et dans le Tanezzrouft (Bellion, 1989 ; Fabre et al., 1996). Son extension vers l’Ouest sur le COA est méconnue, de par le peu d’études qui lui est

41 consacré et/ou (?) l’absence de vestiges sédimentaires. La fin du Crétacé supérieur montre une diminution des influences marines, avec des conditions laguno-lacustres, jusqu’à un pic transgressif à la transition Crétacé-Tertiaire (Fabre, 2005). Pendant le Crétacé supérieur se produisirent des événements géodynamiques importants : la rotation anti-horaire de l’Afrique (vers 84 Ma, selon Rosenbaum et al., 2002) localise de la déformation le long de la suture panafricaine (Bellion, 1989 ; Guiraud et Bosworth, 1997). Un dernier événement tectonique a lieu à la transition Crétacé-Tertiaire, matérialisé par des discordances enregistrées localement (Guiraud et Bosworth, 1997 ; Fabre, 2005 et références incluses).

II.2.C.3. Le Cénozoïque

Dans les bassins de Tindouf et Taoudeni, il existe très peu de dépôts d’âge post-crétacé. Fabre et al. (1996) ont fournit la synthèse la plus complète et récente sur la stratigraphie du Cénozoïque dans le bassin de Taoudeni. Aucune synthèse de la sorte n’existe sur le bassin de Tindouf, mais Swezey (2009) en propose une à l’échelle du Sahara basé sur des données de forages. Plusieurs événements contrôlent l’évolution de l’enregistrement sédimentaires au Cénozoïque : (1) la chute progressive du niveau marin (Haq et al., 1988 ; Miller et al., 2005) avec un haut niveau relatif pendant la majorité du Paléogène avant une chute importante à partir de l’Oligocène, (2) un uplift généralisé de l’Afrique (Bond, 1978 ; Sahagian, 1988 ; Gunnell et Burke, 2008 ; Roberts et Whitford, 2010) et (3) des événements tectoniques majeurs (Bellion, 1989 ; Guiraud et al., 2005 ; Fabre, 2005) poursuivant ceux initiés par la convergence Afrique/Europe depuis la fin du Crétacé inférieur (Rosenbaum et al., 2002).

42  Les séries paléogènes marines

Durant le Paléocène, des formations marines sont déposées dans le Sahara central (Guiraud et al., 2005 ; Swezey, 2009 ; Fig. II-14). A l’Est du bassin de Taoudeni, proche de la suture panafricaine, elles existent sous la forme de bancs carbonatés, alternant avec des shales et de grès (Bellion, 1989). Leur extension vers l’Ouest est encore peu connue, mais elles pourraient avoir atteint l’Adrar Mauritanien, comme en témoignent des vestiges oligocènes contenant de la glauconie (Fabre et al., 1996) et la reconsitution proposée par Swezey (2009) (Fig. II-14). Dans le bassin de Tindouf, la Hamada principale (du Draa) montre des formations paléocènes détritiques à kaolinite, argiles rouges, gypse et grès (Bellion, 1989 ; Fabre, 2005). La source de ce matériel détritique est considérée située à l’Est même si l’existence de reliefs sources à cette époque est mal connue. Le Hoggar pourrait avoir contribué à ces apports (Rougier et al., 2013 ; Fig.II-1,-8,-9,10).

 _{Les séries continentales}

Ces séries débutent à l’Eocène. Les lignes de rivage se déplacent alors vers l’extérieur du continent, en même temps que se produit un événement tectonique à l’échelle du COA (Guiraud et al., 1987 ; Bellion, 1989). Des discordances importantes sont d’ailleurs reconnues, rattachées à cet événement le long de la suture panafricaine. Ces événements sont datés de la transition Bartonien/Priabonien (~37 Ma). Un autre événement s’est également produit à la fin de l’Eocène, coïncidant avec ce que Guiraud et al. (2005) appellent la « phase pyrénéo-atlasique ». C’est durant cette phase que se mettent en place les premières structures tectoniques dans les Atlas au Maghreb (Frizon de Lamotte et al., 2000). Dans le bassin de Taoudeni, à la suite des dépôts gréseux oligocènes à glauconie, des marnes roses, lits siliceux et des oogones de characées dans le sous-bassin du Hank (Fig. II-3,-4 ; Fabre, 2005) ainsi que la couverture des hamadas témoignent de conditions de sédimentation en domaines lacustre et d’eaux saumâtres au Néogène. Dans le bassin de Tindouf, des conglomérats gréseux sont datés de l’Eocène avant d’être surmontés par ces dépôts de hamada (Gevin, 1960 repris dans Fabre, 2005). Eu égard à l’extension très importante de ces hamadas, qui formaient vraisemblablement un continuum entre les bassins de Tindouf et Taoudeni sur le Bouclier Reguibat, ces formations attestent de l’uniformité du modelé topographique qui a du régner pendant le Néogène sur le Nord du COA (Anti-Atlas excepté).

Figure II-14 (page suivante) : Comparaison entre deux reconstitutions paléogéographiques montrant la transition marin/continental à l’Eocène. Les deux reconstructions proviennent des travaux de Swezey (2009) (à gauche) et de Guiraud et al. (2005) (à droite). Les extrapolations proposées par Swezey (2009) prennent appui sur l’enregistrement géologique disponible dans certains bassins (points noirs). Il considère que l’enregistrement est constant sur de très larges surfaces et que les dépôts marins ont ainsi pu s’étendre bien au-delà des limites considérées par Guiraud et al. (2005).

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II.3. Le bassin de Tarfaya-Laayoune-Dakhla (Tarfaya-Laayoune-Dakhla

Basin : TLDB)

Le TLDB (Fig. II-15) est un bassin côtier d’orientation NE-SO, formé pendant le rifting qui ouvre l’Océan Atlantique Central, au Jurassique inférieur/moyen vers 180-190 Ma (Labails et al., 2010). Le domaine de croûte étiré s’étend sur 100 km de large environ, la croûte variant en épaisseur de 7 à 27 km à la latitude de Dakhla (Klingelhoefer et al., 2009). Son remplissage sédimentaire est asymétrique, augmentant d’Est en Ouest, pour atteindre jusque 14 km (Ranke et al., 1982). Les premiers travaux sur la stratigraphie et la structure du bassin ont été produits par Choubert et al. (1966), Martinis et Visintin (1966), Ratschiller (1968), Mitchum et al. (1977) et la première synthèse d’envergure à l’échelle globale par Ranke et al. (1982). Des précisions concernant la structure de la marge ont été apportées plus tard (El Khatib, 1995 ; Le Roy, 1997 ; Hafid et al., 2006 ; Labails et al., 2009), concernant certaines formations sédimentaires d’importance, telles que le Crétacé inférieur (Abou Ali et al., 2004) ou le Crétacé supérieur (black shales étudiés par Sachse et al., 2011, 2012) ou encore au sujet du potentiel en hydrocarbures (Davison, 2005 ; Wenke et al., 2011). Les formations anté-mésozoïques sont rares à l’affleurement et localisées à l’Est du bassin dans les chainons plissés du Zemmour (Sougy, 1964 ; Fig. II-2).

Figure II-15 : Carte géologique de l’Ouest du Bouclier Reguibat, montrant la structure d’ensemble du TLDB. Les tracés noirs épais montrent la localisation des coupes de la figure II-18.

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