Le magmatisme alcalin - Magmatisme dans le bassin sénégalo-mauritanien

Chapitre 2. Cadre géologique

2.7. Magmatisme dans le bassin sénégalo-mauritanien

2.7.2. Le magmatisme alcalin

Le volcanisme alcalin est le plus important et le plus étudié dans le bassin sénégalais. Ce volcanisme est à l’origine de la morphologie de la zone côtière du bassin, protégeant ainsi la région du Cap-Vert de l’érosion côtière.

Vers la limite Campanien-Maastrichtien se situe la mise en place du dôme volcanique syénitique de Léona au Sud de Saint-Louis.

Le volcanisme basique alcalin sous-saturé du Tertiaire et du Quaternaire est lié au soulèvement et aux blocs faillés à travers des réactivations d’anciennes zones de faiblesse en réponse aux événements collisionnels survenus en mer méditerranéenne (Crévola et al, 1994).

La presqu’île du Cap-Vert, partie émergée d’une province volcanique plus vaste, présente une longue activité volcanique, se manifestant en plusieurs phases durant environ 35 Ma depuis la fin de l’Éocène jusqu’au Pléistocène moyen (Crévola et al, 1994). Ce volcanisme épisodique peut être mis en relation avec des événements tectoniques locaux comme plus généraux qui en autorisent la mise en place en surface. La localisation du volcanisme de la presqu’île du Cap-Vert est en liaison avec le rejeu plus ou moins simultané d’une part d’accidents subméridiens situés sur le plateau continental dans une zone d’amincissement rapide de la croûte continentale, et d’autre part d’une large zone faillée de direction E-W, sur laquelle se situe l’Archipel du Cap-Vert (Bellion, 1987).

L’activité volcanique cénozoïque de la presqu’île du Cap-Vert par son âge et ses caractéristiques se rapproche de celle des îles du Cap-Vert et des Canaries (Bellion, 1987). Ces trois provinces volcaniques se localisent dans une zone qui correspond au

rebord externe du plateau continental effondré par des failles subméridiennes et affectée par des failles transformantes de direction E-W. Les trois provinces sont marquées par une activité polyphasée sur 35 Ma en relation avec l’évolution tectonique de cette partie de la marge de l’Atlantique central.

L’activité magmatique de nature alcaline a duré de l’Oligocène jusqu’à l’actuel. Le volcanisme tertiaire présente des activités assez complexes, alors que le volcanisme quaternaire semble plus homogène. Le cadre géologique et volcanique de la presqu’île du Cap-Vert pose encore de nombreux problèmes : nature exacte de la croûte sous-jacente, évolutions pétrologiques au cours des différents épisodes, relations précises entre phases d’activité volcanique et rejeux néotectoniques (Crévola et al., 1994). Mais selon Oyarzun et al (1997), l’activité volcanique tholéiitique de la plume mantellique a évolué à un stade tectonomagmatique alcalin de marge passive toujours selon une direction NNE dans la marge est atlantique au Crétacé inférieur et en Europe au Paléocène-Oligocène. Donc le magmatisme basaltique qui a accompagné le rifting de la Pangée depuis le Permo-Trias a évolué vers un volcanisme alcalin qui s’est mis en place au Tertiaire et au Quaternaire.

À l’Éocène supérieur le volcanisme de la région de Thiès se poursuit avec la mise en place du filon de néphélinite de Bandia daté de 35,5 ± 1,5 Ma (Crévola et al, 1994). À l’Oligocène on enregistre les premières manifestations du volcanisme tertiaire de Dakar avec la mise en place du sill de pyroxénolite de l’Anse des Madeleines (30,7 ± 2 Ma) (Crévola et al, 1994) et des basaltes incorporés dans les calcaires à Lépidocyclines. Au Miocène, un volcanisme intense affecte la marge océanique et les régions de Dakar et Thiès. Le système éruptif du Cap Manuel et de Gorée se met en place.

2.8. Conclusions

Si l'histoire géodynamique du bassin sénégalo-mauritanien est liée principalement à l'ouverture de l'Atlantique central, elle a également été influencée de façon épisodique par les contrecoups de la collision de la plaque africaine et de la plaque européenne (Ponsard, 1985) et par le fonctionnement du point chaud (Oyarzun et al, 1997).

La substratum anté-rift constitue le socle très diversifié du bassin qui est bien connu à l’affleurement : bouclier granitisé précambrien au nord, chaîne métamorphisée et granitisée hercynienne à l’est, sédiments non plissés protérozoïques et paléozoïques au sud. Mais la nature exacte du socle sous le bassin n’est pas bien connue car aucun forage ne l’a atteint.

Les dépôts syn-rift ne sont pas connus avec certitude. L’interprétation de certains profils sismiques de qualité moyenne laisse supposer la présence de dépôts de syn-rift.

La mise en évidence de diapirs de sel en Casamance laisse penser à des dépôts syn-rift d’âge triasique-liasique.

En revanche, la phase post-rift, ou drift, est traversée par plusieurs forages en offshore et en onshore. Ce qui a permis d’établir une stratigraphie plus ou moins complète de la couverture méso-cénozoïque du bassin.

La plupart des terrains ne sont pas connus à l’affleurement sauf à partir du Campanien.

Par conséquent, l’étude indirecte reste une des méthodes les plus appropriées afin d’établir une stratigraphie complète du bassin sénégalais.

Chapitre 3

Méthodes et base de données

3.1. Introduction

Généralement l’étude stratigraphique d’un bassin sédimentaire nécessite l’application de méthodes directes avec l’étude d’affleurements, ou indirectes en réalisant des diagraphies au niveau de forages et des mesures géophysiques à partir de la surface du sol.

Le bassin de MSGBC est de marge passive et son évolution géodynamique est surtout liée à l’ouverture de l’Atlantique central. La phase post-rift est bien connue par différents sondages et par des affleurements à partir du Campanien. Cependant, les dépôts anté- et syn-rift sous-jacents aux dépôts post-rift ne sont pas connus de manière directe car aucun forage n’a atteint ces niveaux.

3.2. Étude des affleurements

Au Sénégal, le Campano-Maastrichtien constitue les formations détritiques les plus anciennes connues à l’affleurement (Sow, 2007). Il se présente sous forme de falaises côtières et de carrières d’exploitation de grès et de calcaire situées respectivement en bordure occidentale et à l’intérieur du Horst de Diass (Figure 3.1) : Cap de Naze, Poponguine, Toubab-Dialaw, carrière de Bargny. En ce qui concerne le magmatisme, les affleurements visités sont celui de l’île de Gorée (volcanisme tertiaire) et celui des Mamelles (volcanisme quaternaire) (Figure 3.1).

Figure 3.1. Affleurements du bassin sénégalo-mauritanien dans la région du Cap-Vert (d’après Sow.,2007, modifiée)

3.2.1. Campano-Maastrichtien du Cap de Naze

Il s’agit des terrains les plus anciens qui affleurent dans le bassin sénégalais. La coupe de la falaise du Cap de Naze débute par des grès argileux du Campanien sur lesquels reposent des grès et argilites à intercalation de gypse du Maastrichtien (Figure 3.2). La coupe se termine par une importante cuirasse latéritique.

Figure 3.2. Campano-Maastrichtien du Cap de Naze (voir la localisation sur la figure 3.1)

3.2.2. Paléocène de Poponguine

La coupe étudiée est la carrière de Ndayane (Figure 3.3) qui se trouve à l’entrée de Poponguine.

L’affleurement montre des marno-calcaires qui reposent sur du calcaire zoogène karstifié (lumachelle à Turritelles) et du grès calcaire dur. L’ensemble est daté du Danien (Sarr, 1998).

3.2.3. Paléocène et Éocène de Toubab-Dialaw

La falaise de Toubab-Dialaw présente, à la base, une alternance marno-calcaire sur lequel repose une cuirasse latéritique (Figure 3.4). A cet endroit on note la présence d’un tuf que Crévola et al. (1994) ont identifié comme étant une brèche de diatrème (Figure 3.4). Il s’agit d’une brèche polygénique constitué de fragments de roches volcaniques et sédimentaires, de taille millimétrique à métrique, emballés dans une matrice argileuse à veines de calcite (Sarr et al., 2000). Les rares éléments de roches magmatiques comprennent des fragments de basalte,

de lherzolite et de dolérite. Les éléments de roches sédimentaires appartiennent à des faciès souvent identifiables. Cependant le caractère très local du phénomène pousse certains auteurs à supposer qu’il s’agirait de « debris flow » plutôt que d’un diatrème (Figure 3.4).

Figure 3.3. Carrière de Ndayane (voir la localisation sur la figure 3.1)

Figure 3.4. Paléocène et éocène de Toubab Dialaw (voir la localisation sur la figure 3.1)

3.2.4. Calcaire gréseux éocène de la carrière de Bargny

Il s’agit de calcaires gréseux marqués par la présence de zones de dissolution de la calcite, faisant souvent penser à des plis (Figure 3.5).

Figure 3.5. Calcaire gréseux éocène de Bargny (voir la localisation sur la figure 3.1)

3.2.5. Volcanisme tertiaire du Cap-Manuel

En Afrique de l’Ouest, la province volcanique cénozoïque alcaline faiblement différenciée de la presqu’île du Cap-Vert, est située sur la bordure occidentale du bassin du MSGBC (Crévola et al., 1994). Elle comporte un grand nombre de points volcaniques, pour la plupart de petite taille, disséminés sur une centaine de kilomètres depuis la tête de la presqu’île jusqu’à l’est à Thiès. Au niveau de l’île de Gorée, le volcanisme tertiaire affleure sous forme de coulées basaltiques en orgue (Figure 3.6).

3.2.6. Volcanisme quaternaire des Mamelles

Contrairement au volcanisme tertiaire disséminé un peu partout, le magmatisme quaternaire est cantonné à la tête de la presqu’île du Cap-Vert (Figure 3.1). Il a été très tôt distingué stratigraphiquement du volcanisme tertiaire (Crévola et al., 1994).

Figure 3.6. Volcanisme tertiaire de Gorée (voir la localisation sur la figure 3.1)

En effet les coulées du volcan des Mamelles surmontent des sables aquifères infrabasaltiques.

Trois ensembles volcaniques successifs sont interstratifiés dans les sables :

- un ensemble volcanique inférieur très peu épais comportant des tufs et laves très altérés et qui n’est connu que dans quelques forages,

- un ensemble volcanique moyen représenté par une épaisse coulée doléritique qui affleure très localement,

un ensemble volcanique supérieur au sommet des sables qui correspond au volcan des Mamelles et aux coulées qui en sont issues (Figure 3.7).

Figure 3.7. Volcanisme quaternaire des Mamelles (voir la localisation sur la figure 3.1)

3.3. Méthodes géophysiques

Depuis les années 50, des investigations géologiques et géophysiques ont été effectuées sur le bassin sédimentaire sénégalo-mauritanien pour la prospection pétrolière. Dans la partie sénégalaise, les méthodes géophysiques suivantes ont été utilisées : sismique réflexion, mesures gravimétriques et magnétiques, prospection électrique et, plus récemment, sondages magnéto-telluriques (Niang, 1995).

3.3.1. La méthode gravimétrique

Une prospection gravimétrique classique passe par la détermination de l'anomalie de Bouguer.

Cette anomalie se définit comme la différence entre valeurs mesurées et valeurs théoriques de g (pesanteur) pour les mêmes points.

Anomalie de Bouguer = g mesuré - g théorique

L'anomalie de Bouguer n'est, en principe, provoquée que par des seules causes géologiques; ce qui suppose que toutes les variations de g d'origine non géologique ont été éliminées par des corrections aussi parfaites que possible (Pomerol et Renard, 1989 ; Siby, 1997). Une fois la carte ou les profils de l'anomalie de Bouguer obtenus, il faut passer à la deuxième phase de l'étude dont le but est de mettre en évidence les anomalies pouvant être associées aux structures à déceler.

Depuis 1953, des campagnes gravimétriques et aéromagnétiques ont été menées dans le bassin du MSGBC par différentes compagnies (Tableau 3.1).

Pour la gravimétrie, les résultats obtenus ont permis de dresser des cartes au 1/1.000.000 de la Mauritanie occidentale et du Sénégal. Des études plus récentes ont permis de refaire une interprétation du bassin profond sénégalais (Liger & Roussel, 1979 ; Ponsard, 1985 ; Villeneuve, 1991).

Pour cette étude, nous avons utilisé la carte de l'anomalie régionale de Bouguer (Figure 3.8). En effet, très peu de corrélations directes apparaissent entre la carte gravimétrique et la carte géologique du Sénégal. L’analyse des données gravimétriques montre une corrélation étroite entre l’amincissement crustal du domaine occidental et de l’ouest de la zone de flexure, et l’amplitude de la subsidence rapide (Flicoteaux et al., 1988)

Période Société Technique Nombre de points ou de

1953 – 1965 BRP, SAP, COPETAO Gravimétrie terrestre 18,618 points

1953 – 1965 SAP Magnétisme terrestre 4 636 points

1976

Tableau 3.1. Historique des prospections gravimétriques et magnétiques (Siby, 1997)

L’étude des données gravimétriques onshore au sud du Sénégal, de la Guinée Bissau et de la Guinée occidentale (Ponsard, 1985), et leur confrontation aux données géologiques conduisent à distinguer, d’est en ouest, trois domaines (Figure 3.8):

- Un domaine gravimétrique oriental négatif correspondant au craton ouest-africain archéen et birrimien,

- Un domaine central constitué par une zone de gradient gravimétrique se superposant au matériel plissé des chaînes des Mauritanides et des Rokelides,

- Un domaine gravimétrique occidental essentiellement positif traduisant un vieux craton remobilisé au Panafricain.

Sur la bordure occidentale du craton ouest-africain, l’étude gravimétrique de la bordure birrimienne de Kéniéba révèle un non enracinement des structures qui affleurent et dont la base se situerait vers 3000 mètres de profondeur.

Dans le domaine central, les Mauritanides et les Rokélides sont interprétées, au vu des récentes données géologiques (Villeneuve, 1984 ; Dia, 1988), comme des chaînes panafricaines de type continent-continent, résultant de la fermeture d’un domaine océanique individualisé, au cours du Protérozoïque, probablement entre l’Amérique du Nord et le Gondwana. Cette océanisation relativement importante au nord, au niveau des Mauritanides centrales, serait plus limitée en Guinée, au sud de la discontinuité gravimétrique de Kidira-Vélingara (Figure 3.8) qui est interprété comme la trace d’une zone transformante panafricaine.

Figure 3.8. Carte d’anomalies gravimétrique du bassin sénégalais.

Les anomalies gravimétriques positives en chapelet, associées à la zone de gradient qui jalonne la chaîne, sont attribuées à l’effet du matériel de la base de croûte continentale du compartiment occidental, bloqué dans la zone de suture (Ponsard et al., 1988) (Figure 3.8). Ce matériel serait remonté lors de la collision, au cours du chevauchement de la plaque occidentale sur le craton ouest-africain.

Les anomalies négatives en chapelet associées à l’est à ces anomalies positives (Figure 3.8) traduisent essentiellement l’effet des dépôts volcanosédimentaires de la marge occidentale passive du craton ouest-africain.

Dans le domaine cratonique occidental, remobilisé au panafricain, l’étude gravimétrique révèle, mis à part les anomalies correspondant au bassin paléozoïque de Bové et au bassin côtier méso-cénozoïque du Sénégal, deux types de structures gravimétriques (Figure 3.8). Les premières représentées par des anomalies négatives, sont interprétées comme des intrusions calcoalcalines panafricaines liées à la subduction du domaine océanique. Les secondes caractérisées par des anomalies gravimétriques positives, correspondent essentiellement à des intrusions basiques en sills et en dykes dont la mise en place semble en relation avec la tectonique de distension (Ponsard, 1985) liée à l’ouverture et à l’expansion de l’Océan Atlantique

actuel. Ainsi les intrusions de Léona (D) et de Gassane (C) sont bien mises en évidence par des anomalies gravimétriques positives (Figure 3.8).

Vers le sud, dans la région de Ndofane (N) (Figure 3.8), on note une zone de valeur d’iso-anomales entre 20 et 40 mgals. Ceci pourrait correspondre à une intrusion plus profonde par rapport à celles de Léona et de Gassane. D'ailleurs un complexe volcanique y a été mis en évidence par le forage de Ndofane à 3460-3550 mètres (Siby, 1997).

3.3.2. La méthode magnétique

La méthode magnétique permet de repérer le socle cristallin imperméable sous des sédiments ou des altérites pouvant faire office de réservoirs. Elle facilite aussi la localisation de failles et de dykes subverticaux qui peuvent jouer le rôle de drains. La prospection magnétique se fonde sur l'analyse des anomalies magnétiques, lesquelles sont des distorsions locales du champ terrestre qui modifient la direction et la longueur du vecteur représentent localement ce champ. L'allure des anomalies dépend donc pour une part de l'inclinaison du champ, présent ou passé, et, en outre, de la position, des dimensions, de la forme et de la nature des corps perturbateurs.

L’application de cette méthode dans le bassin du MSGBC (Tableau 3.1), a surtout permis de faire une bonne approche de la fracturation et des structures présentes (Bellion, 1987). Les mesures de la variation du champ géomagnétique horizontal effectuées par Ritz (1984) ont montré l’existence de corps intrusifs dans le socle du bassin sénégalais qui sont liés au rifting mésozoïque.

En outre, l'interprétation de la carte géomagnétique (Figure 3.9) fait apparaître d'autres directions de fractures majeures qui affectent vraisemblablement surtout le socle.

Comme en gravimétrie, la carte aéromagnétique permet aussi d'individualiser deux domaines dans le bassin (Liger, 1980 ; Ponsard, 1985) (Figure 3.9):

- un domaine septentrional caractérisé par une direction nord-sud puis NNE-SSW, - un domaine méridional avec des directions NE-SW et E-W au sud.

Ces deux zones sont séparées par une ligne qui est approximativement E-W. Malgré la présence de massifs intrusifs et de la croûte océanique ou continentale, les anomalies sont peu prononcées du fait que les roches sédimentaires qui recouvrent ces deux blocs très épais ont un caractère magnétique très faible que les anomalies reflètent.

Les anomalies magnétiques correspondent pratiquement à celles de la gravimétrie avec des anomalies magnétiques positives correspondant aux anomalies de Gassane (D), Léona (H).

Nous avons noté une autre zone d’anomalie magnétique positive d’isogammas 850 qui se trouve

dans la région étudiée (Figure 3.9). Il s’agit de l’anomalie positive de Ndofane (N) qui a aussi été mise en évidence par la gravimétrie. On peut aussi noter d’autres anomalies positives la long de la côte et qui s’infléchissent vers le sud.

Des interprétations récentes de cartes d’anomalies magnétiques couplées avec d’autres données géophysiques ont permis de mettre en évidence des intrusions volcaniques sous forme de sills en offshore dans le Cénozoïque (Rocchi et al., 2007 ; Hansen et al., 2008).

Figure 3.9. Carte d’anomalie magnétique du bassin sénégalais 3.3.3. La méthode magnéto-tellurique ou électromagnétique

Le principe de la méthode magnéto-tellurique consiste en une analyse de la résistivité apparente du sous-sol en fonction de la profondeur à partir de la mesure en surface des champs électriques et magnétiques naturels, à différentes fréquences (Ritz, 1984). La seule condition d’application de cette méthode est qu’il doit exister des contrastes de résistivité entre les différentes unités géologiques. C’est pourquoi elle contribue à la définition de l'interface séparant le bassin du

socle. En effet le passage du sédiment au socle se traduit par une grande discontinuité des paramètres tels que la résistivité.

Le paramètre utilisé est la résistivité des roches et sa quantification permet de dresser des coupes géoélectriques en profondeur ou des cartes d'isorésistivité, dont l'interprétation contribuera à la localisation des structures en une, deux ou trois dimensions.

Le magnétotellurisme est une des méthodes géophysiques basée sur l'exploitation des variations naturelles du champ électromagnétique, dont le spectre du signal est très large, regroupant les variations diurnes de 1000 secondes à 10000 Hertz.

La méthode audio-magnétotellurique (AMT) utilise un spectre de fréquence de 8 à 104 Hertz.

Elle est appliquée couramment pour l'exploitation minière et en hydrologie.

La méthode magnétotellurique occupe de plus en plus une place importante dans l'exploration.

Son apport est précieux pour l'étude des bassins sédimentaires susceptibles de contenir des hydrocarbures ou d'autres sources d’énergie. On peut ainsi effectuer une description des couches du sous-sol à partir de la distribution des résistivités dans les directions verticales et horizontales (coupes et cartes de résistivité).

Concernant le bassin du MSGBC, les premières campagnes de prospection magnétotellurique ont permis à Ritz (1984), Ritz & Flicoteaux (1985) et Ritz & Bellion (1989) d'interpréter la structure profonde du bassin.

D’une manière générale les méthodes électriques ont été largement utilisées pour caractériser la structure du bassin. Elles permettent d’obtenir le paramètre de résistivité électrique qui varie en fonction du type de roche.

La structure géoélectrique régionale du bassin sénégalo-mauritanien a été déterminée au moyen de modèles magnétotelluriques à deux dimensions (Ritz & Bellion, 1989) établis sur trois lignes transversales (Figure 3.10). Une corrélation entre les modèles calculés et les données des puits forés dans la région démontre que les principales unités lithologiques sont détectées. En général les modèles indiquent trois couches de résistivité : post-turonienne, anté-sénonienne et socle (Figure 3.10). Dans la partie sud du bassin, il existe des formations relativement conductrices sous-jacentes aux unités mésozoïques interprétées comme étant des sédiments appartenant à la séquence paléozoïque du bassin de Bové. Un modèle schématique de la structure sédimentaire générale du Sénégal a été élaboré à partir des enseignements fournis par les coupes géoélectriques couplés avec les données lithologiques et électriques des puits de forage. L’étude suggère que le bassin est formé d’un pli monoclinal ouvert, incliné vers l’ouest, dans lequel la structure est contrôlée par les failles du socle orientées nord-sud offrant un style structural en escalier (Figure 3.10).

Figure 3.10. Blocs diagrammes représentant trois coupes géoélectriques (1) et leur interprétation (2) à travers le bassin sénégalais (d’après Ritz & Bellion, 1989, modifiée)

Le modèle géophysique audio-magnétotellurique a aussi permis d’interpréter les structures du socle birrimien du supergroupe de Mako comme assez profondes et enracinées (Niang, 1991).

Une prospection tellurique a été entreprise par Niang (1995) sur un profil W-E sensiblement à la hauteur du parallèle 14° N (Figure 3.10) à travers le bassin sédimentaire sénégalais de façon à obtenir des renseignements sur la structure de subsurface. La prospection fait apparaître une importante anomalie tellurique négative située dans la partie occidentale du bassin. L’anomalie tellurique a été interprétée quantitativement à l’aide d’un programme de modélisation à deux

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