La couverture sédimentaire

La couverture sédimentaire détritique du Crétacé qui est d’une épaisseur d’environ 3100 mètres surmonte les formations basaltiques précédentes. Il s’agit de sables à intercalations argileuses renfermant de très bons réservoirs envahis d’eaux salée mais sans indice d’hydrocarbures.

Cette série comprend de bas en haut (Figure 3.15) :

- un Crétacé inférieur dont la base est mal datée à cause de l’absence de faune mais qui a un caractère laguno-lacustre. La datation est effectuée par analogie avec le forage DL1. Nous avons prélevé les échantillons MN66 et MN68 respectivement dans les carottes C14 et C18 dans des niveaux plus argileux ;

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- un Crétacé moyen et un Sénonien marins transgressifs mais qui sont toujours détritiques. Nous avons prélevé l’échantillon MN 53 de la carotte C1 dans le Sénonien ; - un Maastrichtien essentiellement argilo-sableux et ligniteux caractérisant un faciès

régressif ;

- Un Tertiaire marin de faciès néritique carbonaté finissant par s’exonder avec des dépôts du « Continental terminal » ;

Sur le plan pétrolier, des couvertures possibles et des réservoirs remplis d’eau salée et sans indice d’hydrocarbures ont été mis en évidence dans cette importante série du Crétacé.

3.5. Conclusions

L’application de méthodes directes ne permet pas d’obtenir une bonne connaissance du bassin du MSGBC car très peu de terrains affleurent. En effet, le remplissage post-rift subhorizontal du bassin n’est pas affecté par une quelconque tectonique qui puisse faire apparaître les couches plus profondes. Ainsi, l’application des méthodes géophysiques et de forage s’avère nécessaire dans l’étude du bassin du MSGBC. Les méthodes gravimétriques et aéromagnétiques ont permis de décrire les structures dans leurs grandes lignes. Toutefois les paramètres mesurés (densité et susceptibilité) varient sur des gammes de valeurs moins étendues que celles du paramètre de résistivité électrique. La méthode magnétotellurique a fourni des informations substantielles qui s’adaptent aux données de sondages géologiques existants (Niang, 1995).

La méthode de sondage magnétotellurique à large bande de fréquences a été initiée au Sénégal depuis les années 80 pour l’étude de la géométrie de l’aquifère profond (Niang, 1991), de la salinité des eaux, de la profondeur et la nature du socle dans la partie onshore du bassin (Ritz et Bellion, 1989).

Concernant la profondeur du substratum du bassin, des difficultés sont rencontrées pour obtenir une bonne qualité de signal aux longues périodes vers l’ouest du bassin où la subsidence est très forte. Vers l’est le socle est atteint et bien caractérisé lorsque sa résistivité contraste suffisamment avec celle de la série sus-jacente. Les résistivités du socle varient entre 77 et 1400 Ohm.m (Niang, 1995), ce qui traduit une diversification lithologique latérale importante (Figure 3.10). Sur le plan structural, la méthode magnétotellurique a également permis de définir une direction structurale majeure N13 au niveau du socle. Ce qui serait en relation avec les premières phases de l’ouverture de l’Océan Atlantique (Niang, 1995).

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La méthode de forage a aussi permis de mettre en évidence la diversité lithologique du socle. En effet, les forages DL1, KB1 et ND1 ont respectivement atteint un « socle » dioritique, métamorphique et basaltique.

En ce qui concerne la méthode sismique, une nouvelle interprétation des lignes sismiques dans la région de Diourbel et Thiès, en complément aux autres données géophysiques, va permettre dans ce travail d’apporter de nouvelles connaissances dans les parties les plus profondes du bassin.

Chapitre 4

Résultats et discussion

66 4.1. Introduction

Dans ce chapitre, nous allons présenter les résultants d’interprétation des profils sismiques dans la région de Diourbel et Thiès. Pour cela, nous commencerons d’abord par caler les horizons sismostratigraphiques avec le séismogramme synthétique. Ensuite l’interprétation des faciès sismostratigraphiques sera couplée avec les celle des données géophysiques, pétrographiques, paléontologiques et palynologiques. Enfin nous ferons une comparaison avec des interprétations précédentes, mais aussi avec d’autres bassins, de marge passive, péri-atlantiques.

4.2. Calage des horizons sismiques

La première étape d’une interprétation sismique consiste à faire correspondre chaque réflecteur avec une interface géologique connue. Pour cela, il faut disposer de la ligne sismique jouxtant l’emplacement du forage. Le log sonique est indispensable pour la création d’un séismogramme synthétique. Ce dernier permet de caler le forage avec la sismique.

Huit horizons sismiques ont été cartographiés dans le secteur étudié : H1, H2, H3, H4, H5, H6, H7 et H8 (Figures 4.1-4.3 ; Annexes A5-1 à A5-13). Les horizons sismiques majeurs du sismogramme synthétique (TSC, TCI TCT et TS) (Figure 4.1) font partie de ces horizons identifiés dans les différents profils.

Normalement chaque profil sismique devrait être lié à un puits pour caler les horizons sismiques afin de pouvoir les interpréter. Mais dans cette étude, nous ne disposons du log de vitesse que dans le forage DL1 pour créer un sismogramme synthétique (Figure 4.1). Pour représenter les profils sismiques en profondeur, nous avons effectué une conversion temps-profondeur en utilisant 3000 m/s comme vitesse moyenne. Celle-ci convient plus ou moins car dans le forage DL1, comme dans KB1 et ND1, l'intervalle de couche investie (Jurassique-Crétacé) est essentiellement composé par des dépôts de silts et grès fins argileux. Dans ces dépôts les vitesses varient peu.

Les différents horizons sismiques qui ont été mis en évidence délimitent neuf unités sismostratigraphiques : U1, U2, U3, U4, U5, U6, U7, U8 et U9 (Figure 4.2). Une analyse et une interprétation pour chaque unité sont présentées dans ce chapitre.

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Figure. 4.1. Sismogramme synthétique, forage DL1

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Figure 4.2. Coupe N-S du secteur d’étude basée sur les profils sismiques L2 et L7.

69 4. 2. Unité sismostratigraphique U1

Figure 4.3. Profil sismique L1 montrant la distribution des unités U1 à U9 dans une direction W-E.

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Il s’agit d’une unité de faciès sismique très chaotique (Figures 4.2 et 4.3). Cependant des diffractions de forte amplitude peuvent être présentes. La limite supérieure de l’unité sismique U1 est marquée par l’horizon sismique H1 qui est plus ou moins continu (Figures. 4.2 et 4.3).

Figure 4.4. Carte d’isohypses de l’horizon H1 (limite supérieure du faciès sismique U1).

Voir descriptions dans le texte des compartiments A, B et C et des linéaments φ1 et φ2.

La carte d’isohypses de l’horizon H1 (Figure 4.4), comme pour les autres horizons suivants, est obtenue en interprétant l’horizon H1 sur les autres profils sismiques et en procédant à une interpolation automatique en appliquant la méthode de Flex gridding. Cette carte montre des profondeurs qui varient de 2150 mètres à l’est jusqu’à 8000 mètres à l’ouest de la zone étudiée. On peut distinguer trois compartiments profonds à l’ouest du secteur d’étude. Il s’agit des compartiments A, B et C délimités par des failles (Figures. 4.4 et 4.5), d’orientation plus ou moins est-ouest et qui peuvent être subdivisés en d’autres sous-compartiments.

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Figure 4.5. Vue en perspective de l’horizon H1

Les variations de profondeur notées sur la carte d’isohypses montrent que l’unité sismique U1 s’enfonce du nord vers le sud, mais aussi vers l’ouest (Figures. 4.2, 4.4 et 4.5 ; Annexe 14).

La lithologie constituant le faciès sismique U1 n’a jamais été décrite car aucun forage ne l’a atteinte. Mais, se basant sur la littérature (Spengler et al, 1966), il pourrait représenter le socle antécambrien et paléozoïque inférieur à moyen du bassin du MSGBC. Ce socle est réparti en trois domaines (Latil-Brun, 1987) (Figure 4.4) :

- un domaine oriental à croûte épaisse et faible couverture sédimentaire, - un domaine occidental à croûte amincie et forte accumulation sédimentaire, - une zone de flexure continentale qui sépare ces deux domaines.

Les structures est-ouest décrites par Crévola & Bellion (1991) sont matérialisées par les failles interprétées sur la carte d’isohypses (Figure 4.4). Ce sont des failles décrochantes (φ1 et φ2) qui ont joué dès le début du rifting et qui marquent l’ouverture du bassin. On peut aussi noter des failles de direction nord-sud qui peuvent être à l’origine de l’effondrement dans les différents compartiments. Donc les structures interprétées en gravimétrie (Figure 4.6) et en magnétisme (Figure 4.7) sont bien mises en évidence sur la carte d’isohypses de l’horizon H1.

Aussi, la carte gravimétrique du secteur d’étude montre bien l’orientation est-ouest des anomalies positives selon les failles décrochantes φ1 et φ2 (Figure 4.6). On sait que les anomalies gravimétriques positives traduisent la présence d’intrusions de roches ignées. Par ailleurs, dans un contexte de rifting, les failles décrochantes sont parfois accompagnées par une mise en place de sills et de dykes de roches

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magmatiques. Donc ceci met bien en évidence l’existence d’une tectonique transformante tantôt accompagnée de magmatisme que nous développerons dans le prochain sous-chapitre. Les anomalies gravimétriques négatives, correspondant à des dépôts de sédiments, sont orientées NE-SW.

La figure 4.7 illustre bien les principaux axes magnétiques du secteur étudié. Ces axes pourraient correspondre aux failles de direction nord-sud notées dans les compartiments A, B et C (Figure 4.4). Ces derniers peuvent être interprétés comme des grabens qui évoluent indépendamment et qui forment un réseau complexe de systèmes de rifts. En effet, le stade de rifting est peu connu dans le bassin sédimentaire sénégalais. Quelques informations tirées de travaux pétroliers permettent d’attribuer un âge triasique à la distension correspondante et de situer dans le bassin les zones affectées par cette tectonique (Chanut et al, 1988). Selon Burke (1976), plus d’une centaine de grabens formés en association avec l’ouverture océanique sont reconnus autour des bordures de l’Océan Atlantique. Cependant, seuls quelques rifts se sont développés pour former l’océan et beaucoup ont avorté.

L’histoire stratigraphique et structurale de ces rifts est variée et aide à comprendre le processus qui a abouti à la rupture continentale dans cette région de l’Atlantique.

La figure 4.5 montre que l’horizon H1 tend à s’abaisser vers le sud. Dans cette zone existe le graben de Casamance, large de 50 à 100 km, et qui pénètre sur 400 km 1971). Ce cas isolé de dépôts salins sur la côte ouest de l'Afrique de l’Ouest pourrait être analogue aux dômes de sels du Golfe du Mexique, de Cuba (Burke, 1976).

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Figure 4.6. Carte d’anomalies gravimétriques du secteur étudié (modifié d’après Ponsard, 1985).

Figure 4.7. Carte d’anomalies magnétiques du secteur étudié (modifié d’après Ponsard, 1985,).

4.3. Unité sismostratigraphique U2

4.3.1. Analyse et interprétation

Elle est séparée de l’unité U1 par l’horizon sismique H1 (Figures 4.2 et 4.3). À la différence du faciès de l’unité U1 qui est chaotique, elle montre des réflexions plus ou moins continues et subparallèles. Elle arrive en onlap sur l’unité U1 (Figures 4.2

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et 4.3) avec des réflexions de forte amplitude et de basse à moyenne fréquence. La particularité de ces réflecteurs est qu’ils sont ondulés par endroit (Figure 4.3). Des figures d’érosion sont observées à certains endroits dans la partie supérieure de l’unité U2 (Figure 4.3). Les réflecteurs de l’unité U2 arrivent latéralement en onlap sur l’unité U1 avec une stratification nette (Figure 4.3).

L’épaisseur de l’unité sismostratigraphique U2 varie considérablement de 350 à 3500 mètres (Figure 4.8). Le faciès sismique U2, qui comble les grabens formés dans l’unité U1, est très faillé surtout dans la partie ouest de la zone étudiée, où cette unité est plus épaisse (Figure 4.8).

La carte d’isohypses de l’horizon H2, qui constitue la limite supérieure de l’unité sismique U2, montre un soulèvement à l’est et un abaissement à l’ouest du secteur étudié (Figure 4.9). Toujours à l’ouest, la partie centrale est légèrement surélevée par rapport au nord et au sud (Figure 4.9).

La figure 4.10 est un détail des structures notées dans l’unité sismique U2 sur le profil sismique L1. En effet on note des phases différentes de dépôt des séquences 1, 2, 3, 4 et 5 (Figure 4.10) dans le compartiment B de la figure 4.5. Ces séquences arrivent en onlap les unes sur les autres.

Comme pour l’unité sismique U1, aucun puits n’a atteint le faciès sismique U2 pour connaître sa lithologie. Mais l’unité sismostratigraphique U2 semble remplir un graben dans un contexte de subsidence forte avec d’abord le dépôt des séquences 1, 2 et 3. Ces dernières sont par la suite affectées par une faille normale principale (F). Ensuite le secteur a connu une phase de ralentissement de la subsidence avec le dépôt des séquences 4 et 5. Des failles inverses peuvent aussi être observées au bord des remplissages (Figure 4.10).

En se basant sur les structures en extension interprétées dans l’unité sismique U2 cette dernière pourrait correspondre à des dépôts de syn-rift. En effet, dans le bassin sénégalais, cette phase s'exprime par des grès continentaux et des argiles lacustres datées du Permien et du Trias inférieur qui remplissent le système de graben qui a précédé l’ouverture de l’Atlantique. À ceux-ci succèdent d’abord des formations salifères d'âge Trias supérieur et Lias inférieur, puis des formations détritiques du Lias supérieur au Dogger inférieur (Bellion, 1987).

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Figure 4.8. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U2

Figure 4.9. Carte d’isohypses de l’horizon sismique H2 (limite supérieure du faciès sismostratigraphique U2)

On note l’existence de plusieurs failles transverses associées (Figure 4.9) qui résultent des phénomènes d’extension observés le long du rift. Au Sénégal ces failles transverses vont être à l’origine de la formation des compartiments de Dakar,

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au nord, et de celui de Casamance, au sud (Bellion, 1987) avec un caractère géologique propre à chacun.

Cependant des structures en compression pourraient aussi être interprétées localement aux abords de ces semi-grabens (Figure 4.10) (Withjack et al, 1998 ; Nzamba, 2009).

Burke (1976) a noté que dans ces semi-grabens des structures en extension prédominent mais des décrochements et des structures en compression se sont aussi localement développés. Ceci ne pourrait être confirmé que par une campagne sismique de meilleure qualité couplée à un forage qui traverserait cette unité U2.

Figure 4.10. Interprétation sismostratigraphique détaillée de l’unité sismique U2 de la ligne L1(voir explications dans le texte).

La plupart des lignes sismiques onshore du Sénégal et de la Gambie montrent des réflexions sous l’horizon IV qui représente la discordance mésozoïque (Atlantic

77 extension régionale et donc présentent un intérêt évident pour l’exploration (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987).

Des investigations géophysiques avaient déjà permis de mettre en évidence le bassin de Diourbel (Figure 4.11). Le remplissage sédimentaire de ce bassin pourrait correspondre à l’unité sismique U2. En effet, si le bassin de Diourbel est d’âge paléozoïque comme celui de Bové, les blocs faillés et basculés fournissent le mécanisme de piège principal (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990). Les pièges individuels ont une origine qui est à la fois structurale et stratigraphique, car la géométrie des couches n’est pas favorable à la présence de fermetures qui seraient entièrement structurales. Dans cette série pré-rift, les réservoirs principaux peuvent être les quartzites fracturés de l’Ordovicien et les sables dévoniens scellés respectivement par les argiles du Silurien et du Dévonien qui peuvent en même temps constituer des roches mères.

Figure 4.11. Bassins pré-mésozoïques sénégalo-guinéens. (A) Position du bassin de Diourbel par rapport au bassin de Bové. (B) Système pétrolier dans le bassin pré-rift de Bové (d’après Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990, modifiée).

Le remplissage syn-rift de l’unité sismostratigraphique U2 pourrait aussi être d’âge permo-trias à jurassique, ce qui correspondrait au début d’ouverture de l’Atlantique

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central (Templeton, 1971 ; Burke, 1976 ; Chanut et al, 1988 ; Crévola & Bellion, 1991). Dans ce cas, des pièges structuraux et stratigraphiques pourraient exister dans l’unité U2. Les réservoirs seraient des roches détritiques et carbonatées du Trias et du Jurassique inférieur. Les roches-mères pourraient être celles du Paléozoïque plus ancien.

4.3.2. Le magmatisme

L’ouverture du bassin sénégalo-mauritanien est accompagnée de manifestations volcaniques (Figure 4.12) pendant le Mésozoïque et le Cénozoïque (Bertrand, 1991 ; Bellion & Crévola, 1991 ; Oyarzun et al, 1997 ; Rocchi et al, 2007 ; Hansen et al, 2008).

Figure 4.12. Schéma décrivant l’évolution de la province de l’Atlantique central du Trias à l’actuel (modifié d’après Oyarzun et al., 1997).

A : Stade rift avec un volcanisme tholéitique.

B : Stade drift accompagné d’un volcanisme alcalin crétacé et cénozoïque.

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La période de rifting, marquant le début d’ouverture de l’Océan Atlantique central au Permo-Trias, est accompagnée par des émissions de tholéiites continentaux reconnues dans toute l’Afrique de l’ouest et du nord-ouest (Bertrand, 1991). Au Sénégal, elles sont représentées par des dykes reconnus grâce à des études gravimétriques contrairement à d’autres régions où elles affleurent sous forme de coulées, de dykes ou de filons (Figure 4.12). Ce volcanisme est lié de manière correspondent à d’anciennes grandes fractures de la Pangée propagées sous forme de failles décrochantes dans la croûte océanique, après le rifting d’âge triasique-jurassique inférieur (Bellion & Crévola, 1991). Ces failles délimitent le bloc surélevé de la presqu’île du Cap-Vert qui sépare le bassin à évaporites de la Casamance-Guinée au sud et de Mauritanie au nord. La seconde famille d’accidents correspond à d’anciennes fractures limitant les blocs crustaux basculés lors du rifting et propagées ultérieurement dans la pile sédimentaire secondaire du bassin (Crévola et al., 1994).

En offshore, dans les parties nord du sous-bassin du bassin du Sénégal (Figure 4.13), Rocchi et al. (2007) et Hansen et al. (2008) ont mis en évidence, à partir de sismique réflexion, de gravimétrie et de magnétisme, des intrusions en forme de soucoupes dans les formations crétacées et paléogènes. Ces sills, mis en place durant le Miocène, seraient associés au développement du dôme de Cayar (Dakar).

L’interprétation de l’horizon sismique H1 a permis de mettre en évidence deux failles décrochantes majeures dans notre secteur d’étude (Figure 4.4). L’analyse des données gravimétriques et magnétiques du secteur étudié ont confirmé la présence de structures qui affectent la base du bassin (Figures 4.6 et 4.7).

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Sur la ligne sismique L4, l’unité U2 est surmontée par une structure qui déforme les faciès sus-jacents (Figure 4.14). Cette structure semble être une intrusion en forme de laccolite qui, à la faveur de failles normales, aurait traversée l’unité U2.

Figure 4.13. Mise en évidence d’intrusion de sills d’âge miocène dans la partie offshore du bassin sénégalais (modifié d’après Rocchi et al., 2007).

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Figure 4.14. Profil sismique L4 montrant un laccolite qui serait monté à travers l’unité U2

82

Les échantillons prélevés dans les forages KB1 (Figures 4.3 et 4.15) et ND1 (Figures 4.14 et 4.16) sont identifiés comme des roches magmatiques.

Les roches volcaniques décrites dans les forages du bassin sénégalais étaient généralement identifiées comme étant le socle. Mais une nouvelle interprétation des profils sismiques montre des structures sédimentaires stratifiées en dessous de ces limites de forage (Figure 4.14). Ce qui laisse supposer qu’il s’agit plutôt d’intrusion de roches ignées.

L’étude des échantillons prélevés dans les carottes et cuttings des forages KB1 et ND1 permet de bien mettre en évidence la nature pétrographique et l’affinité géochimique de ce magmatisme.

Figure 4.15. Niveaux d’échantillonnage de roches magmatiques dans le forage KB1

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Figure 4.16. Niveaux d’échantillonnage de roches magmatiques dans le forage ND1 (voir le détail des lames minces en annexes A6-3 à A6-10)

Tableau 4.1. Détermination des échantillons pris dans les forages KB1 et ND1.

Dans le forage KB1, les échantillons prélevés sont de nature microdioritique (Tableau 4.1, Annexes A6-1 et A6-2), alors que dans le forage ND1, on a des basaltes et des dolérites (Tableau 4.1, Annexes A6-3 à A6-10).

Echantillons Nom de roche Forage

MN95, MN96 Microdiorite KB1

MN87, MN88, MN90, MN91,

MN92

Basalte andésitique Partie sommitale d’une

intrusion

MN93 Basalte aphyrique ND1 MN89, MN94 Dolérite granophyrique

MN86 Basalte intersertal

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Les résultats d’analyses chimiques sont illustrés en annexe A7. Dans le diagramme de classification des terres rares (Figure 4.17), les échantillons des forages KB1 et ND1 sont classés parmi les roches subalcalines. Ce qui les différencie du magmatisme cénozoïque nettement alcalin, connu à l’affleurement, dans le bassin sénégalais (Crévola et al., 1994).

Figure 4.17. Position des échantillons de roches magmatiques des forages KB1 et ND1 dans le diagramme de classification Nb-Y/Zr-TiO2

4.3.3. Discussion

L’unité sismostratigraphique U2 a été mise en évidence uniquement par interprétation sismique car aucun forage ne l’a atteinte. La nature des réflexions dans l’unité U2 est différente de celle du faciès sismique U1 qui est très chaotique. Les structures observées dans l’unité U2 montrent qu’elle est affectée par une tectonique intense. Il pourrait s’agir de dépôts de syn-rift remplissant des semi-grabens dans un contexte à dominance extensive. Des structures en compression, qui seraient dues à des phénomènes gravitaires, sont aussi observées localement aux abords des semi-grabens.

85

Concernant le magmatisme, le profil sismique L4 (Figure 4.14) illustre bien l’intrusion sous forme de laccolite qui traverse l’unité U2 et qui déforme les faciès sus-jacents.

Sous ce magmatisme, on peut interpréter sismiquement des formations de l’unité U2 plus ou moins stratifiées et structurées, mais le forage ND1 n’ayant pas atteint ces niveaux, nous ne pouvons avoir aucune information complémentaire sur ces roches.

Quant aux études pétrographiques et géochimiques, les diagrammes sur les majeurs et les traces des échantillons de roches magmatiques prélevés dans les forages KB1 et ND1 montrent que ce sont des roches tholéitiques marquant le tout début de

Quant aux études pétrographiques et géochimiques, les diagrammes sur les majeurs et les traces des échantillons de roches magmatiques prélevés dans les forages KB1 et ND1 montrent que ce sont des roches tholéitiques marquant le tout début de