Unité sismostratigraphique U6

C’est une unité de faciès sismique plus ou moins transparent par rapport au faciès sismique U5 (Figures 4.3 et 4.14). Cependant, par endroits, il existe un faciès de basse fréquence et de très forte amplitude. Elle est limitée à sa base et son sommet respectivement par les horizons sismostratigraphiques H5 et H6. Elle arrive en downlap sur l’unité sismostratigraphique U5 où elle comble les dépressions qui ont affecté l’horizon H5.

L’épaisseur de l’unité U6 varie de 250 à 1300 mètres (Figure 4.28) avec des puissances maximales au nord-ouest et au sud-ouest du secteur d’étude. Au centre, on note d’importantes épaisseurs de dépôt (courbes d’isopaques comprises entre 650 et 800 mètres). En revanche vers l’ouest, on note une diminution d’épaisseur avec des courbes d’isopaques entre 450 et 500 mètres.

Toujours à l’ouest du secteur étudié, la répartition des épaisseurs semble être contrôlée par les failles décrochantes φ1 et φ2 (Figure 4.28).

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Figure 4.28. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U6

La morphologie des courbes d’isohypses rappelle celles des horizons sous-jacents qui ont subi l’influence des failles décrochantes φ1 et φ2. Mais ici on note une augmentation de la subsidence au sud du secteur.

L’unité sismostratigraphique U6 pourrait représenter l’Albien constitué d’une alternance d’argiles, de silts et de grès dans cette partie du bassin (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987). L’augmentation des profondeurs au sud de la région pourrait être due à une accélération de la subsidence lors de l’ouverture de l’Atlantique équatorial (Flicoteaux et al.,1988).

Dans le forage DL1, deux échantillons prélevés se retrouvent dans l’unité sismostratigraphique U6 (Figure 4.21). Il s’agit, de bas en haut, de :

- la lame MN03 (Annexe A6-25) qui est une argile gréseuse avec des grains très fins de quartz, d’oxydes et de débris végétaux. La présence de foresets dans la lame traduit des rides de courant ou de houle, donc un milieu plus ou moins agité.

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Figure 4.29. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphique H6

- l’échantillon MN01 (Annexe A6-26) montre une compaction en zone bioturbée.

Il s’agit d’une argile gréseuse de même composition que l’échantillon MN03, mais on note des bioturbations d’annélides qui excrètent des sédiments très fins.

Pour les forages KB1 et ND1, il n’y a pas eu d’échantillons prélevés dans l’unité sismostratigraphique U6.

4.8. Unité sismique U7

Elle est respectivement limitée de bas en haut par les horizons sismostratigraphiques H6 et H7 (Figures 4.1, 4.2 et 4.14). Il s’agit d’une unité de facies sismique de forte amplitude et de basse fréquence à la base et qui devient plus ou moins transparent et discontinus vers le sommet (Figure 4.2).

L’épaisseur de ce facies passe d’environ 100 mètres à l’est jusqu’à 900 mètres vers l’ouest (Figure 4.30). Donc la variation d’épaisseur de cette unité sismique est différente de celle des unités sous-jacentes. Ici ont note une augmentation

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d’épaisseur plus ou moins régulière d’est en ouest, avec un gradient beaucoup plus fort vers le sud.

Figure 4.30. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphiques U7

Concernant la carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphiques H7 (Figure 4.31), on retrouve les profondeurs les plus importantes au NW et au SW, alors que la partie centrale reste surélevée. Mais vu la géométrie des courbes d’isohypses, on note une légère dminution de la subsidence au sud par rapport à la courbe d’isohypses de l’horizon H6 précédent.

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Figure 4.31. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphiquesH7

L’unité sismostratigraphique U7 représente le Cénomano-Turonien durant lequel une importante transgression régionale débute au Cénomanien pour atteindre son extension maximale au Turonien. Cette unité est caractérisée par une lithologie clastique fine. Les dépôts de shales riches en matière organique sont d’excellentes roches-mère pétrolières. La prédominance d'une matière organique de type III donne à ces roches mères une tendance à produire du gaz (Nzoussi, 2003). Cette période est aussi caractérisée par un environnement anoxique restreint à travers le bassin du MSGBC. Cet intervalle correspond à une élévation du niveau marin à l’échelle mondiale, donc à une période de très faible rapport sédimentaire. Le caractère pélagique et l’uniformité des faciès suggèrent un environnement marin avec une circulation basale limitée créant des conditions anoxiques. Le long de la bordure est du bassin une influence continentale est démontrée par le dépôt d’un faciès plus continental. Le Turonien est presque exclusivement constitué de shale gris à noirâtre généralement riche en matière organique. Il s’agit d’un faciès sismique transparent homogène. La lame MN34 (Annexe A6-27) du forage KB1, qui est la seule à être prélevée dans l’unité sismostratigraphique U7, met bien en évidence des laminations

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au sein de tapis algaires qui constituent une roche-mère. La roche est un grès très fin argileux.

4.9. Unité sismostratigraphique U8

C’est une unité de faciès sismique plus ou moins transparent et discontinu et par endroit chaotique (Figures 4.3 et 4.14). Elle est limitée à sa base et son sommet respectivement par les horizons sismostratigraphique H7 et H8.

La carte d’isopaques de l’unité U8 (Figure 4.32) montre des variations d’épaisseur importantes (450 à 1300 mètres). Elle rappelle celle de l’unité U5 (Figure 4.24) avec trois compartiments d’épaisseur importante à l’ouest, qui sont séparés par des compartiments à dépôts moins épais.

Figure 4.32. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U8.

Sur la carte d’isohypses de l’horizon sismique H8 (Figure 4.33), on note une évolution des profondeurs assez différente de celles des autres horizons

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jacents. Ici les pentes deviennent plus faibles. Cependant, il existe des zones de profondeur plus ou moins importantes au nord et au sud du secteur étudié. Au centre on note une zone haute vers l’ouest avec des valeurs d’isohypses entre 225 et 275 mètres, de même qu’au sud-est. La partie est montre pour la première fois une subsidence (Figure 4.33).

Figure 4.33. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphique H8

Sur la ligne L1 (Figure 4.34), on remarque des terminaisons de réflecteurs de l’unité sismostratigraphiqueU8 en downlap sur l’horizon H7.

Le faciès sismique U8 est interprété comme le Coniacien, Santonien,et Campanien.

Il est représenté par des dépôts essentiellement argilo-sableux. Durant cette période, on assiste à une réactivation des failles décrochantes, accompagnée de nouvelles manifestations magmatiques vers l’ouest. On observe alors une nouvelle subduction vers l’est. L’arrivée en downlap de U8 sur H7 pourrait être interprétée comme résultant de phénomènes gravitaires orientés vers l’est et qui affectent l’unité sismique U8 (Figure 4.34).

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Figure 4.34. Terminaisons de réflecteurs de l’unité U8 en downlap sur l’unité H7 (voir la localisation sur figure 4.3).

Concernant l’étude sédimentologique, micropaléontologique et palynologique, les seuls échantillons prélevés et qui se retrouvent dans l’unité sismostratigraphique U8 proviennent des forages KB1 et ND1 (Figure 4.21)

Pour le forage KB1, deux échantillons prélevés se retrouvent dans l’unité sismostratigraphique U8 (Figure 4.21). Il s’agit, de bas en haut, de :

- la lame MN32 (Annexe A6-28) du forage KB1 est un silt argileux renfermant beaucoup d’éléments organiques et des minéraux opaques. Le lavage de cet échantillon a fourni des résidus argileux, des bioclastes, des gastéropodes ornementés abondants, des débris de bivalves, de crabes et de poissons, de la pyrite, des débris de végétaux et des ostracodes. On note d’abondants petits foraminifères uniquement agglutinés parmi lesquels on reconnait les genres Ammobaculites, Trochamminoides, Haplophragmoides (déterminations R. Wernli, Genève). Cependant une association, permettant de déterminer l’âge, n’a pas été trouvée. Il s’agit d’un milieu marin très interne et peu ouvert.

Il pourrait s’agir d’une zone lagunaire.

- l’échantillon MN31 a fourni, au lavage, des argiles beiges et des fragments de vertébrés. Cependant on note une association typique de foraminifères à deux espèces dominantes : Orthokarstenia et Gavelinellidae. Une autre association à rugoglobigérines a été définie : Rugoglobigerina macrocephala, R.

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hexacamerata, R. rugosa, Globotruncana rosetta, Heterohelix striata, H.

globulosa, Eohastigerinella subdigitata et Pseudotextularia nuttali (détermination R. Wernli, Genève, contrôlée par M. Caron, Fribourg). L’âge déterminé est le Campanien supérieur. Ceci ramène le toit des niveaux du Campanien à une plus grande profondeur (de 430 mètres à environ 750 mètres de profondeur) (Figure 4.21). Ce qui est conforme à l’interprétation sismostratigraphique du Campanien supérieur, par l’horizon H8 au niveau du forage de KB1 (Figure 4.3). Les analyses palynologiques de l’échantillon MN31 ont permis de mettre évidence des kystes de dinoflagellés du Sénonien inférieur à moyen et du Maastrichtien comme déjà décrits au Gabon (Malloy, 1972).

Dans le forage ND1, le lavage de l’échantillon MN53 prélevé dans l’unité U8 a fourni des grains de silt gris et latéritiques, de la pyrite et des débris de coquille de bivalves.

L’âge reste indéterminé mais le milieu serait de type subcontinental.

4.10. Unité sismostratigraphique U9

C’est une unité de faciès sismique continu, de basse fréquence, d’amplitude basse à moyenne et dont les réflexions sont subparallèles par endroit (Figure 4.3). Elle repose en onlap sur l’horizon sismique H8 qui constitue une surface de discordance (Figure 4.35). La limite supérieure n’est pas identifiable sur les lignes du secteur étudié. C’est pourquoi la carte d’isopaques de ce faciès n’est pas établie.

Figure 4.35. Arrivée en onlap de l’unité sismostratigraphique U9 sur U8 (voir la localisation sur la figure 4.3)

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Le faciès sismostratigraphique U9 représente le Maastrichtien essentiellement sablo-argileux avec une nette dominance des shales dans le centre et l’est du bassin. Ces dépôts remplissent les dépressions du sommet du Campanien, qui sont probablement dues à de fortes érosions qui ont accompagné le magmatisme.

En effet à la fin du Crétacé des mouvements de surrection se font sentir dans la zone de Diass (Furon, 1960), la sédimentation sableuse se généralise et s’enrichit en dépôts ligniteux. C’est finalement l’émersion accompagnée de venues volcaniques avec dépôts de tufs et de cinérites intercalés dans les marnes maastrichtiennes.

4.11. Comparaison avec d’autres interprétations

L’interprétation des profils sismiques que nous avons faite se base sur la structure, l’amplitude, la fréquence et la continuité des réflecteurs. Par ailleurs la ligne L1 avait déjà été interprétée par Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc.

(1990) qui avait mis en évidence 6 unités sismiques (Figure 4.36, Tab. 4.2).

Figure 4.36. Interprétation de la ligne L1 (d’après Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990, modifiée)

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Tableau 4.2. Interprétation comparée de la ligne L1 au niveau du forage de Diourbel

4.12. Corrélation avec d’autres marges péri-atlantiques

Au Permo-Carbonifère, on observe la formation d'un rift entre les Mauritanides à l'est et les Appalaches à l'ouest. Du côté africain, on a des failles nord-sud à rejet vers

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ouest (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987) qui effondrent les formations du socle paléozoïque, et des failles transverses est-ouest. Ces dernières affectent le rift sénégalais en le découpant en blocs plus ou moins soulevés et basculés les uns par rapport aux autres. Ces étirements différentiels ont induit des variations d'épaisseur de la croûte continentale de 4000 à 6000 mètres dans le compartiment de Mauritanie-Caroline, de 11000 mètres dans le compartiment Blake-Plateau-Dakar (Figure 4.37), la subsidence étant directement liée à l'épaisseur du substratum. En effet, l'épaisseur des séries sédimentaires de remplissage est d'autant plus grande que la croûte continentale est mince. Les failles transverses paraissent correspondre aux failles décrochantes du domaine océanique, auxquelles on peut parfois les relier.

Figure 4.37. Position de l’Afrique de l’Ouest et de l’Amérique du Nord avant l’ouverture océanique (d’après Roussel & Liger, 1986, modifiée).

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Le bassin du Sénégal, sur la côte ouest-africaine et sa partie homologue sur la côte est-américaine constituent des marges divergentes typiques issues de l’ouverture de l’Atlantique central. La géométrie similaire de la chaîne des Appalaches (côte est d’Amérique du Nord) et de celle des Mauritanides (côte ouest du nord-ouest de l’Afrique) d’âge hercynien pousse les géologues à évoquer une histoire commune de ces deux chaînes avant l’ouverture de l’Atlantique (Figure 4.37). Cependant, bien que toutes les deux aient été formées durant l’orogénèse hercynienne, l’histoire de leur formation est tout à fait différente (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987). En effet, une partie de la chaîne des Maurtanides a été reprise durant l’orogénèse hercynienne.

L'ouverture de l'Atlantique Central, avec la rupture de la Pangée, est située entre le Carbonifère et le Jurassique (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987 ; Burke, 1976 ; Dillon et al., 1988 ; Ly, 1985). Elle a pour conséquence le développement de bassins côtiers sur les marges continentales opposées ouest-africaine et est-américaine. Tous ces bassins sont caractérisés par le dépôt d'une épaisse pile de sédiments mésozoïques et cénozoïques dont les nombreux caractères lithologiques et faunistiques communs viennent renforcer l'hypothèse d'une expansion océanique progressive.

Du côté américain, l’amincissement par rifting de la croûte et son refroidissement et extension ont entraîné la subsidence. Des variations dans la valeur de cette subsidence ont abouti à la formation de cinq bassins bordant la partie est de l’Amérique du nord (Dillon et al., 1988 ; Costain & Çoruh, 1989 ; Withjack et al., 1998) (Figure 4.37) : le bassin de Blake Plateau, la fosse de Caroline, la fosse du Baltimore Canyon, le bassin de Georges Bank et le bassin de Scotian.

La fosse de Caroline est étroite avec un socle relativement mince d’après les modèles gravimétriques. Elle montre également de nombreux diapirs de sel indiquant une accumulation considérable de sel pendant le début de son évolution. Dans la fosse de Caroline, la subsidence d’un vaste bloc de strates au-dessus du sel mobile a abouti à la formation d’une faille normale active majeure sur la bordure continentale du bassin (Withjack et al., 1998).

Un profil sismique de haute résolution a été obtenu à travers le bassin de rift de Jedburg au sud de la fosse de Caroline dans la zone du tremblement de terre de 1886 qui affecté la ville de Charleston (Figure 4.37 et 4.38). L’interprétation de ce profil montre que le remplissage syn-rift du bassin de Jedburg serait du Trias par

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corrélation (Costain & Çoruh, 1989), car le basalte qui surmonte ces dépôts est daté du Jurassique.

Figure 4.38. Profil sismique interprété du bassin de rift de Jedburg (modifié d’après Costain

& Çoruh, 1989) (voir localisation sur la figure 4.37).

Le bassin de Georges Bank, situé un peu plus au nord, présente une structure profonde complexe de sous-bassins remplis d’épais dépôts syn-rift. Ceci pourrait être le résultat d’un décrochement qui se serait produit à cet endroit où la marge continentale présente un décalage. Les sédiments post-rift y semblent minces en comparaison de ceux des autres bassins, environ 8000 m seulement (Withjack et al., 1998). Le bassin de Scotian, au large du Canada, contient des roches jurassiques, calcaires, grès, shales et charbon, recouvertes par des dépôts deltaïques et des sédiments du Crétacé supérieur d’eau plus profonde, craie et shales.

Une comparaison avec les marges péri-atlantiques du reste de l’Atlantique central, en particulier les marges conjuguées de la fosse de Caroline et du Blake Plateau, souligne le caractère ubiquiste de la structure et des relations observées dans le bassin du MSGBC. Seul varie l’âge auquel se produit le passage de la subsidence rapide à la subsidence lente. Cet âge est entre 140 et 115 Ma sur la marge continentale atlantique des Etats-Unis et entre 95 et 90 Ma sur la marge sénégalaise (Flicoteaux et al.,1988).

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L’un des facteurs envisagés pour expliquer les accélérations de la subsidence de l’Aptien et du Cénomanien, avant le ralentissement cénomano-turonien de la subsidence du bassin du MSGBC est l’ouverture de l’Atlantique équatorial. Cette ouverture aurait pu modifier l’étirement crustal et le retour à l’équilibre thermique de la région. Cette hypothèse est suggérée par des comparaisons avec la subsidence du plateau du Demerara et du bassin offshore de Côte d’Ivoire (Flicoteaux et al., 1988).

Concernant le volcanisme, les mêmes systèmes de sills et de dykes du Jurassique sont retrouvés aussi bien en Amérique du Nord qu’en Afrique de l’Ouest, mais le volcanisme alcalin ne s’est étendu qu’à travers le bassin sénégalais (Figure 4.39).

Figure 4.39. Évolution de la plume centrale atlantique depuis le Permien (d’après Oyarzun et al., 1997)

4.13. Conclusions

L’interprétation des profils sismiques mis à disposition dans la région de Diourbel et de Thiès a permis de mettre en évidence neufs unités sismostratigraphiques en se basant sur la structure, l’amplitude, la fréquence et la continuité des réflecteurs (Tableau 4.3):

- L’unité U1, avec un faciès sismique chaotique, est interprétée comme le socle pré-rift anté-cambrien ou paléozoïque inférieur à moyen du bassin. Aucun forage ne l’a atteint mais elle semble subir un fort amincissement crustal vers

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l’ouest à la faveur de failles nord-sud, mais aussi vers le sud et le nord sous l’action de décrochantes est-ouest.

- L’unité U2 avec des réflecteurs plus nets est composée de dépôts syn-rift qui remplissent les dépressions de l’unité U1. Elle semble d’abord subir une tectonique intense avec des failles synsédimentaires qui devient plus modérée par la suite. Elle pourrait être datée du Permo-Trias et du Jurassique inférieur à moyen. Mais, comme pour l’unité U1, il n’y a aucun forage qui l’a traversée et donc pas d’information lithologique et biostratigraphique. Mais une corrélation avec le bassin de Jedburg au sud de la fosse de Caroline en Amérique du Nord permet de proposer pour l’unité sismique U2 un âge triasique.

- L’unité U3, de forte amplitude et de basse fréquence, est constituée de sédiments détritiques et représente un bon repère stratigraphique surtout dans le secteur étudié. Sa base correspond à « l’horizon IV » qui est aussi nommé

« discordance du Mésozoïque » par Rochet et Villeneuve (1987). Cette unité pourrait correspondre au Jurassique supérieur,

- L’unité U4 caractérisée par un faciès sismique de haute amplitude et de fréquence moyenne vers l’ouest et qui devient transparent vers l’est. Elle représente le Néocomien (Berriasien, Valanginien, Hauterivien). La présence de micas, de plagioclases et d’autres minéraux de métamorphisme montre que la chaîne hercynienne devait être source de sédiments.

- L’unité U5 avec un faciès montrant des réflecteurs continus de basse fréquence et de forte amplitude. EIle représente l’Aptien. Dans cette unité la réactivation des failles décrochantes est-ouest crée un soulèvement vers l’ouest et un abaissement vers l’est. Ce qui se traduit par une importante érosion et donc des lacunes de dépôts.

- L’unité U6 est de faciès sismique plus ou moins transparent et remplit les dépressions dans l’unité U5. Elle correspond aux dépôts essentiellement détritiques de l’Albien.

- L’unité U7 de faciès sismique transparent à la base et de basse fréquence et amplitude au sommet. Elle est datée du Cénomano-Turonien avec des dépôts de shales riches en matière organique qui sont considérés comme d’excellentes roches-mères pétrolières de type III. L’activité des failles décrochantes se fait beaucoup moins sentir.

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- L’unité U8 de faciès sismique plus ou moins transparent, avec réflecteurs, discontinus et chaotiques par endroit. Elle correspond au Coniacien, Santonien et Campanien. La réactivation des failles décrochantes crée de fortes variations d’épaisseur dans cette unité.

- L’unité U9 de faciès sismique souvent de forte amplitude et basse fréquence, avec des réflecteurs plus ou moins continus et même chaotiques par endroit.

Elle correspond au Maastrichtien essentiellement sablo-argileux.

Tableau 4.3. Principales unités de faciès sismostratigraphique et interprétation de leur environnement de dépôt

Du point de vue structural, les cartes d’isopaques et d’isohypses nous ont donné des informations importantes sur le contexte de dépôt de ces unités. En effet l’activité tectonique semble influencer fortement la structure de ces unités (Daoudi, 2010), mais la faible densité de lignes sismiques ne nous permet pas de faire une interprétation définitive. Ainsi d’après la figure 4.40, on note une forte activité tectonique au Permo-Trias, qui est accompagnée par un magmatisme tholéiitique.

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Ensuite, on note une période de ralentissement durant le Jurassique. Puis l’activité des failles décrochantes reprend au Néocomien et à l’Aptien avec un volcanisme de type alcalin. L’Albien et le Cénomano-Turonien sont marqués par une nouvelle période de ralentissement dans l’activité tectonique. Au Sénonien on assiste à de nouvelles réactivations de failles décrochantes qui entraînerait de nouvelles remontées magmatiques alcalines.

Figure 4.40. Activité des failles décrochantes du Précambrien au Mésozoïque et type de magmatisme associé dans le secteur étudié

Donc le stade rift a très tôt influencé la distribution des sédiments. Généralement, l’activité des failles de rifting cessent dès le début de la sédimentation marine normale. Mais ici les grabens formés lors de l’ouverture océanique continuent d’influencer la distribution des sédiments pendant plus de 100 Ma (Burke, 1976). Ces mouvements tectoniques pourraient causer une fuite et une dissémination des hydrocarbures dans le bassin.

Les indices de pétrole notés en surface pourraient provenir du fond par libération

Les indices de pétrole notés en surface pourraient provenir du fond par libération