Thesis
Reference
Etude sismostratigraphique et sédimentologique du Bassin Sénégalo-Mauritanien dans le secteur de Diourbel et Thiès
NDIAYE, Matar
Abstract
Une interprétation des données sismiques 2D, couplée aux données pétrographiques, sédimentologiques et paléontologiques du secteur de Diourbel et Thiès du Bassin Sénégalo-Mauritanien (Sénégal), a permis de différencier neuf unités lithostratigraphiques.
On y distingue la phase anté-rift, d'âge précambrien-paléozoïque, de la phase syn-rift (U2) du Permo-Trias au Jurassique moyen. Le rifting, associé à des failles transformantes, divise la marge ouest africaine en une série de compartiments alignés N-S. La phase syn-rift, qui remplit ces demi-grabens, met en évidence les périodes d'accélération et de ralentissement de la subsidence. Le volcanisme tholéiitique, marquant la première phase d'ouverture dans les bassins péri-atlantiques, est confirmé et traverse les dépôts syn-rift. Il serait d'âge jurassique. L'étude du remplissage post-rift montre des séquences essentiellement siliciclastiques dans un environnement de dépôt marin plus ou moins interne. Ce bassin est bien de marge passive de type divergent où l'influence structurale est présente au moins jusqu'à la fin du Crétacé.
NDIAYE, Matar. Etude sismostratigraphique et sédimentologique du Bassin
Sénégalo-Mauritanien dans le secteur de Diourbel et Thiès. Thèse de doctorat : Univ.
Genève, 2012, no. Sc. 4445
URN : urn:nbn:ch:unige-248771
DOI : 10.13097/archive-ouverte/unige:24877
Available at:
http://archive-ouverte.unige.ch/unige:24877
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UNIVERSITE DE GENEVE FACULTÉ DES SCIENCES Département de Géologie et Paléontologie Prof. G.E. GORIN
UNIVERSITE CHEIKH ANTA DIOP, (Dakar, Sénégal) FACULTE SCIENCES ET TECHNIQUES
Département de Géologie Prof. Papa Malik NGOM
E TUDE SISMOSTRATIGRAPHIQUE ET SÉDIMENTOLOGIQUE DU BASSIN SÉNÉGALO - MAURITANIEN DANS LE SECTEUR DE
D IOURBEL ET T HIÈS THÈSE
Présentée à la Faculté des Sciences de l’Université de Genève pour obtenir le grade de Docteur ès sciences, mention Sciences de la Terre
par
Matar NDIAYE
de
Rufisque (Sénégal)
Thèse No 4445
GENEVE
Atelier d’impression ReproMail 2012
Terre & Environnement, vol. 112, xiii + 175 pp. (2012)
ISBN 978-2-940472-12-3
Section des sciences de la Terre et de l'environnement, Université de Genève, 13 rue des Maraîchers, CH-1205 Genève, Suisse Téléphone ++41-22-379.66.28 - Fax ++41-22-379.32.11
http://www.unige.ch/sciences/terre/
i Abstract
Keywords : seismostratigraphic units, seismic, petrography, sedimentology, palaeontology, pre-rift, syn-rift, post- rift, subsidence, tholeiitic volcanism, siliciclastics, peri-Atlantic basins, passive margin.
The study area is located in the onshore part of the Senegal-Mauritania Basin (referred to as MSGBC Basin) in the zone of Thiès and Diourbel, in the centre of the Senegal basin. The aim of this study is to seismostratigraphically reinterpret old petroleum data (2-D seismic lines and three oil wells) in this poorly evaluated zone, integrating gravimetric and magnetic data, and trying to get new information from petrological, paleontological and sedimentological data from samples recovered in existing wells.
The new seismostratigraphic interpretion of 2-D data, coupled with the other source of information, has allowed the distinction of nine seismostratigraphic units, the seven upper ones having been penetrated by wells. In the deeper part, the Precambrian-Paleozoic ante- rift phase is well differentiated from the syn-rift phase (seismostratigraphic unit U2) of Permo- Triassic to Middle Jurassic age. The rifting phase is associated with transform faults and results in a series of sub-basins or compartments aligned in a north-south direction. Listric faults are observed forming half-grabens. The syn-rift sedimentation fills in these local basins and shows periods of variable subsidence. Tholeitic volcanism, which marks the first phase of rifting in peri-Atlantic basins, is present in the MSGBC Basin. It penetrates through syn-rift deposits and could be of Jurassic age.
The post-rift phase can be subdivided in seven seismostratigraphic units. It begins with a basal conglomerate probably of Late Jurassic age, associated with an important phase of erosion. The study of post-rift seismostratigraphy in association with the lithostratigraphy from wells shows essentially siliciclastic sequences deposited in shallow marine environment with lateral facies variations. Paleontological investigations have revealed the existence of microfossils in an environment so far considered as azoic. A new association of Ruglobigerines allow a Campanian datation in well KB1 and dinoflagellate kysts have been encountered in the Senonian
Isopach and isochrone maps show that tectonic activity has been the main controlling factor in the deposition of post-rift sediments, at least until the end of the Cretaceous.
This study confirms that the MSGBC Basin is a passive margin, divergent basin. But its evolution is different from that of other peri-Atlantic basins, in a sense that the structural
ii
influence lasts at least until the end of the Cretaceous. Despite the progress made by our interpretation, it must be highlighted that lots of informations are still missing in the the MSGBC Basin. Published data are much more numerous on the American side than the African side of the Atlantic.
Finally, from a petroleum geology perspective, the existence of the half grabens associated with seismostratigraphic unit U2 is attractive, because this type of structures could be a potential objective for deep exploration. It would require a tighter seismic grid, and ideally a deep well.
iii Résumé
Mots-clé : unités sismostratigraphiques, sismique, petrographie, sedimentologie, palaeontologie, pré-rift, syn-rift, post-rift, subsidence, volcanisme tholéitique, siliciclastics, bassins péri-atlantiques, marge passive
La zone d’étude est située dans la partie terrestre du Bassin sénégalo-mauritanien (ci- dessous appelé Bassin MSGBC) dans la région de Thiès et Diourbel, au centre du Bassin du Sénégal. Le but de cette étude est de ré-interpréter sismostratigraphiquement d’anciennes données pétrolières (sismique 2-D et trois puits) dans cette zone très mal évaluée. Cette étude a été faite en intégrant des données gravimétriques et magnétiques, et en essayant de dégager de nouvelles informations à partir de données pétrologiques, paléontologiques et sédimentologiques obtenues sur des échantillons récupérés dans les puits existants.
La nouvelle interprétation sismostratigraphique des données 2-D, associée aux autres sources d’information, a permis de distinguer neuf unités sismostratigraphiques, dont les sept plus jeunes ont été testées par des puits. Dans la partie plus profonde, le substratum anté-rift du Précambrien-Paléozoïque est bien différenciée de la phase syn-rift (unité U2) d’âge permo-triassique à jurassique moyen. La phase de rift est associée avec des failles décrochantes et résulte en une série de sous-bassins ou compartiments alignés dans une direction nord-sud. On observe des failles listriques qui définissent des demis-grabens. La sédimentation syn-rift remplit ces bassins locaux et montre des période de subsidence variable. Du volcanisme tholéitique, qui marque la première phase de rifting dans les bassins péri-atlantiques, est présent dans le Bassin MSGBC. Il traverse les dépôts syn-rift et pourrait être d’âge jurassique.
La phase post-rift peut être subdivisée en sept unités sismostratigraphiques. Elle commence avec un conglomérat basal d’âge probablement jurassique supérieur, associé à une importante phase d’érosion. L’étude sismostratigraphique de la séquence post-rift associée avec la lithostratigraphie des puits montre des séquences essentiellement silicoclastiques déposées dans un environnement marin peu profond avec variations latérales. Les résultats paléontologiques ont révélé l’existence de microfossiles dans un environnement considéré jusque là comme azoïque. Une nouvelles association de Rugoglobigérines donne un âge campanien dans le puits KB1 et des kystes de dinoflagellés ont été trouvés dans du Sénonien
Les cartes d’isochrones et d’isopaques montre que la tectonique a été le facteur dominant contrôlant la sédimentation des sédiments post-rift, au moins jusqu’à la fin du Crétacé.
iv
Cette étude confirme que le Bassin MSGBC est un bassin divergent de marge passive. Mais son évolution est différente de celle d’autres bassins péri-atlantiques, dans le sens où l’influence structurale dure au moins jusqu’à la fin du Crétacé. Malgré les nouveaux résultats de cette nouvelle interprétation, il faut mentionner que beaucoup de données sont encore manquante dans le Bassin MSGBC. Les données publiées sont beaucoup plus nombreuses du côté américain de l’Atlantique que du côté africain.
Finalement, du point de vue géologie du pétrole, l’existence de demi-grabens associés à l’unité sismostratigraphique U2 est très intéressante, parce que ce type de structures pourrait être un objectif potentiel pour de l’exploration profonde. Cela requerrait une grille sismique plus dense, et idéalement un puits profond.
v
Remerciements
Je remercie très sincèrement le Professeur Georges Edouard GORIN pour avoir accepté de diriger ce travail de thèse. Ces conseils experts et très précieux m’ont accompagné durant tout mon cursus universitaire à Genève. J’admire en lui son esprit d’ouverture, sa simplicité, son humanisme et son sens du travail. Qu’il trouve ici toute ma gratitude et celle de toute la famille ici au Sénégal.
Il en est de même pour le Professeur Papa Malick NGOM qui a guidé mes premiers pas en géologie et qui m’a initié sur le terrain. Il m’a accompagné durant mon travail de DEA et a accepté de codiriger cette thèse. Je le remercie très sincèrement pour sa disponibilité et son sens du partage.
Monsieur Joseph MÉDOU, Directeur de la Promotion à Petrosen, a bien voulu mettre à ma disposition toutes les données disponibles pour réaliser ce travail. Il a aussi été d’une grande disponibilité et gentillesse. Je le remercie infiniment de même que tous ces collègues de Petrosen, en l’occurrence Ndèye Rokhaya DIALLO, Mamadou KÂ, pour leur détermination à mettre à ma disposition toutes les informations nécessaires pour ce travail.
La réalisation de ce mémoire serait très difficile sans les apports financiers des fondations Schmidheiny, Lombard-Odier et Birgit qui ont permis les déplacements pour la récolte de données sur le terrain. Je les remercie pour la confiance qu’elles ont portée en moi.
Pour l'honneur qu'ils me font de juger ce travail, je tiens à exprimer ma profonde reconnaissance
au professeur Michel Villeneuve qui a beaucoup œuvré pour la géologie de l’Afrique,
au docteur Mario Sartori, pour ses conseils précieux et l’enseignement très pédagogique et de qualité.
J’accorde une mention spéciale au Professeur Roland Wernli pour son enseignement mais aussi pour ses conseils très précieux en ce qui concerne la méthodologie de travail. Il a beaucoup contribué à la détermination des échantillons. Qu’il retrouve ici toute ma gratitude.
vi
Pierrot et François du laboratoire de géologie se sont personnellement investis pour la réalisation de ce travail en mettant à ma disposition tout le matériel nécessaire et ceci sans état d’âme. Je leur en suis particulièrement reconnaissant.
C’est aussi l’occasion de remercier tous les professeurs de Genève qui m’ont transmis leur connaissance en géologie : Profs. Eric DAVAUD, Walter WILDI, Pascal KINDLER, pour leurs conseils et enseignement de terrain. Il en est de même pour Jacques Metzger, Prof. Daniel ARISTEGUI et Dr Elias SOUMANKASSOU pour leur agréable compagnie.
Depuis mon arrivée à Genève, Jacqueline FELLMAN m’a assisté efficacement dans toute démarche administrative. Qu’elle retrouve ici toute ma reconnaissance ainsi que celle de mon épouse et de mes enfants.
Il en est de même pour le Professeur Rossana MARTINI qui m’a offert mon premier sac à dos pour aller sur le terrain. Qu’elle retrouve ici toute ma reconnaissance pour avoir partager son expérience de terrain.
Je ne pourrai jamais oublier Sandra Levai, qui, malgré ses nombreuses préoccupations m’a toujours rendu service pour la recherche de références bibliographiques.
Je réserve une mention spéciale à Madame Barbara BIANCHI directrice de L’Association Lecture et Compagnie qui m’a appris pas mal de chose dans l’organisation mais aussi pour son appui financier. J’admire son humanisme et son sens fort de l’amitié.
Aïssatou et les enfants te remercient infiniment.
Aux camarades Marc, Chadia, Jérôme, Nathalie, Simon, Aurélie, Fanny et Nicolas, votre esprit d’ouverture et de partage me marqueront à jamais.
À tous les collègues du 3ème : Jérôme, Sylvain, Mapathé, Olivier, Mortaza, Sabrina, Stéphanie, Karine & Luc, Aurèle, Olivier, Katrina, Fabienne, Christina, Paola, Lina, Chloé, Claude-Alain, Mélanie, Muriel pour les fondues spéciales et repas de midi inoubliables.
À mes voisins des Epinettes : Mirwais, Alessia, Bettina.
À mes compatriotes sénégalais : Mapathé, Birane, Aliou, Ndongo.
À mes collègues de Noctambus : Sylvia, Géraldine, Roger…
vii
Je dédie ce travail à ma défunte grand-mère, à mes parents, à mes frères et sœurs, à ma très patiente et adorable épouse Aïssatou, à Fatima, à Aïcha et
…à Ndèye Maguette.
Pages
Abstract ... i
Résumé ... iii
Remerciements ... v
Table des matières ... viii
Liste des figures et tableaux ...xi
Chapitre 1. Introduction générale ... 1
1.1. Contexte global ... 2
1.2. Intérêt pétrolier ... 3
1.3. Localisation et problématique de la zone étudiée ... 4
1.4. Buts de l’étude ... 5
Chapitre 2. Cadre géologique ... 6
2.1. Cadre géographique et géologique ... 7
2.2. Le substratum anté-rift ... 8
2.2.1. Le socle précambrien ... 9
2.2.2. Le socle paléozoïque ... 11
2.2.3. Les ceintures panafricaines et hercyniennes ... 11
2.2.4. Le bassin de Diourbel ... 12
2.2.5. Conclusions ... 12
2.3. La phase syn-rift... 13
2.4. La phase post-rift ... 18
2.4.1. Les terrains jurassiques ... 20
2.4.2. Les unités lithologiques crétacées... 21
2.4.3. Les terrains cénozoïques ... 25
2.5. Structure du bassin ... 26
2.5.1. Introduction ... 26
2.5.2. Le système est-ouest ... 27
2.5.3. Le système NNW -SSE ... 28
ix
2.5.4. Le système NE-SW ... 30
2.6. Subsidence du bassin sénégalo-mauritanien ... 30
2.7. Magmatisme dans le bassin sénégalo-mauritanien ... 33
2.7.1. Le magmatisme tholéiitique ... 33
2.7.2. Le magmatisme alcalin ... 35
2.8. Conclusions ... 36
Chapitre 3. Méthodes et base de données ... 38
3.1. Introduction... 39
3.2. Étude des affleurements ... 39
3.2.1. Campano-Maastrichtien du Cap de Naze ... 40
3.2.2. Paléocène de Poponguine ... 40
3.2.3. Paléocène et Éocène de Toubab-Dialaw ... 40
3.2.4. Calcaire gréseux éocène de la carrière de Bargny ... 42
3.2.5. Volcanisme tertiaire du Cap-Manuel ... 42
3.2.6. Volcanisme quaternaire des Mamelles ... 42
3.3. Méthodes géophysiques ... 44
3.3.1. La méthode gravimétrique ... 44
3.3.2. La méthode magnétique ... 47
3.3.3. La méthode magnéto-tellurique ou électromagnétique ... 48
3.3.4. Méthode sismique réflexion ... 51
3.3.4.1. Introduction ... 51
3.3.4.2. Apports de la sismique à l’étude des marges Continentales ... 51
3.3.4.3. Données sismiques disponibles ... 52
3.4. Forages ... 55
3.4.1. Introduction ... 55
3.4.1. Le forage de Diourbel-1 (DL1) ... 57
3.4.1.1. Le « socle » ... 57
3.4.1.2. Le Crétacé inférieur... 59
3.4.2. Le forage de Kolobane-1 (KB1) ... 59
3.4.2.1. Le « socle » ... 59
3.4.2.2. Couverture sédimentaire... 61
x
3.4.3. Le forage de Ndofane-1 (ND1) ... 61
3.4.3.1. Le « socle » ... 61
3.4.3.2. La couverture sédimentaire ... 63
3.5. Conclusions ... 64
Chapitre 4. Résultats et discussion ... 65
4.1. Introduction... 66
4.2. Calage des horizons sismiques ... 66
4. 2. Unité sismostratigraphique U1 ... 69
4.3. Unité sismostratigraphique U2 ... 73
4.3.1. Analyse et interprétation ... 73
4.3.2. Le magmatisme ... 78
4.3.3. Discussions ... 84
4.4. Unité sismostratigraphique U3 ... 86
4.5. Unité sismostratigraphique U4 ... 89
4.6. Unité sismostratigraphique U5 ... 93
4.7. Unité sismostratigraphique U6 ... 97
4.8. Unité sismostratigraphique U7 ... 99
4.9. Unité sismostratigraphique U8 ... 102
4.10. Unité sismostratigraphique U9 ... 105
4.11. Comparaison avec d’autres interprétations ... 106
4.12. Corrélation avec d’autres marges péri-atlantiques ... 107
4.13. Conclusions ... 111
Chapitre 5. Conclusions générales ... 116
Références bibliographiques ... 120
AnnexeA1 ... 129
Annexe A2 ... 132
Annexe A3 ... 137
Annexe A4 ... 140
Annexe A5 ... 144
Annexe A6 ... 158
Annexe A7 ... 173
xi
Liste des figures et tableaux
Figures
Figure 1.1. Bassins de marge passive de l’Atlantique ...2
Figure 1.2. Répartition des permis d’exploration, prospects et leads onshore et offshore du bassin sénégalais ...4
Figure 2.1. Cadre géologique du bassin du MSGBC ...7
Figure 2.2. Carte géologique du bassin sénégalais ...9
Figure 2.3. Coupe géologique Dakar-Bakel dans le bassin du Sénégal ... 10
Figure 2.4. Stades rift et drift durant la séparation de l’Afrique et de l’Amérique du Nord. .... 14
Figure 2.5. Les grandes structures du bassin sénégalo-mauritanien ... 15
Figure 2.6. Coupe géologique interprétative à travers les bassins de Dakar et de Casamance ... 17
Figure 2.7. Colonne stratigraphique synthétique du bassin du MSGBC ... 19
Figure 2.8. Paléogéographie du Jurassique ... 20
Figure 2.9. Paléogéographie du Néocomien ... 22
Figure 2.10. Schéma de la structuration de l’Ouest africain au Jurassique et au Crétacé ... 28
Figure 2.11. Courbes d’accumulation et de subsidence du bassin du MSGBC ... 31
Figure 2.12. Basaltes du Jurassique inférieur de la province magmatique de l’Atlantique central ... 34
Figure 3.1. Affleurements du bassin sénégalo-mauritanien dans la région du Cap-Vert ... 39
Figure 3.2. Campano-Maastrichtien du Cap de Naze ... 40
Figure 3.3. Carrière de Ndayane ... 41
Figure 3.4. Paléocène et éocène de Toubab Dialaw ... 41
Figure 3.5. Calcaire gréseux éocène de Bargny ... 42
Figure 3.6. Volcanisme tertiaire de Gorée ... 43
Figure 3.7. Volcanisme quaternaire des Mamelles ... 43
Figure 3.8. Carte d’anomalies gravimétrique du bassin sénégalais. ... 46
Figure 3.9. Carte d’anomalie magnétique du bassin sénégalais ... 48
Figure 3.10. Blocs diagrammes représentant trois coupes géoélectriques et leur interprétation ... 50
Figure 3.11. Localisation des lignes sismiques et des forages disponibles dans le secteur étudié de Diourbel et de Thiès ... 54
Figure 3.12. Carte des puits et forages au Sénégal ... 56
xii
Figure 3.13. Lithostratigraphie du forage DL1 et échantillonnage dans les carottes ... 58
Figure 3.14. Lithostratigraphie du forage KB1 ... 60
Figure 3.15. Lithostratigraphie du forage ND1 ... 62
Figure. 4.1. Sismogramme synthétique ... 67
Figure 4.2. Coupe N-S du secteur d’étude basée sur les profils sismiques L2 et L7 ... 68
Figure 4.3. Profil sismique L1 montrant la distribution des unités U1 à U9 dans une direction W-E. ... 69
Figure 4.4. Carte d’isohypses de l’horizon H1 ... 70
Figure 4.5. Vue en perspective de l’horizon H1 ... 71
Figure 4.6. Carte d’anomalies gravimétriques du secteur étudié ... 73
Figure 4.7. Carte d’anomalies magnétiques du secteur étudié ... 73
Figure 4.8. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U2 ... 75
Figure 4.9. Carte d’isohypses de l’horizon sismique H2 ... 75
Figure 4.10. Interprétation sismostratigraphique détaillée de l’unité sismique U2 de la ligne L1 ... 76
Figure 4.11. Bassins pré-mésozoïques sénégalo-guinéens ... 77
Figure 4.12. Schéma décrivant l’évolution de la province de l’Atlantique central du Trias à l’actuel ... 78
Figure 4.13. Mise en évidence d’intrusion de sills d’âge miocène dans la partie offshore du bassin sénégalais ... 80
Figure 4.14. Profil sismique L4 montrant une laccolite qui serait monté à travers l’unité U2 ... 81
Figure 4.15. Niveaux d’échantillonnage de roches magmatiques dans le forage KB1 ... 82
Figure 4.16. Niveaux d’échantillonnage de roches magmatiques dans le forage ND1 ... 83
Figure 4.17. Position des échantillons de roches magmatiques des forages KB1 et ND1 dans le diagramme de classification Nb-Y/Zr-TiO2 ... 84
Figure 4.18. Détail de l’unité sismostratigraphique U3 ... 87
Figure 4.19. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U3. ... 88
Figure 4.20. Carte d’isohypses de l’horizon H3 ... 88
Figure 4.21. Localisation des échantillons dans les forages et unités sismostratigraphiques ... 90
Figure 4.22. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U4 ... 91
Figure 4.23. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphique H4 ... 92
Figure 4.24. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U5 ... 94
xiii
Figure 4.25. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphique H5 ... 94
Figure 4.26. Troncature érosive de l’unité sismostratigraphique U5 sous U6 ... 95
Figure 4.27. Vue en perspective de l’horizon sismostratigraphique H5 ... 96
Figure 4.28. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U6 ... 98
Figure 4.29. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphique H6 ... 99
Figure 4.30. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphiquesU7... 100
Figure 4.31. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphiques H7 ... 101
Figure 4.32. Carte d’isopaques de l’unité sismostratigraphique U8. ... 102
Figure 4.33. Carte d’isohypses de l’horizon sismostratigraphique H8 ... 103
Figure 4.34. Terminaisons de réflecteurs de l’unité U8 en downlap sur l’unité H7 ... 104
Figure 4.35. Arrivée en onlap de l’unité sismostratigraphique U9 sur U8 ... 105
Figure 4.36. Interprétation de la ligne L1 ... 106
Figure 4.37. Position de l’Afrique de l’Ouest et de l’Amérique du Nord avant l’ouverture océanique ... 108
Figure 4.38. Profil sismique interprété du bassin de rift de Jedburg ... 110
Figure 4.39. Évolution de la plume centrale atlantique depuis le Permien... 111
Figure 4.40. Activité des failles transformantes du Précambrien au Mésozoïque et type de magmatisme associé dans le secteur étudié ... 114
Tableaux Tableau 3.1. Historique des prospections gravimétriques et magnétiques ... 45
Tableau 3.2. Acquisitions sismiques dans le bassin du MSGBC ... 53
Tableau 3.3. Caractéristique des lignes sismiques utilisées dans la zone d’étude ... 55
Tableau 3.4. Échantillonnage dans les niveaux basaltiques du Forage ND1 ... 63
Tableau 4.1. Détermination des échantillons pris dans les forages KB1 et ND1 ... 83
Tableau 4.2. Interprétation comparée de la ligne L1 au niveau du forage de Diourbel ... 107
Tableau 4.3. Principales unités de faciès sismostratigraphique et interprétation de leur environnement de dépôt ... 113
Chapitre 1
Introduction générale
2 1.1. Contexte global
Le bassin sénégalo-mauritanien, comme celui de Tarfaya, de la Côte d’Ivoire, du Nigéria, de l’Angola, de la Namibie et leur partie homologue sur le côté est de l’Amérique du Nord (Blake Plateau, Scottian basin, Carolina basin), sont le résultat de l’ouverture de la partie centrale de l’Océan Atlantique (Figure 1.1). Cette ouverture a eu lieu dès le Permo-Trias avec la dislocation de la Pangée (Furon, 1960 ; Burke, 1976 ; Chanut & Micholet, 1988 ; Flicoteaux et al., 1988 ; Villeneuve et al., 2006) et la naissance du bassin sénégalo- mauritanien et celui de Tarfaya. Alors que les bassins de la Côte d’Ivoire, du Nigéria, de l’Angola et de la Namibie, de même que leurs homologues dans la partie est de l’Amérique du Sud, se sont formés plus tard avec la séparation du Gondwana au Jurassique. L’évolution géodynamique de ces bassins de marge passive est très distincte.
Par exemple le bassin sénégalo-mauritanien est une marge divergente. Le bassin de la Côte d’Ivoire est une marge transformante. Alors que la marge de la Guyane est d’abord transformante puis divergente (Latil-Brun, 1987).
Figure 1.1. Bassins de marge passive de l’Atlantique
(MSGBC : Maurianie-Sénégal-Gambie-Bissau-Conakry)
3
La plus grande partie du bassin sénégalo-mauritanien se trouve en territoire sénégalais.
Au nord le bassin s’étend jusqu’en Mauritanie et au sud en Gambie, en Guinée Conakry et même en Guinée Bissau : d’où le nom de bassin de MSGBC.
1.2. Intérêt pétrolier
L’intérêt pétrolier pour le bassin de MSGBC s’est manifesté depuis la découverte en 1917 de traces de bitume dans des roches calcaires paléocènes. En 1932 de nouveaux indices de gaz et d’huile sont apparus dans des forages d’eau aux environs de Dakar. Cela a suscité des efforts soutenus d'exploration au Sénégal.
C’est en 1952, avec la création d'un bureau de recherche pétrolière (BRP), qu’on passe à la phase d'exploration structurée du potentiel en hydrocarbures du bassin. Entre 1952 et 1962, 77 puits d’exploration ont été forés par la Société africaine des pétroles (SAP) et la Compagnie des pétroles Total Afrique de l’ouest (COPETAO). On assiste alors à la réalisation d’un programme intensif de travaux géophysiques et de forages. Cela a abouti, en 1961, à la découverte de gisements d’hydrocarbures en onshore dans le Maastrichtien de Diamniadio-Kabor. Malheureusement, ces gisements sont jugés non économiques.
L'intérêt pétrolier s'est par la suite déplacé vers la zone offshore, où les investigations ont permis d'identifier, en 1967, une accumulation dans les foraminiférites oligocènes du Dôme Flore au large de la Casamance (Figure 1.2). Malgré des réserves estimées à un milliard de barils de pétrole lourd, le gisement sera jugé non rentable.
Au début des années 1970 des indices d'huile légère ont été mis en évidence dans le bassin de MSGBC.
En 1981 la société des pétroles du Sénégal (PETROSEN) est créée en vue de relancer la recherche et d’effectuer le découpage d’une partie du bassin en blocs ou permis d’exploration (Figure 1.2). Cela a permis des avancées technologiques en matière de traitement, d’interprétation et de modélisation sismique et géologique. Ainsi, on assiste à la mise en évidence de plusieurs pièges d’hydrocarbures en offshore. Dans la zone onshore, 62500 barils de pétrole léger et 35600 barils de condensat sont produits entre 1987 à 2000 dans la zone de Diamniadio.
On distingue deux systèmes pétroliers dans le bassin de MSGBC : le système anté- cambrien et paléozoïque et le système mésozoïque et cénozoïque (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990).
Les nombreuses investigations entreprises dans le bassin sénégalais ont permis :
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- de découvrir des hydrocarbures à Diamniadio, en Casamance et à Gadiaga - de mettre en évidence des roches-mères dans les argiles du Turonien, du
Cénomanien, de l’Albo-Aptien ;
- de découvrir divers types de pièges d’hydrocarbures en offshore profond ;
- de supposer la présence en onshore d’un bassin d’âge paléozoïque dont le potentiel pétrolier pourrait être important.
1.3. Localisation et problématique de la zone étudiée
La région d’étude se situe dans la partie onshore du bassin sénégalo-mauritanien dans la région de Thiès et de Diourbel (Figure1.2). Elle se situe au centre du bassin et couvre tout le bloc de Diourbel et une partie du bloc de Thiès, de Mbour, de Kaolack (Saloum) et de Linguère (Louga).
Figure 1.2. Répartition des permis d’exploration, prospects et leads onshore et offshore du bassin sénégalais
Le choix est porté sur la zone d’étude de Diourbel-Thiès car la principale problématique y est le manque d’information. Ceci est dû au fait que dans cette région on ne dispose que :
5 - de très peu de puits ;
- d’une couverture sismique très faible ;
- d’un ensemble de données qui sont très anciennes ;
- d’une connaissance très partielle, en particulier dans la partie profonde où très peu de données sont disponibles.
1.4. 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 révélatrice d’une émersion. C’est ce qui explique les lacunes observés dans les sondages.
Dans la presqu’île du Cap-Vert (Dakar) le sondage CV1 (Figure 2.9) a traversé plus de 1405 mètres d’une alternance d’argiles et de grès quartzitiques azoïques depuis l’Aptien, et dont la base correspondrait à des niveaux assez bas du Crétacé inférieur (Figure 2.6).
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Figure 2.9. Paléogéographie du Néocomien (d’après Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987, modifiée)
Vers le centre du bassin les dépôts sont continentaux et correspondent à une partie des silts bruns bariolées du sondage de Diourbel (Pasmi, 2009).
Sur le plan biostratigraphique la base des sondages de la marge occidentale n’a livré que des algues. Leur partie supérieure a fourni Choffatella decipiens et Pseudocyclammina hedbergi, foraminifères connus au Barrémien et à l’Aptien (Ardjuna Ressources Ltd.
Provident Projects International Inc., 1990).
Comme le Néocomien, l’Aptien et l’Albien sont uniquement connus grâce aux forages. Sur le plan lithologique les dépôts de l’Aptien sont constitués d’argiles, de silts et de grès dans le Cap-Vert. En Casamance l’Aptien est représenté par des calcaires, des argiles, des silts et des grès à passages d’anhydrite. Dans le centre du bassin, l’Aptien est marqué essentiellement par des dépôts continentaux à Diourbel. En Casamance il peut varier de quelques dizaines de mètres à environ 500 mètres au niveau du forage CM4 (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990 ; Pasmi, 2009) (Figure 2.6).
Sur le plan biostratigraphique les sondages Br1, CM1 et CM4 (Figure 2.6) ont livré des
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Orbitolinidés de l’Aptien supérieur en plus des foraminifères benthiques Choffatella decipiens et Pseudocyclammina hedbergi.
Dans l’Albien, les faciès sont généralement semblables du nord au sud du bassin. Sur le plan lithologique, la série comprend une alternance de calcaires, d’argiles, de silts et de grès dans la marge occidentale. Les niveaux inférieurs présentent localement des passées conglomératiques au nord et des traces d’anhydrite en Gambie et en Casamance (Pasmi, 2009).
Le Cénomano-Turonien est marqué par une transgression qui a atteint un maximum au Turonien. La section est caractérisée par une lithologie clastique fine. Les dépôts d’argiles riches en matière organique sont considérés comme d’excellentes roches-mères pour les hydrocarbures (Nzoussi, 2003). Ce changement du niveau marin semble avoir été un évènement mondial et correspond à une période de très faible apport sédimentaire. Le Turonien est presque exclusivement constitué de shale gris à noirâtre généralement riche en matière organique.
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 conduit au dépôt d’un faciès plus terrigène.
Le Cénomano-Turonien est rencontré dans tous les forages du bassin et constitue un excellent repère stratigraphique, mais il est mieux représenté dans les compartiments sud.
Dans les forages, le Sénonien est une séquence clastique de sable et grès avec intercalations de shale silteux qui couvre une partie de la portion onshore du bassin et la zone de plateau interne. Le Sénonien marque le début du cycle régressif avec une importante phase érosive.
Vers la mer à l’ouest les principales unités lithologiques sont constituées de marnes grises et noires. Entre les deux zones, il y a une séquence intermédiaire de marnes et des intercalations de calcaires. Les conditions pélagiques prévalaient durant le Sénonien inférieur et moyen et on a un dépôt de shale dans une profondeur d’eau de plus de 200 mètres (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987).
Les affleurements du bassin du Sénégal débutent au Campanien. Leur étude détaillée sera effectuée au prochain chapitre. Le Campanien est le premier terrain à affleurer sous forme d’argiles noires feuilletées surmontées par un banc de grès calcaire bioturbé fossilifère (Sarr, 1995).
Le Maastrichtien affleure dans le horst de Diass (Sarr, 1998) en particulier sur le littoral où il forme des falaises sablo-gréseuses et silto-argileuses (Figures 2.2, 2.3 et 2.6). Il a été
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traversé par de nombreux forages pétroliers et de recherche d’eau, la « nappe des sables maastrichtiens » constituant le principal aquifère du Sénégal (Pasmi, 2009). Le Maastrichtien se termine avec l’épisode tectonique de la phase laramienne à la fin du Crétacé qui provoque le soulèvement et l’émersion du horst de Diass, ainsi que l’ascension de diapirs de sel au large de la Casamance, (Atlantic Ressources LTD, BEICIP, Petroconsultants S.A., 1987). Durant le Maastrichtien un cycle régressif prend place et est représenté à la base par deux faciès :
- le premier est un sable blanc peu consolidé d’origine terrigène avec quelques intercalations de calcaire et de shale. Ce dépôt recouvre une grande partie de l’onshore en Mauritanie, au Sénégal et en Guinée-Bissau.
- le second faciès, à l’ouest, est représenté par un assemblage de shale gris avec mince intercalations de silts et grès fins. L’environnement régressif progradationnel durant cette période donne une séquence plus argileuse à la base devenant graduellement plus grossière au sommet.
L’épaisseur du Maastrichtien est extrêmement variable : de quelques mètres à 1700 mètres.
Le Crétacé inférieur à moyen et le Sénonien du bassin sénégalais sont essentiellement caractérisés par des dépôts détritiques, surtout dans la partie onshore, et qui deviennent carbonatés vers l’ouest. Sur le plan pétrolier, ces dépôts détritiques présentent de bonnes caractéristiques de réservoirs (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990). La couche épaisse et continue d’argiles cénomano-turoniennes qui a été cartée sur une grande partie du bassin de MSGBC forme une excellente couverture pour les réservoirs sous-jacents (Ardjuna Ressources Ltd. Provident Projects International Inc., 1990). En même temps, le Cénomano-Turonien présente de bonnes caractéristiques de roche-mère. En effet, le modèle de simulation de l’histoire thermique du bassin sénégalais montre que la genèse des hydrocarbures par les formations cénomano-turoniennes a eu lieu à la fin du Crétacé. L’expulsion de ces derniers hors de la roche-mère s’est effectuée à l’Éocène, et leur migration vers des pièges essentiellement structuraux s’est produite à la faveur de failles sub-verticales. La prédominance d'une matière organique de type III donne à ces roches-mères une tendance à produire du gaz (Nzoussi, 2003, Veeken, 2007).
Dans la bordure orientale du bassin, les argiles maastrichtiennes probablement d’origine lacustre présentent de bonnes caractéristiques de roches-mères (Ardjuna Ressources Ltd.
Provident Projects International Inc., 1990). Mais dans la partie onshore où le
