UNIVERSITE D'AVIGNON
ET DES PAYS DE VAUCLUSE
THESE
présentée
à
la Faculté des Sciences
pour obtenir le grade de Docteur ès Sciences
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Yves, Jean-Claude BELLION
HISTOIRE GEODYNAMIQUE POST·PALEOZOIQUE
DE L'AFRIQUE DE L'OUEST
D'APRES L'ETUDE DE QUELQUES BASSINS
SEDIMENTAIRES
(Sénégal, Taoudenni, Iullemmeden, Tchad)
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soutenue le 13 novembre 1987 devant la Commission d'Examen
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DARS René
Président, Rapporteur
BLAVOUX Bernard
DIA Ousseynou
GUIRAUD René
Rapporteur
KOGBE Cornelius
LANG Jacques
Rapporteur
PEYBERNES Bernard

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3
IN°rRODUCTION
La présente étude porte sur "histoire géodynamique post-paléozoïque de l'Afrique de
l'Ouest. Elle concerne les bassins sédimentaires méso-cénozoïques d'une très vaste région
qui est comprise entre la chaîne alpine d'Afrique du Nord et les zones de socle précambrien
des boucliers éburnéen, nigérian et congolais (f1g.0.1.). A terre, ceUe
région à fait
l'objet de nombreux travaux pour la plupart anciens, qui avaient pour but l'exploration et
la cartographie géologique systématique des régions sahariennes et de l'Afrique occidentale
française. Elles ont été menées à bien principalement par le corps des géologues de la
France d'outre-mer. En mer, des campagnes de recherche sismique et des forages ont été
réalisés plus récemment ou sont actuellement en cours sur la marge ouest - africaine.
Ce travail est l'aboutissement de plusieurs missions de terrain menées le plus
souvent en collaboration avec R. GUIRAUD et/ou J. BENKHELlL, de l'analyse et de la
révision des données des dossiers et des coupes de forages hydrauliques et surtout
pétroliers, ainsi que de la synthèse et de la comparaison de nombreux ouvrages, documents
et publications (fig. 0.10)'
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Je présenterai ici une étude détaillée des bassins sédimentaires sahéliens pour
lesquels on dispose à la fois de données Iithostratigraphiques et de données tectoniques (ces
dernières étant cependant beaucoup moins nombreuses) : les bassins sénégalo-
mauritanien, de Taoudenni, des lullemmeden et du Tchad. Leur histoire géologique est
ensuite comparée avec celle des autres bassins sahariens de l'Afrique de l'Ouest, pour
lesquels les données tectoniques sont pratiquement inexistantes et qui ne pouvaient donc
pas être traités de la même manière que les précédents.
Pour chacun des quatre bassins sahéliens, je décrirai successivement la
Iithostratigraphie, la tectonique et l'histoire géodynamique. Toutefois je traiterai aussi
séparément le magmatisme crétacé, tertiaire et quaternaire du bassin du Sénégal, qui est
relativement complexe et qui méritait une description plus détaillée.
Ainsi, l'exposé qui suit est naturellement subdivisé en cinq chapitres. Les quatre
premiers concernent les bassins sahéliens, étudiés successivement en fonction de leur
position géographique d'Ouest en Est. Le dernier, dans lequel sont établies des comparaisons
avec les bassins sahariens, constitue l'essai de synthèse de l'histoire géodynamique. Cette
histoire géodynamique est résumée dans les conclusions, qui mettent également en relief les
apports nouveaux et les points méritant de donner lieu à des recherches plus précises.

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Figure 0.1 • Localisation des zones étudiées
Hachuré oblique lâche: Analyse bibliographique détaillée; Hachuré oblique serré: Etudes
personnelles (terrain et/ou forages)

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Chapitre 1
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Figure 1.1 • Plan de localisation des forages pétroliers
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Figure 1.3 - Le bassin sénégalo-maurltanlen et les
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(GUIRAUD et al., 1985b).
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1- INTRODUCTION
1.1-
Historique
Depuis le début du dix-neuvième siècle et le premier document précis dû è LEPRIEUR
(1829), le bassin sénégalo-mauritanien et son prolongement océanique ont fait l'objet de
nombreux travaux dont l'historique peut être divisé en deux grandes périodes.
- Ayant
1952 l'étude géologique du bassin consiste d'abord en un inventaire
paléontologique et pétrographique des affleurements dressé par divers auteurs, parmi lesquels
les noms les plus fréquemment .cités sont ceux de CHAUTARD, CHUDEAU, ETIENNE
(-l'inventeur" des phosphates découverts en 1897 sur la Petite COte), HUBERT, LAMBERT,
MEUNIER et VASSEUR, et ensuite principalement en des levés cartographiques et en des essais
d'établissement d'échelle stratigraphique par corrélation des différentes séries connues è
l'affleurement et dans les forages peu profonds de recherche d'eau. Ces travaux amorcés en
1911 par HUBERT, se multiplient ensuite jusqu'en 1950 è l'initiative de la Direction
Fédérale des Mines et de la Géologie (DFMG). Les noms de ARNAUD, BAUD, BESAIRIE,
COMBlER, FURON, GORODISKI, JACQUET, LYS, NICKLES et TESSIER reviennent le plus souvent.
Cependant, durant cette longue période, dont la fin est marquée par la thèse de TESSIER
(1952) qui constitue une excellente synthèse des connaissances accumulées alors sur l'Ouest
du Sénégal, les investigations n'ont pu porter que sur une tranche de terrain relativement
superficielle.
.
Aux environs de l'année 1900, la réalisation è Saint-Louis d'un sondage de recherche
d'eau, profond de 410 m, marque une étape importante et permet è MEUNIER (1904) de
donner une assez bonne description de la série tertiaire.
En 1917, le même auteur mentionne les premiers indices d'hydrocarbures et en 1928
TRELIS & SUESS (in TESSIER, 1952) signalent, dans les rapports de sondages de recherche
d'eau de la presqu'île du Cap-Vert, la présence de couches bitumineuses.
En 1934, JUNG donne une description détaillée de la tectonique du sous-sol dakarois. La
même année, COMBlER distingue deux épisodes volcaniques séparés par la cuirasse latéritique
è la pointe de Fann, établissant ainsi, par cette observation essentielle, la chronologie relative
du volcanisme de Dakar.
- En 1952 débute la reconnaissence pétrolière du bassin du Sénégal, rOle dévolu è la
Mission de Préreconnaissance Pétrolière en A.O.F. (MPPAOF), relayée dès 1956 par diverses
sociétés, parmi lesquelles la Société Africaine des Pétroles (SAP) qui a foré plus de 50 puits
de 1956 è 1962. L'exploration systématique du bassin par prospections géophysiques et
sondages profonds est ainsi entreprise, è terre tout d'abord, puis également sur le plateau
continental à partir de 1963. Actuellement, plus de cent forages de recherche pétrolière ont
été réalisés au Sénégal et en Gambie, sur terre comme en mer, le plus profond étant également
le plus récent : Kafountine (KAF 1), implanté en 1982 sur le littoral nord-casamançais et
arrêté è 5395 m. On trouvera la liste complète de ces ouvrages en annexe, et leur localisation
sur les figures 1.1 et 1.2.
Cet effort de prospection s'est concrétisé par la découverte d'un petit nombre de
gisements:
- deux petits gisements de gaz et d'huile dans la région de Rufisque, propriété actuelle de
la société Pétrosen ;
- le gisement d'huile lourde du -Dôme Flore- situé au large de la Casamance et dont les
réserves sont estimées à 100 millions de tonnes.
Ces recherches pétrolières ont fait avancer les connaissances de façon considérable, en
démontrant l'existence d'une série sédimentaire très épaisse et sans doute complète, débutant
très probablement au Trias, en montrant l'évolution systématique des faciès depuis les
bordures du bassin vers le large et en mettant en évidence le découpage de la marge par de
nombreux accidents et la présence d'un ensemble de dômes de sel au large de la Casamanèe.
Durant la même période, d'autres recherches à caractère scientifique ou appliqué ont
également été réalisées, tandis qu'étaient complétés les travaux cartographiques : synthèse à
11500 000 (1962), Sénégal Oriental (1963), cartes de la zone du fleuve (1967), presqu'île du
Cap-Vert (1976).

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Figure 1.4 • Carte géolog'q~ ~~~pll~lée cI:U bassin sédimentaire
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(d'après NAHON, 1976, tfiodifié).
1 : Socle granitisé du Précambrien .
i' : Cénozoïque altéré ("Continental terminal").
2 : Sédiments de couvenure de plate-Iorme
8
: Sédiments marins, lacustres et
(Protérozoïque supérieur et Paléozoïque).
fluviatiles quaternaires.
3 : Chaine plissée des Mauritanides.
9
: Sables quaternaires (ergs anciens et actuels).
4 : Mésozoïque.
10 : Front de chevauchement.
S : Mésozoïque ahéré.
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: Failles des horsts de Ndlass et de Dakar.
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11
Les géologues universitaires, et principalement ceux qui se sont succédé ou sont encore è
l'Université de Dakar, se sont intéressés à la stratigraphie et à la sédimentologie des
formations tertiaires et quaternaires et, plus récemment, au volcanisme et à l'histoire
structurale.
Des campagnes internationales ont été menées sur la marge océanique, dans le cadre
d'études lancées après 1968 et suscitées par la théorie de la tectonique des plaques
(programme Deep Sea Drilling Project, en particulier).
Enfin, les travaux à caractère appliqué se sont intensifiés, avec pour objectifs
principaux la recherche et l'exploitation de l'eau, des phosphates et des matériaux utiles.
Ainsi le bassin sénégalo-mauritanien et son prolongement océanique ont fait l'objet de
nombreux travaux géologiques et on conçoit qu'il soit souvent fait référence à ce bassin dans
les études portant sur l'Afrique de l'Ouest ou dans celles qui concernent l'histoire de
l'Atlantique.
Plusieurs publications revêtent de ce point de vue une importance particulière :
-Les synthèses géologiques, déjà anciennes et fréquemment citées, élaborées par
CASTELAIN (1965) et SPENGLER et al. (1966) à l'occasion des Congrès de Dakar (1963) et
de New Delhi (1964); elles restent valables
pour
l'essentiel,
et
la description
IIthostratlgraphique qui va suivre s'en inspire largement.
-Les études plus récentes de L1GER (1979), GUETAT (1981) et PONSARD (1984), qui
concernent la structure profonde du bassin à partir de l'interprétation des données
gravimétriques et magnétiques.
-Les résultats de campagnes océanographiques ou les travaux portant sur la marge
ouest-africaine, parfois comparée avec la marge est-américaine (UCHUPI et al., 1976 ;
DILLON & SOUGY, 1974 ; LEHNER & DE RUITER,1977 ; MEAGHER et al. 1977 ; JONES &
MGBATOGU, 1982 ; JANSA & WIEDMANN,1982 ; WISSMANN,1982 ; MARINHO, 1985 ;
RUELLAN, 1985).
1.2- Présentation générale
Le bassin sédimentaire sénégalo-mauritanlen est le plus occidental et l'un des plus
vastes bassins du littoral ouest-africain. Il s'étend sur environ 1400 km du Nord du Cap
Barbas en Mauritianie, au Sud de Bissau en Guinée-Bissau, à travers le Sénégal et la Gambie.
Sa plus grande largeur se situe à la latitude de Dakar (560 km) et sa superficie est de l'ordre
de 340 000 km2 (flg.1.3 et 1.4). Il correspond à une zone à relief peu marqué, limité par
une c6te généralement basse et sablonneuse sur laquelle débouchent quatre estuaires
Importants. Ce sont, du Nord au Sud, les estuaires du Sénégal, du Sine Saloum, de la Gambie et
de la Casamance.
La lithostratigraphie du bassin est essentiellement basée sur les données de sondages de
recherche d'eau et surtout d'hydrocarbures, la majorité des affleurements correspondant en
effet à des recouvrements récents postérieurs au Paléogène, fréquemment altérés et sableux.
La série sédimentaire post-paléozoïque reconstituée à partir des données de ces forages est
connue pratiquement sans interruption du Trias-Lias au Quaternaire. L'épaisseur maximale de
série effectivement forée est voisine de 10000 m. Les faciès varient d'Est en Ouest : grossiers
à la bordure du bassin, à l'Est, où les influences littorales et les apports détritiques dominent,
. . ils deviennent de plus en plus fins vers l'Ouest.
La structure d'ensemble du bassin correspond à celle d'un bassin de marge passive avec
i) un remplissage sédimentaire s'épaississant en direction du domaine océanique et formé de
prismes élémentaires progradants superposés ; ii) un plongement général des couches très
faibles ainsi qu'un enfoncement graduel plus ou moins progressif du substratum dans la même
direction ; iii) une transgressivité apparente des dépôts vers l'Ouest et vers l'Est au fur et à
mesure de l'expansion océanique et de la subsidence du bassin. Les derniers dépôts
transgresslfs sont ceux de l'Eocène inférieur. Le socle anté-mésozoïque qui plonge d'abord
doucement vers l'Ouest, s'effondre à la faveur de failles N-S entre les méridiens 15° et 16°W.
Il se situerait vers 5000 m de profondeur à la verticale de Nouakchott, 6000 m ou plus à celle
de Dakar et vraisemblablement à plus de 8000 m sous le plateau continental casamançais.
Cette structure d'ensemble relativement simple et schématique est compliquée par des
diapirs salifères qui percent la couverture sédimentaire du plateau continental guinéo-
casamançais au sud et celle du talus continental mauritanien au Nord, et par plusieurs horsts
et grabens que délimitent des failles subméridi-ennes au voisinage du front du plateau

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Figure 1.5 - Localisation des champs de dlaplrs du bassin offshore sénégalo-
mauritanien
1 : Limite probable des champs de diapir ; 2 : Diapir ; 3 : Limite orientale du bassin sédimentaire.
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Figure 1.6 - Le. dyke. dolerltlque. autour del'AUantique Central
(FABRE,1976).
Les flèches N indiquent le Nord actuel sur chaque continent d'après DIETZ et a!. (1970).
Les dolérites rencontrées en sondage en Algérie ne sont pas figurées.
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continental, dans la zone médiane du bassin.
Le présent chapitre fait successivement le point des connaissances sur la
Iithostratigraphie, la tectonique, le magmatisme et l'histoire géodynamique du bassin
sédimentaire sénégalo-mauritanien. " reprend et complète la synthèse des connaissances
géologiques concernant le bassin du Sénégal, rédigée è l'occasion de l'élaboration du Plan
minéral de la République du Sénégal (BELLION & GUIRAUD, 1984). Pour ce qui concerne la
bibliographie, des références de travaux antérieurs è 1950 peuvent être trouvées dans la
thèse de TESSIER (1952).
2· L1THOSTRA11GRAPHIE
La description Iithostratigraphique qui suit, est essentiellement basée sur les données de
sondages de recherche d'eau ou d'hydrocarbures réalisés au Sénégal, la majorité des
affleurements du bassin consistant, en effet, en des recouvrements sableux récents. Le
Maastrichtien, le Paléocène et l'Eocène affleurent cependant dans la région de Dakar, l'Eocène
dans la région du lac de Guiers et celle de Matam-Kaédi, en bordure du Fleuve Sénégal, ainsi
que dans la région de Farim (Nord de la Guinée-Bissau). Les données des forages pétroliers des
parties offshores mauritanienne et bissau-guinéenne du bassin ne sont pas disponibles.
. .
2.1 - Le Paléozoïque
Plusieurs sondages de recherche pétrolière ont atteint le Paléozoïque dans le bassin
sénégalais. La coupe la plus complète a été reconnue en Casamance, à Diana Malari (DM 1), où
le MésozoYque à faciès détritique repose directement sur la série suivante, à 742 m de
profondeur :
- des orthoquartzites fins, à débris charbonneux, recoupés sur 47 m et attribués au
Dévonien inférieur ;
- des schistes noirs à intercalations gréseuses (38 ml, datés du Gothlandien sur la base
de données palynologiques ;
- des grès indurés fins (525 ml, dans lesquels il n'a été trouvé aucun organisme, mais
dont l'Age ordovicien ne fait pas de doute en raison de l'analogie de faciès avec les formations
connues è l'affleurement plus au Sud, dans le "Bassin Bové" en Guinée Bisseau.
Le sondage de Kolda (Ko 1) a reconnu une série assez voisine, avec toutefois une
formation schisteuse nettement plus épaisse et riche en Graptolites.
Plus à l'Est, le sondage de Dabo (Db 1b) a atteint à 230 m de profondeur des schistes
sériciteux, plissés, non datés (Paléozoïque ou, plus probablement, Précambrien).
Par ailleurs, il est possible qu'il existe du Paléozoïque dans la région de Djourbel où le
sondage Diourbel (DI 1) a recoupé à sa base, de 3522m à 4132m, une formation silteuse
rouge è passées de grès grossiers et de conglomérats contenant des débris végétaux et des
ostracodes. Ces éléments ne sont cependant pas caractéristiques et, si des empreintes de
Fougères montrent des caractères à affinités carbonifères, les études polliniques inciteraient
plutôt è donner un Age jurassique à cette formation. Quoi qu'il en soit, on retiendra que les
profils sismiques montrent dans cette région l'existence d'un petit bassin cacheté par les
séries mésozoïques plus récentes.
De plus, selon SHELL SENREX (1972, inédit), les données sismiques conduiraient à
supposer la présence de Paléozoïque plissé en divers endroits situés entre le Sine-Saloum et la
région de Saint-Louis. Des schistes plissés ont d'ailleurs été rencontrés à la base des sondages
de Linguère F2 (Li F2) de 830 à 945 m et Ndiodori (Ni F1) de 898 à 910 m. Mais on ne sait
s'il s'agit de schistes du PaléoZOïque ou du Précambrien; cet Age précambrien parait le plus
probable dans le cas des granites reconnus à Korkol (Kr F1) de 613 à 628 m et à Dioumanan
(Di F1) de 615 à 624 m ; les cornéennes de Kolobane (Kb 1) recoupées de 2481 è 2561 m
pourraient au contraire correspondre à des grès paléozoïques métamorphisés au contact d'une
Intrusion magmatique profonde.
2.2 - Le Trias et le Lias
La série sédimentaire post-paléozoïque débute dans le bassin sénégalo-mauritanien par
des roches salifères, gypse, anhydrite et sel, auxquelles sont associèes des argiles vertes à
noires è pyrite, soufre, cristaux de sidérose et rares quartz bipyramidés. Ces roches, d'Age

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triasique à liasique (TEMPLETON, 1971), se rencontrent dans des structures diaplrlques
regroupées, au large de la Casamance (AYME, 1965 ; GUIEU, 1976 ; LEHNER & DE RUITER,
19n), de la Guinée-Bissau (DUMESTRE & CARVALHO, 1985) et de la Mauritanie (UCHUPI
et al., 1976 ; WISSMANN, 1982), dans deux bassins salifères séparés par la zone médiane de
Dakar, qui devait alors constituer une zone haute (flg.1.5). Ces dépôts salifères de la marge
atlantique découlent de la conjonction de deux phénomènes : confinement, d'origine tectonique,
de l'ingression marine dans le coecum du proto-océan constitué par les grabens bordiers du
rift, au fur et à mesure de leur ouverture ; passage de ces zones en position subéquatoriale
justifiant de conditions climatiques déshydratantes, nécessaires à la précipitation des
solutions salines (GUIEU, 1976 ; GUIEU & ROUSSEL, 1984 ; REYRE, 1984). Il est probable
que des dépOts détritiques continentaux du Permo-Trias existent dans des compartiments
effondrés, à la base de la série salifère (DUMESTRE & CARVALHO, 1985). La mise en place des
diaplrs est envisagée plus loin.
Quelques unes de ces structures ont été forées (recherche d'hydrocarbures; recherche
de soufre dans le cap-rock).
Ainsi le forage Casamance Maritime 5 (CM 5) a recoupé, à partir de 1651 m, 1135 m
de sel massif, translucide, à intercalations anhydritiques, rares passées de dolomie cristalline
siliceuse et d'argiles vertes ; c'est à ce jour la puissance maximale forée dans de telles roches
au Sénégal. Cette valeur ne fournit aucune indication quant à l'épaisseur de la couche mère qui
n'a encore jamais été atteinte ; selon TEMPLETON (in
AYME, 1965), elle pourrait être
comprise entre 1500 et 3000 m.
Dans la région de la presqu'île du Cap-Vert, la base du forage Dakar Marine 2 (DKM 2),
entre 4050 et 4252 m, est représentée par des calcaires à intercalations de dolomie et
nodules fréquents d'anhydrite, faciès de milieu intertidal ; ces niveaux non datés pourraient
appartenir au Lias.
Des manifestations volcaniques et hypovolcaniques sont connues dans les régions
limitrophes de la marge de l'Atlantique central (flg.1.6). Elles n'ont pas été rencontrées
directement dans le bassin mais la présence d'intrusions profondes qui se traduisent par des
anomalies magnétiques ne fait cependant aucun doute (L1GER, 1979 ; PONSARD, 1984 ;
REYRE, 1984). Dans les régions limitrophes, il s'agit surtout de filons de gabbros et
mlcrogabbros tholéitiques à texture doléritique d'Age principalement triasico-llasique mals
qui peuvent s'être mis en place entre le Permien supérieur et le Crétacé inférieur (DARS,
1960 ; BRIDEN et al., 1971 ; MAY, 1971; DALRYMPLE et al., 1975 ; FABRE, 1976 ; VAN
HOUTEN, 1977 ; BERTRAND & WESTPHAL, 1977 ; DOSSO et al., 1979; DE BOER & SNIDER,
1979).
2.3 - Le Jurassique moyen et supérieur
Le Jurassique a été atteint par les forages Ndiass (OS 1) et Dakar Marine 2 (DKM 2) au
Sénégal, dans les forages offshores OCT 1b en Mauritanie (L1GER, 1979), et PGO 6 en Guinée-
Bissau (DUMESTRE & CARVALHO, 1985).
- Le forage OS 1 a reconnu à sa base, de 3250 à 4010 m, 760 m de sédiments calcaires
ou dolomitiques, le
plus
souvent oolithiques
et
biodétritiques,
datés
du
Séquanien-
Portlandien
par
Anchyspiroeyelina
(lberina)
lusitaniea (EGGER), Alveosepta
(Pseudoeyelammina) jaeeardi (SCHRODT), P. aff. virguliana
KOECHLIN, P. aft. lituus
(YOK) et Troeholina cf. alpina (LEUPOLD).
- Le forage DKM 2 a recoupé, entre 2234
et 4050 m de profondeur (flg.1.7), une
série très homogène représentée par des calcaires fins à très fins, souvent bioclastiques et.
parfois oolithiques, graveleux, dolomitiques, argileux ou silteux. Cette série admet dans sa
partie supérieure quelques passées de dolomies et de rares niveaux de grès très fins. Elle
renferme une faune et une flore à Lamellibranches, Gastéropodes, Echinodermes, Annélides,
Bryozoaires, Ostracodes, Foraminifères et algues. Le Jurassique supérieur a été daté par des
lbérines et des Pseudocyclammines, tandis que la base de la série, en dessous de 3656 m, est
attribuée au Callovien-Bathonien par suite de la présence de Pseudoeyelammina maynei.
Les faciès indiquent des milieux de dépôt peu profonds, néritiques internes à littoraux
dans l'ensemble, parfois subrécifaux. Il est vraisemblable que ces faciès carbonatés passent
latéralement à des formations détritiques sur la bordure orientale du bassin. A ce propos, les

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Figure 1.8· Profil,slsmlque de la marge du Nord de la Mauritanie
(GOLDFLAM et al.• 1980).
Le front de la plate-forme carbonatée crétacé apparaît dans la moitié sud-ouest du profil.

---

sédiments détritiques grossiers rouges recoupés par ·Ie sondage Diourbel (01 1) pourraient
appartenir au Jurassique (cf. supra).
Des faciès similaires ont été rencontrés par forage ou reconnus par géophysique plus au
Sud, au large de la Guinée, et plus au Nord sous le talus continental mauritanien, ainsi que dans
les bassins d'El AaYoun-Tarfaya et d'Agadir-Essaouira. C'est pourquoi on considére
actuellement que le Jurassique moyen et supérieur est représenté essentiellement par des
carbonates dans la partie occidentale du bassin sénégalo-mauritanien et qu'une frange
carbonatée s'est ainsi formée tout le long de la marge de l'Afrique de l'Ouest, où elle constitue
l'ossature du plateau continental (LEHNER & DE RLlITER, 1977 ; WISSMANN, 1982 ; VON RAD
et al., 1982 ; RUELLAN, 1985 ; DUMESTRE & CARVALHO,1985).
2.4 - Le Néocomien s. 1.
Le passage du Jurassique au Crétacé est marqué par l'arrivée de matériel détritique dans
la partie occidentale du bassin, où les dépôts carbonatés demeurent néanmoins dominants.
Plusieurs domaines différents s'individualisent nettement.
Dans le centre du bassin, la série comporte essentiellement des ~, alternant avec
quelques argiles si/teuses (sondages DI 1, Kb 1, Nd 1). Sa puissance diminue rapidement en
direction de la bordure orientale du bassin.
Sur la marge occidentale, le Néocomien s.1. présente des faciès carbonatés (calcaires,
dolomies, calcaires sableux), alternant parfois avec des passées gréseuses. Il a été traversé
par les sondages Os 1 (2050 à 3250 m) et DKM 2 (1080 à 2234 ml, soit sur une épaisseur
de 1150 à 1200 m. Dans ces forages, ces calcaires forment avec ceux du Jurassique une
plate-forme carbonatée qui a été révélée par prospection géophysique (flg.l.7). Le front
d'une structure semblable a également été mis en évidence au large de la Mauritanie
(flg.l.B), sous le talus actuel (GOLDFLAM et al., 1980 ; WISSMANN, 1982). Selon les
premiers auteurs cette plate-forme carbonatée s'est édifiée du Jurassique à l'Aptien
supérieur et, au contraire, uniquement au Jurassique selon RUELLAN (1985), par
comparaison avec le plateau de Mazagan sur la marge du domaine marocain mésétien. Etant
donné le caractère entièrement carbonaté du Jurassique et du Crétacé inférieur anté-albien
dans les sondages OS 1 et DKM 2, et la position assez voisine en longitude du rebord de cette
plate-forme au large de la Mauritanie, cette structure correspond plus vraisemblablement
aux calcaires du Jurassique et du Crétacé inférieur. Le Néocomien s.1. a été encore reconnu
partiellement dans Br 1, RF 2, RF 3, CM 1, CM 4 et CM 10.
Sur le plan stratigraphique, seule sa partie supérieure est bien datée du Barrémo-
Aptien : elle a fourni en effet de nombreuses Choffatella decipiens SCHLUM., auxquelles sont
associées des Pseudocyclammina hedbergeri MAYNC vers le sommet de la série, ainsi que des
Ostracodes, des Pollens et du microplancton. Dans CM 1 et CM 4, PEYBERNES (1982) signale
la présence de nombreux Orbitolinidés appartenant à l'intervalle Gargasien supérieur-
Clansayésien p.p. dans un horizon à dominante calcaire de 400 m d'épaisseur (CM 1, 3640-
4040 m ; CM 4, 3405-3850 ml. A la base de la série, l'arrivée des grès se situe
probablement dans le Berrjasjen pàr analogie avec les formations similaires connues en
Afrique du Nord.
Les chutes d'outils et les pertes totales de boue survenues lors du forage de ces
carbonates dans les sondages RF 3 et DKM 2 sont imputables à la traversée de cavités
karstiques révélatrices d'une émersion; celle-ci est également la cause des lacunes observées
dans ces sondages (voir infra), au-dessus de la série carbonatée aptienne.
La formation calcaro-dolomitique, métamorphique et bréchique, qui a été rencontrée
dans le sondage de Léona 1 au toit du complexe volcanique sénonien (voir infra ), représente
probablement un témoin du Néocomien carbonaté dans le Nord du Sénégal.
Dans le Nord de la Casamance, les sondages de Kafountine (KAF 1) et Balandinè (Bn 1)
montrent le passage progressif des faciès à dominante carbonatée aux faciès gréseux. Cette
série a été recoupée sur 1632 m (3763 à 5395 m) dans KAF 1, qui n'a pas atteint Je toit du
Jurassique.

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Figure 1.9 - Paléogéographie de l'Atlantique central et de rAtlantique ~uatorlal(golfe de Guinée)
(MASCLE et al., 1986).
A : Situation avant l'ouverture montrant l'extrémité sud-est de l'Atlantique central. B : Début de l'ouverture par cisaillement dextre, au Barrémien.
C : Début de l'accrétion à l'Albien terminal-Cénomanien. C : Accélération de l'accrétion à la suite de la jonction des dorsales médio-océaniques nord et
sud-atlantiques. Les zones pointillées et les V représentent la dorsale médio-océanique et la rift vallée.

---

19
Au niveau de Dakar, un troisième domaine a été mis en évidence par le sondage CV 1 qui
a reconnu de 2450 è 3855 m, une série comportant des alternances d'argiles et de grès
Quartzeux Indurés azoYques, mais dont la base correspondrait è des niveaux assez bas du
Crétacé Inférieur (SPENGLER et al., 1966).
Enfin dans la partie offshore du bassin à son extrémité méridionale, au large de la
Guinée, les carbonates ont totalement disparu et le Crétacé inférieur est entièrement
terrigène. Cette région constituait alors, avec son homologue guyanais d'Amérique du Sud,
l'extrémité sud de l'Atlantique central (flg.1.9A ; SCLATER et al., 1977 ; THIEDE, 1979) ;
elle a été le siège d'une sédimentation détritique progradante vers le Nord et le Nord-Ouest
(MARINHO, 1985 ; MASCLE et al., 1986) qui a édifié un vaste cOne deltaïque dont on
retrouve les témoins disjoints de part et d'autre de l'Atlantique, le plateau guinéen du COté de
l'Afrique et le plateau du Démerara du COté de l'Amérique du Sud.
.
Ces auteurs signalent aussi la présence, dans cette même zone, de failles
synsédimentaires et d'un magmatisme crétacé inférieur.
2.5 - Le Crétacé moyen (Aptlen terminai il Cénomanlen)
Après le Néocomien s.1., on note une nouvelle tendance à l'envahissement du bassin par
les apports détritiques. Les trois provinces distinguées pendant le Néocomien vont toutefois
persister, mais avec des caractères moins contrastés.
Dans la partie orjentale du bassin les faciès sont gréseux et peu épais. Ils se chargent
progressivement en argiles vers les régions centrales où l'on trouve quelques intercalations de
lignites, tandis que la puissance de la série augmente considérablement.
Au niveau de la marge occidentale du bassin, la série est formée par des alternances en
proportions variables de calcaires, d'argiles, de silts et de grès. Localement, les niveaux
Inférieurs présentent des Intercalations originales :
- des couches d'anhydrite dans les confins de la Casamance et de la Gambie (Sk 1,KAF
1);
- des passées microconglomératiques dans le Nord du bassin (TB 1).
Sur le plan paléontologique, ce domaine occidental est assez riche et l'Albien inférieur a
pu être daté par la présence de nombreuses Orbitolina texana (ROEMER), alors que l'Albien
supérieur et le Cénomanien ont été caractérisés par des associations à Hedbergelles ; H.
planispira (TAPPAN) associé à H. washitensis (CARSEY) dans les niveaux inférieurs, et il
Thomasinella aegiptia
OMARA et diverses espèces d' Heterohelix
dans le Cénomanien
supérieur.
Enfin, un domaine argilo-gréseux s'individualise au niveau de la tête de la presQu"ile du
Cap-Vert (CV 1, CVM 1).
Par ailleurs, il y a lieu de signaler l'existence de lacunes du Crétacé moyen (fig .1.1 0),
totale dans le sondage DKM 2, partielles dans RF 3 (Aptien terminal et Albien absents), OS 1
(Cénomanien "moyen" absent) et Gd 1 (Cénomanien supérieur absent).
2.6 - Le Turonien
le Turonien présente des faciès homogènes argileux et constitue de ce fait un excellent
repère lithologique.
Dans l'Ouest du bassin, il s'agit d'une formation argileuse noire, parfois bitumineuse, à
rares passées de calcaires argileux dont l'épaisseur varie de 40 à 210 m (DKM 1,). Elle
renferme une microfaune à Hedbergelles, Rugoglobigérines et Hétérohélicidés qui était déjà
présente dans le Cénomanien supérieur et va persister à la base du Sénonlen.
Vers l'Est les argiles deviennent versicolores, tandis qu'apparaissent des grès, souvent
grossiers, qui envahissent rapidement la série. Elles renferment une microfaune benthique
arénacée, notamment des Ammobaculites (A. subcretaceus, A.
fragmentaris,
A.

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Figure 1.10 - Les lacunes dans les forages pétroliers du bassin du Sénégal
(d'après BELLION & GUIRAUD, 1982, modifié).
1 : Sédiments; 2 : Lacune: 3 : Base du forage.

---

21
coprolithlformis) auxquels s'ajoutent des Gabonelles et des ostracodes dans le Nord du
Sénégal, è Toundou Besset (TB 1).
Une lacune d'érosion s'observe dans plusieurs sondages de la bordure occidentale de la
marge (flg.1.10) qui se localisent dans la zone de passage d'accidents subméridiens: Gd 1,
By 1, RF 2, DKM 2, JA 1, GLW 1 et CM 10 (lacune partielle ?).
"1
2.7 • Le Sénonlen s.s.
~
Le Coniacien, le Santonien et le Campanien sont représentés par des dépôts
essentiellement argilo-sableux.
Sur la marge occidentale, on note parfois la présence d'intercalations carbonatées,
localisées principalement dans le Sénonien inférieur. Vers l'Est, les argiles sont souvent
versicolores et les sables deviennent grossiers, avec des niveaux à graviers et à galets. La
puissance de la série atteint 700 m dans la zone des diapirs casamançais.
Dans la partie ouest du bassin, les argiles renferment une riche microfaune
planctonique comportant de nombreuses variétés de Globotruncana fornicata
PLUMMER,
ainsi que d'autres espèces de Globotruncanidés, de Rugoglobigérines et des Hétérohélicidés
(CASTELAIN,
1965).
Certaines
formes
benthiques
sont
également
fréquentes
(Siphogenerinoides dentata, Tafrobolivina afra, etc.).
Dans la partie inférieure de la série une ammonite du Coniacien moyen, Texanites aff.
bourgeoisi DE GROSS., a été trouvée dans une carotte du sondage de Mbour (Br 1). Plus à
l'Est, les argiles renferment de nombreuses formes d'Ostracodes.
Par ailleurs, la série sénonienne présente dans divers secteurs des lacunes d'érosion.
Ces lacunes, partielles ou totales, s'observent dans les sondages RF 2, JA 1, GLW 1, CM 5 et
CM 10 (flg.1.10). Dans le cas de CM 5 et CM 9, elles sont consécutives à un épisode de
montée du sel de certains diapirs. Sensiblement à la même époque, vers la limite Campanien-
Maastrichtien, le dôme volcanique de Léona se met en place (voir plus bas, § 4.2).
2.8 - Le
Maastrlchtlen
Le Maastrichtien affleure au niveau du horst de Ndiass, sous la forme de grès et d'argiles
qui correspondent aux terrains les plus anciens connus en surface dans le bassin sénégalo-
mauritanien. Mais il a surtout été recoupé ou atteint par de très nombreux sondages de
recherche de pétrole ou d'eau, qui ont rencontré des faciès essentiellement sablo-argileux.
Les sables dominent très nettement dans le Centre et l'Est du bassin, au Sénégal, où
s'observent en outre des niveaux ligniteux assez continus vers le sommet de l'étage et des
passées conglomératiques à l'approche de la bordure orientale du bassin. Vers l'Ouest, les
sables disparaissent parfois rapidement : ce dispositif s'observe principalement au-delà du
horst de Ndiass dont les faciès sablo-argileux passent latéralement à une série entièrement
argileuse reconnue au voisinage du lac Retba (sondage Rt 1). En outre, cette variation de faciès
s'accompagne d'un très fort épaississement de la série, dont la puissance semble avoir atteint
2000 m, ce phénomène ne pouvant s'expliquer que par le jeu synsédimentaire des failles
bordiè res du horst (fig.1 .11).
En Mauritanie, le Maastrichtien serait représenté par une formation argilo-sableuse
azoTque rencontrée par forages. Un changement de faciès se produit de part et d'autre de Rkiz
(f1g.1.12): à l'Est dans l'Amechtii et le Brakna, il s'enrichit en sable à l'approche de la
bordure orientale du bassin et son épaisseur est faible, 10 à 50 m ; à l'Ouest dans le Trarza, il
s'epaissit
fortement,
220
et
230 m à 18 km à l'Ouest de Rkiz (PNUD, 1974),
vraisemblablement 500 m à l'Ouest du méridien 16°W par comparaison avec son épaisseur
dans le forage Toundou Besset (TB 1, 480 ml, au Sénégal. Il se compose d'alternance de sables
fins li grossiers et d'argiles pyriteuses et ligniteuses parfois. Vers le Nord, cette série
s'amincit : elle ne fait que 60 m dans le forage d'ldini.

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Figure 1.11 • Coupe schématique de la bordure ouest du horst de Ndlaas
(d'après SAP, inédit 1962, modifié).
1 : Crétacé inférieur = siltstones et argiles silteuses ; 2 : Cénomano-Turonien.,
grès, sables et argiles
(Cénomanien), argiles (Turonien) ; 3 : Sénonien = argiles, sables et grès ; 4 : Maastrichtien .. "sables aquitères du
Sénégal" à l'Est, argiles à Intercalations de sables avec un niveau repère à ('Ouest ; 5: Paléocène .. calcaires à
l'Est, marnes à l'Ouest ; 6 : Eocène .. argiles et marnes ; 7 : Mio·Plio·Quaternaire '" sables. argiles sableuses, grès.
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1.·
Figure 1.12 • Coupe du dôme de Gulers-dorsale de Rklz et sa carte de localisation
(d'après les données du rapport PNUD, 1974).
: Schistes métamorphiques ou granites, Précambrien ; 2 : Argiles sénoniennes ; 3 : Maastrichtien, sables à l'Est,
sables tins à grossiers argileux et argiles noirâtres au centre ; tormation ocre de sables tins à grossiera alternant
avec des argiles à "Ouest : 4 : Paléocène, argi/es, calcaires gréseux, grès fins; 5 : Eocène Intérieur (p.p.) et
moyen. sables tins jaunes à l'Est, calcaires, dolomies et argiles au Centre, argiles teuilletées et calcaires plus ou
moins gréseux et dolomitiques à "Ouest ; 6: Mio·Pliocène, grès bariolés plus ou moins argileux. sables tins à
grossiers et argiles; 7: Quaternaire. argiles salifères et gypsitères. dépôts coquilliers, calcaires lacustres, sables
et limons éoliens ; 8 : Faille.

---

23
Sur le plan paléontologique, les faciès argileux ont livré de riches microfaunes à
Globotruncsns, dont G. contusa (CUSH), Siphogenerinoides, Rugoglobigerins, etc. En outre
les séries argilo-gréseuses et gréso-carbonatées qui sont subaffleurantes sur le horst de
Ndiass, ont fourni dans les carrières de Paki ou à Popenguine, une abondante faune de
lamellibranches, de Gastéropodes, d'Echinodermes, dont Hemisster messai P. et G., et
d'Ammonites parmi
lesquelles
Dsrsdicerss gignouxi S. et T. et Libycocerss
sp.
(COlLiGNON, 1949 ; SORNAY & TESSIER, 1949 ; TESSIER, 1952 et 1954 ; LAPPARTIENT &
MONTElllET, 1980 ; ROMAN & SORNAY, 1983). MONTElllET & lAPPARTIENT (1981)
signalent encore, dans ce même secteur, la présence de fruits et de graines de Métaphytes
appartenant à des Angiospermes ligneuses, des restes de Ptérpsaurien géant Ptérodactyloïdé
(MONTElllET et sI., 1982), ainsi que des restes de Vertébrés en cours d'étude, Reptile
mosasaure et Poissons. Ce matériel paléontologique qui permet d'attribuer un Age fini-
campanlen et maastrichtien au gisement de Paki" évoque un environnement marin peu profond,
littoral à Infralittoral, de faible énergie et proche d'une terre émergée à côte basse localement
deltaTque, dans un contexte climatique tropical à subtropical.
On mentionnera enfin l'existence d'une lacune partielle du Maastrichtien dans divers
sondages situés à la périphérie du horst de Ndiass, sur la presqu'île du Cap-Vert, à DKM 2,
ainsi que sur le dôme Flore, en Casamance (1Ig.1.10).
2.9 - Le Paléocène
Au Sénégal, le Paléocène est connu à l'affleurement dans la région du Cap-Vert, à la
périphérie du horst de Ndiass et sur celui-ci, ainsi que dans la ville de Dakar. Il a été en outre
traversé par de très nombreux forages de recherche d'eau ou de pétrole. Il est transgressif sur
le Crétacé, qu'il surmonte parfois en légère discordance, et montre des faciès variables et une
épaisseur souvent faible.
Alors Que la sédimentation a été à dominante terrjgène durant le Crétacé. elle ya
présenter un caractère essentiellement chimiQue au paléogène. Toutefois, le Paléocène est
encore fréquemment sableux à sa base, où s'observent même des lits de graviers dans les
sondages du lac Tanma et dans le forage Nord Sénégal Offshore (NSO 1). Mais les faciès argilo-
marneux et calcaires dominent largement (cf. MONCIARDINI, 1966, pl. 4). On retiendra, en
particulier, l'existence d'une frange carbonatée s'étendant de la région de Kébémer à la zone
des diapirs casamançais. Dans cette zone les faciès du Paléocène supérieur présentent une nette
tendance récifale. le horst de Ndiass se situe dans ce domaine et la série paléocène de
Popengulne montre les faciès suivants:
- des marnes et calcaires à Globorotalia trinidadensis BOlLi ;
• des calcaires à G. uncinata BOlLi ;
- des marnes à rosettes de calcite ;
- des calcaires zoogènes à Gastéropodes, lamellibranches, Polypiers, Bryozoaires, .
algues, (etc.) qui surmontent indifféremment les assises précédentes.
A l'Ouest de ce domaine récifal, l'évolution des faciès peut être rapide, une formation
argileuse épaisse de plus de 300 m ayant été trouvée par exemple dans la zone du lac Retba
(sondage Rt 1, entre 793 et 1103 m) que des failles actives devaient séparer du horst de
Ndiass. Dans la ville de Dakar, le Paléocène correspond à la formation marno-calcaire des
Madeleines, qui comporte une abondante microfaune planctonique à Globorotalia trinidadensis
BOlLi à la base et G. velascoensis (CUSHMAN) au sommet (BElLiON et al., 1985), et dont
l'épaisseur moyenne dans les sondages serait de 75 à 100 m (CASTELAIN et sI., 1965).
Vers l'Est, à la différence des étages précédents, le Paléocène peut facilement être
individualisé Jusque dans le Ferlo et la région de Tambacounda en raison de la présence d'une
microfaune assez riche, comportant en particulier des Nummulites et des Operculines.
En Mauritanie le Paléocène n'est représenté que dans la partie occidentale du 'bassin, à
l'Ouest du lac Rkiz (flg.1.12), par 40 m environ d'argiles grises et de calcaires argileux à
Nummulites cordelées. Dans le forage d'Idini ces faciès littoraux et subrécifaux traduisant la

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Figure 1.13 - Répartition du Paléogène et du Miocène marins dans le bassIn sénégalo-
mauritanien
(d'après FLiCOTEAUX & MEDUS. 1980 et LAPPARTIENT, 1983, modifié).
1 : Umite du bassin sédimentaire ; 2 : Crétacé supérieur ; 3 à 6 : limites supposées des dépOts ; 3 : Eocène moyen ;
4 : Eocène moyen-supérieur (4' selon MONCIARDINI. 1965l; 5: Eocèna supérieur· Oligocène; 6 : Oligocène;
7 : Eocène moyen à Nummulites ; 8 : Miocène marin : 9\\ Miocène marin probable ; 10 : Forages situés au Nord de
Dakar contenant (? '" probablement) du Miocèone marin.
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Sur le plan paléontologique, les faciès argileux ont livré de riches microfaunes è
Globotruncsns, dont G. contusa (CUSH), Siphogenerinoides, Rugoglobigerins, etc. En outre
les séries argilo-gréseuses et gréso-carbonat~es qui sont subaffleurantes sur le horst de
Ndlass, ont fourni dans les carrières de Paki ou è Popenguine, une abondante faune de
lamellibranches, de Gastéropodes, d'Echinodermes, dont Hemiaster messai P. et G., et
d'Ammonites parmi
lesquelles
Dsrsdicerss gignouxi S. et T. et Libycocerss
sp.
(COlliGNON, 1949 ; SORNAY &TESSIER, 1949 ; TESSIER, 1952 et 1954 ; LAPPARTIENT &
MONTElllET, 1980 ; ROMAN & SORNAY, 1983). MONTElllET & lAPPARTIENT (1981)
signalent encore, dans ce même secteur, la présence de fruits et de graines de Métaphytes
appartenant è des Angiospermes ligneuses, des restes de Ptérosaurien géant Ptérodactyloi"dé
(MONTElllET et sI., 1982),
ainsi que des restes de Vertébrés en cours d'étude, Reptile
mosasaure et Poissons. Ce matériel paléontologique qui permet rd'attribuer un Age fini-
campanlen et maastrichtien au gisement de Paki, évoque un environnement marin peu profond,
littoral è Infralittoral, de faible énergie et proche d'une terre émergée à côte basse localement
deltaTque, dans un contexte climatique tropical à subtropical.
On mentionnera enfin l'existence d'une lacune partielle du Maastrichtien dans divers
sondages situés à la périphérie du horst de Ndiass, sur la presqu'île du Cap-Vert, è DKM 2,
ainsi que sur le dôme Flore, en Casamance (fig.1.1 0).
2.9 - Le Paléocène
Au Sénégal, le Paléocène est connu à l'affleurement dans la région du Cap-Vert, à la
périphérie du horst de Ndiass et sur celui-ci, ainsi que dans la ville de Dakar. Il a été en outre
traversé par de très nombreux forages de recherche d'eau ou de pétrole. Il est transgressif sur
le Crétacé, qu'il surmonte parfois en légère discordance, et montre des faciès variables et une
épaisseur souvent faible.
Alors Que la sédimentation a été à dominante terrigène durant le Crétacé. elle va
présenter un caractère essentiellement chimiQue au paléogène. Toutefois, le Paléocène est
encore fréquemment sableux è sa base, où s'observent même des lits de graviers dans les
sondages du lac Tanma et dans le forage Nord Sénégal Offshore (NSO 1). Mais les faciès argilo-
marneux et calcaires dominent largement (cf. MONCIARDINI, 1966, pl. 4). On retiendra, en
particulier, l'existence d'une frange carbonatée s'étendant de la région de Kébémer à la zone
des diapirs casamançais. Dans cette zone les faciès du Paléocène supérieur présentent une nette
tendance récifale. le horst de Ndiass se situe dans ce domaine et la série paléocène de
Popenguine montre les faciès suivants :
- des marnes et calcaires à Globorotalia trinidadensis BOlli ;
- des calcaires à G. uncinata BOlli ;
- des marnes à rosettes de calcite ;
- des calcaires zoogènes à Gastéropodes, lamellibranches, Polypiers, Bryozoaires,
algues, (etc.) qui surmontent indifféremment les assises précédentes.
A l'Ouest de ce domaine récifal, l'évolution des faciès peut être rapide, une formation
argileuse épaisse de plus de 300 m ayant été trouvée par exemple dans la zone du lac Retba
(sondage Rt 1, entre 793 et 1103 m) que des failles actives devaient séparer du horst de
Ndiass. Dans la ville de Dakar, le Paléocène correspond à la formation marno-calcaire des
Madeleines, qui comporte une abondante microfaune planctonique à Globorotalia trinidadensis
BOlli à la base et G. velascoensis (CUSHMAN) au sommet (BELLION et al., 1985), et dont
l'épaisseur moyenne dans les sondages serait de 75 à 100 m (CASTELAIN et sI., 1965).
Vers l'Est, à la différence des étages précédents, le Paléocène peut facilement être
Individualisé Jusque dans le Ferlo et la région de Tambacounda, en raison de la présence d'une
microfaune assez riche, comportant en particulier des Nummulites et des Operculines.
En Mauritanie le Paléocène n'est représenté que dans la partie occidentale du 'bassin, à
l'Ouest du lac Rkiz (fig.1.12), par 40 m environ d'argiles grises et de calcaires argileux à
Nummulites cordelées. Dans le forage d'Idini ces faciès littoraux et subrécifaux traduisant la

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Figure 1.13 - Répartition du Paléogène et du Miocène marins dans le bassin sénégalo-
mauritanien
(d'après FLiCOTEAUX & MEDUS, 1980 et LAPPARTIENT, 1983, modifié).
1 : Limite du bassin sédimentaire ; 2 : Crétacé supérieur ; 3 à 6 : limites supposées des dépOta ; 3 : Eocène moyen ;
4 : Eocène moyen-supérieur (4' selon MONCIARDINI, 19EiS): 5: Eocène supérieur· Oligocène; 6 : Oligocène;
7 : Eocène moyen à Nummulites; 8 : Miocène marin; 9\\ Miocène marin probable: 10 : Forages situés au Nord de
Dakar contenant (? '"' probablement) du Miocèone marin.
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proximité d'un haut fond, sont Identiques è ceux de la frange carbonatée de la région de
Kébémer au Sénégal. Plus è l'Ouest, le Paléocène doit présenter des caractères proches de ceux
rencontrés dans le forage Toundou Besset (TB1) où Il correspond è 60 m de marnes et de
calcaires gréseux.
A l'extrémité nord du bassin dans la région de Port-Etienne, des alternances de sables et
d'argiles en bancs de plusieurs mètres, recoupées par les forages de Bou Lanouar peuvent
correspondre è un Paléocène plus littoral (ElOUARD, 1975).
Dans la partie orientale du bassin, à l'Est du lac Rkiz, les sables azoïques qui sont
directement surmontés par le lutétien, pourraient appartenir soit au Paléocène, soit è
l'Eocène. Cependant, étant donné que sur le méridien de Legat et en territoire sénégalais le
Paléocène et l'Eocène Inférieur diminuent d'épaisseur du Sud vers le Nord (PASCAL, ln
ElOUARD, 1975 ), Il est vraisemblable que les sables azoïques sont anté-tertiaires en
Mauritanie et qu'en conséquence le Paléocène et l'Eocène inférieur manquent.
On retiendra encore le fait que la fin du Paléocène a été marquée par plusieurs
émersions de la région du horst de Ndiass où les calcaires zoogènes du Paléocène supérieur
reposent en discordance jusque sur le Maastrichtien et ont été fortement karstifiés avant
l'Eocène Inférieur, ainsi que par un épisode de surrection du dôme Flore (plateau continental
casamançals).
2.10 - L'Eocène
Inférieur
A l'Eocène inférieur, la mer s'étend sur l'ensemble du bassin. les dépôts marneux ou
argileux dominent nettement, sauf à l'extrême base et au sommet de la série.
Au Sénégal et surmontant le Paléocène, on trouve en effet tout d'abord des horizons
marno-calcaires ou sableux, peu épais, à silex, phosphate et glauconie. Ces dépôts fossilisent
notamment le karst paléocène de la région du horst de Ndiass (ou dôme de Ndiass, flg.1.14).
Au-dessus
viennent
des
argiles
papyracées
(attapulgites)
et
des
marnes
particulièrement épaisses dans la région de Rufisque-Retba (environ 500 m à Rt 1, de 291 à
793 m ; fi g. 1 •11 ) .
l'Eocène inférieur se termine par des niveaux plus carbonatés, avec en particulier, les
"Calcaires et marnes de Bellevue", équivalent stratigraphique de 1'"Horizon de Ngazobil"
(partie inférieure) et, à l'est de Thiès, des formations de Kombole-Diarine, à la base, et de
Touba-Toul, au sommet.
Dans l'Ouest du bassin, l'Eocène inférieur a pu être daté avec précision, car il a fourni
des microfaunes à Globorotalia : G. rex MARTIN et G. aequa C. et R. dans sa partie basale, G.
soldadoensis angulosa BOlLi et G. soldadoensis soldadoensis BRONNIMANN dans sa partie
supérieure. Dans la ville de Dakar, il correspond aux affleurements des "limons" de l'Hôpital
et des argiles de la Prison.
En Mauritanie, l'Eocène inférieur est connu, comme le Paléocène, dans la partie ouest du
bassin, alors qu'il est absent dans sa partie orientale, à l'Est de Rkiz (flg.1.12). "
correspond è des argiles à attapulgite renfermant parfois des intercalations de silex ou de
calcaires en bancs minces. Dans le Nord du bassin l'Yprésien de Bou lanouar s'enrichit en
éléments détritiques: argiles sableuses, lits de sables et de graviers, bancs de grès tendres.
Son épaisseur est comprise entre 100 et 150 m (145 m à Idini, 100 m à Bou Lanouar).
Par comparaison avec les faciès rencontrés dans le Nord du Sénégal, il est certain que
l'Yprésien existe dans le Sud-Ouest mauritanien ; son épaisseur augmente sans doute
rapidement vers l'Ouest : au Sénégal il passe en effet de 5 m d'épaisseur à Dagana, où il est
partiellement érodé, à 150 m à Toundou Besset (TB 1).
2.11 - L'Eocène moyen
Durant l'Eocène moyen, la mer a dû recouvrir "ensemble du bassin sénégalais (fig.1.13
et 1.14), parfois de façon temporaire peut-être (horst de Ndiass). Toutefois, il semble que le
maximum de la transgression se situe à l'Eocène inférieur (MONCIARDINI, 1966, p. 23).

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dans le bassin sénégalo-maurltanlen
(BOUJO & OULO JIDOOU, 1983).

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27
Les dépôts lutétiens surmontent les formations antérieures en continuité le plus souvent
; cependant, la base de l'étage est en général assez facile à déterminer en raison du
renouvellement de la microfaune. Les faciès les plus fréquents sont argilo-marneux ou
calcaires; des sables parfois phosphatés et des grès calcaires s'observent plus localement. La
série est souvent tronquée à son sommet en raison des érosions qui sont Intervenues dès
l'Eocène supérieur.
Sur la marge occidentale du bassin, le Lutétien correspond à des argiles et à des marnes,
admettant quelques intercalations de calcaires argileux à silex. La puissance de la formation
est de l'ordre de 100 à 200 m (maximum apparent 250 m à Retba 1, de 39 à 291 ml. La base
de l'étage est caractérisée par l'apparition de Discocyclina senegalensis ABRARD et
Asterodiscus aft. stella GUMBEL. On trouve ensuite une microfaune abondante, datée par
Globorotalia renzi BOLLI, Hantkenina ? aft. mexicana CUSH., Hastigerina micra
(COLE),
etc. Cette formation est en partie représentée à Dakar par les marno-calcaires de l'Anse
Bernard (Lutétien supérieur).
Partout ailleurs dans le bassin, les calcaires constituent généralement le faciès
dominant et sont bien datés grâce à l'abondance des Nummulites, parmi lesquelles les formes
les plus connues sont Nummulites curvispira vasseuri S. et M., N. distans
DESH., N.
gizehensis vasseuri DOUV. et N. heeri DE LA HARPE. Selon CASTELAIN (1965), on peut, en
première approximation, attribuer les calcaires à "petites Nummulites" au Lutétien
inférieur, les calcaires à "grandes Nummulites" au Lutétien supérieur.
Ces calcaires sont
parfois sableux, argileux ou siliceux. Leur épaisseur varie d'une quarantaine de mètres dans
la région de Bambey-Linguère, où ils sont très karstifiés, à environ 150 m dans l'Ouest de la
Casamance et la zone du delta du fleuve Sénégal. Dans ces régions, la série qui comporte
également des marnes, peut dépasser 200 m.
Les formations locales de Bargny, Lam-Lam, Thièpe-Lambaye et Ngazobil (partie
supérieure) représenteraient la partie inférieure de l'Eocène moyen (SPENGLER et al.,
1966), ainsi que les formations de Pallo (FLICOTEAUX, 1975) et de Ndouté-Diassane
(FLICOTEAUX & LAPPARTIENT, 1972). CASTELAIN (1966) place la formation de Thièpe-
Lambaye au-dessus des calcaires de Bargny.
Dans la région de Tivaouane, FLiCOTEAUX (1982, flg.1.15) décrit une série condensée
originale, très riche en phosphates exploités à Taiba. Il distingue les phosphates de chaux, à
gros silex et Nummulites dont N. gizehensis
FORSKAL, qui
renferment également
Globorotalia lehneri CUSH. et les argiles bariolées et sables gris à plaquettes de silex, qui ont
fourni Truncoro ta10ides rohri B. et B. Cet ensemble phosphaté est discordant sur les marnes
de Lam Lam (TESSIER, 1952 et 1954 ; BRANCART & FLiCOTEAUX, 1971; MONCIARDINI,
1966) et même, selon ce dernier auteur, sur l'Eocène inférieur et mesure 20 à 30 m
d'épaisseur. Il est surmonté par d'autres niveaux phosphatés d'âge éocène supérieur à
oligocène. Il traduit une tendance régressive qui se manifeste également sur la bordure nord-
orientale du bassin, dans les confins sénégalo-mauritaniens, Là, les calcaires ou les grès
lutétiens sont surmontés et partiellement remaniés par la "Formation jaune" à Ostrea
mu/ticostata DESH. (cf. infra) avec laquelle se termine l'Eocène moyen (ELOUARD , 1975).
En Mauritanie l'Eocène moyen est connu dans tout le bassin, contrairement au Paléocène
et à l'Eocène inférieur (f1g.1.12, 1.13, 1.14). Il présente une épaisseur assez constante,
voisine de 70 m, et des faciès assez homogènes caractérisés par des calcaires gréseux ou
dolomitiques souvent silicifiés alternant avec des marnes et des argiles parfois gréseuses. Il
renferme aussi des silex, des phosphates et de la glauconie. En bordure du bassin, il diminue
d'épaisseur et se charge fortement en éléments détritiques : les grès et les argiles kaoliniques
dominent (grès du Savalel et grès du Gorgol de ELOUARD, 1975), les faciès deviennent
extrêmement variables dans le détail. Par suite du caractère transgressif de l'Eocène moyen
dans la partie mauritanienne du bassin, les faciès carbonatés occidentaux se superposent
partiellement aux faciès gréseux vers l'Est. Le gisement de phosphate de Bofal et de Loubboïra .
(BOUJO & OULD JIDDOU, 1983) est l'équivalent stratigraphique de celui de Ta'lba, daté du
Lutétien supérieur.

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Figure 1.15 • Corrélations Ilthostratlgraphlques des formations de Lam Lam et Taïba
(Sénégal)
(FLICOTEAUX. 1982),

---

29
Entre l'Eocène moyen et l'Eocène supérieur se place la "formation jaune" lumachellique
et légèrement transgressive (ELOUARD, 1962), dont l'épaisseur ne dépasse pas 5 m et qui
remanie en partie les assises sous-jacentes. MONCIARDINI (1966) en fait l'équivalent des
formations phosphatées remaniées au toit du Lutétien du Sénégal. Or ces phosphates sont
discordants tantôt sur des niveaux lutétiens, tantôt sur des niveaux de l'Eocène inférieur et
leur age comme celui de la "formation jaune" n'est donc pas précisément établi : ils peuvent
correspondre soit au sommet du Lutétien, soit à l'Eocène supérieur. ELOUARD (1975) place la
"formation jaune" à la limite de l'Eocène moyen et de l'Eocène supérieur.
2.12 - L'Eocène supérieur
Ainsi que l'ont mentionné MARIE (1965) et MONCIARDINI (1966), le domaine marin
persiste au Sénégal à l'Eocène supérieur. Celui-ci n'est cependant représenté sous la forme de
dépôts d'origine marine que dans la partie méridionale du bassin et, très localement, aux
environs de Dakar et de Tivaouane. La mer a donc amorcé, après l'Eocène moyen, un retrait qui
va se poursuivre à l'Oligocène (flg.1.13, 1.14).
La série est connue essentiellement sur le littoral et le plateau continental casamançais,
où elle a été recoupée par la plupart des sondages de recherche pétrolière ; plus à l'Est, les
données sont très ponctuelles. Dans la zone des diapirs et en basse Casamance, elle présente
des faciès calcaires, marno-calcaires ou marneux, souvent phosphatés, dont l'épaisseur varie
de 30 à 60 m sauf au niveau de CM 2 où l'on a rencontré 150 m de calcaires. La microfaune est
de nature planctonique et correspond aux zones à Globorotalia cocoaensis (CUSH) et
Globigerapsis semi involuta (KEIJZER).
Aux environs de Kolda, de Tambacounda et, selon MONCIARDINI (1966), de Vélingara,
l'Eocène supérieur est représenté par 10 à 20 m d'argiles et de calcaires argileux ; à
Tambacounda, FLICOTEAUX & MEDUS (1980) signalent la présence, de Bryozoaires,
d'Ostracodes et de pollens dans ces niveaux.
Dans la région du Cap-Vert, l'Eocène supérieur n'a été rencontré que dans le sondage OK
2 où il correspond à 110 m d'argiles beiges, dites argiles de Yoff, bien datées par des
Foraminifères planctoniques dont Clavigerinella eocenica
(NUTALL) et Catapsydrax
unicavus B., L. et T., et qui reposent directement sur la partie basale de l'Eocène inférieur.
Dans la région de Tivaouane, BRANCART & FlICOTEAUX (1971) distinguent au sein des
formations phosphatées de Lam Lam, un horizon argileux jaunâtre très mince
(flg.1.15),
d'épaisseur inférieure à 1 m et induré, qui renferme Globorotalia cocoaensis (CUSH.). Ce
témoin important démontre qu'à l'Eocène supérieur la mer s'avançait probablement un peu
au-delà de Thiès.
En Mauritanie, ce n'est que dans la partie nord-occidentale du bassin que des argiles
bleues ou noires à pyrite et charbon et des grès tendres situés entre le Continental terminal et
le Lutétien peuvent appartenir encore au Lutétien ou à l'Eocène supérieur par comparaison
avec ce qui se produit dans le centre du Sénégal (MONCIARDINI, 1966). Tout à fait au Nord du
bassin, le forage de Port-Etienne a traversé, entre 68 et 415 m, une succession d'argiles, de
marnes et de sables, comprise entre du Miocène et du Lutétien daté ; elle pourrait
correspondre au moins en partie à de l'Eocène supérieur (ELOUARD, 1975).
Ainsi, depuis la Casamance jusqu'à Port-Etienne, l'Eocène supérieur se serait déposé
dans des golfes côtiers de profondeur variable (CASTELAIN, 1965 ; SPENGLER et al., 1966).
Par ailleurs,c'est à cette époque que débute l'activité volcanique du Cap-Vert dans la
région de Thiès, où se met en place le filon de néphélinite de Bandia, daté à 35,5 ± 1,s. Ma par
la méthode KlAr (CANTAGREL etaI., in BELlION & GUIRAUD, 1984).
2.13 - L'Oligocène
L'extension des faciès marins de l'Oligocène est sensiblement voisine de celle de l'Eocène
supérieur, le golfe casamançais étant toutefo.is maintenant plus limité (fig .1.13).

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Figure 1.16· Le Néogène et le Quaternaire de Casamance (Sud-Sénégal): essai de
corrélations
: sables ; 2 : argiles : 3 : calcaires ; 4 : lignite ; 5 : lumachelles ; 6 : glauconle ; 7 : phosphates
8 : Foraminifères.

---

4 .
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En Casamance, l'Oligocène est représenté principalement par des calcaires recoupés par
forage entre Ziguinchor et CM 4 et CM 10. Des marnes brunes ou grises s'intercalent parfois è
la base de la série, qui présente souvent un caractère phosphaté et dont l'épaisseur augmente
1
d'Est en Ouest (5 m è Zr 1, 150 m à CM 4). L'abondance des Foraminifères a conduit è parler
parfois de "foramlniférite" et a permis de distinguer les zones à G/obigerina ciperoensis.
G/oborota/ia opiman et G/obigerina ampliapertura de BOlLi.
Les faciès carbonatés disparaissent à l'Est de Ziguinchor où ils semblent faire place à des
sables et des argiles dont l'épaisseur ne dépasserait pas une quinzaine de mètres.
Au Nord, dans la zone médiane du bassin, un jalon important s'observe à Dakar où des
calcaires oligocènes sont conservés à l'état de blocs emballés dans les tufs volcaniques
miocènes de l'Anse Bernard et de la Plage Pasteur. Ces calcaires renferment des algues, des
Lamellibranches (Ch/amys de/eta MICH.) et de nombreuses lépidocyclines et petites.
Nummulites. Selon
BUTTERLIN (in litt.), qui a récemment repris l'étude des Foraminifères,
on serait en présence d'une association à Lepidocyclina (Eu/epidina) di/atata MICH. et L.
(Nephr%pidina) praetournoueri DOUV., ce qui confirme l'âge oligocène des blocs en question
L'Oligocène est également présent aux environs de Thiès, sous la forme d'une série
phosphatée très réduite: BRANCART & FLiCOTEAUX (1971) signalent en effet une microfaune
è G/obigerina ampliapertura BOlll, à la base de l'horizon des phophates d'alumine lités de
Lam Lam (flg.1.15). la mer s'avançait donc alors jusque dans cette région.
Plus au Nord, dans le sondage de Toundou Besset, quelques mètres de calcaires gréseux
lumachelliques è phosphates, renfermant une microfaune d'âge éocène supérieur remaniée,
semblent aussi appartenir à l'Oligocène (TB 1, 114 à 119 ml.
Il faut enfin rappeler qu'une partie des niveaux argilo-sableux azol'ques du sondage de
Port-Etienne. è l'extrémité nord du. bassin, pourraient appartenir è l'Oligocène (cf. supra ).
Par ailleurs, c'est à l'Oligocène que se situent les premières manifestations volcaniques
enregistrées au niveau de Dakar:
mise en place du sill de pyroxènolite de l'Anse des
Madeleines. daté à 30,7 ± 2 Ma (CANTAGREl et a/., in BElLiON & GUIRAUD, 1984) et de tuf
révélé par la présence de fragments dans les carottes de calcaires è lépidocyélines des
sondages géotechniques de Dakar Marine (CREVOLA, communication personelle).
2.14 - Le Miocène
D'après les travaux récents de lAPPARTIENT (1978, 1983 et 1985), les dépôts
miocènes d'origine marine seraient présents dans une grande partie du bassin sénégalais
(flg.1.13). Toutefois, leur individualisation s'avère souvent difficile.
Les séries du Sénégal méridional (flg.1.16)
les séries les mieux datées se situent au large de la Casamance, sur le plateau
continental. Dans les sondages CM 9 et CM 10, le passage de l'Oligocène au Miocène se fait de
façon continue. le Miocène basal argileux renferme une association caractéristique de
l'Aquitanien inférieur ,à G/obigerinoides primordius B. et B. et G/oborotalia kug/eri BOlLi
; son épaisseur varie de 60 à 100 m. Dans le sondage CM 10, la série se poursuit entre 378 et
629 m par une formation argileuse assez épaisse (251 ml, à débris Iigniteux ; celle-ci a
fourni dans sa partie supérieure une microfaune planctonique à G/obiterinoides tri/obus
(REUSS) et G/oborotalia
gr. fohsi
CUSHMANN & ElLiSOR, du passage Aquitanien-
Burdigalien. Cette formation est surmontée par une centaine de mètres de calcaires argileux,
marnes et calcaires tendres à abondantes Hétérostégines et Amphistégines du Miocène moyen
(de 280 è 378 ml. Au-dessus, la série se poursuit sur150 m, mais sa lithologie n'est pas
connue (forage sans cuttings).
Plus près du rivage et en basse Casamance, entre les méridiens de CM 2 et Zr 3,
l'Oligocène est surmonté par des sables et argiles à lignites dont la puissance diminue

---

u .
lentement d'Ouest en Est (entre 113 et 70 ml; ils renferment une microfaune marine peu
caractéristique et pourraient correspondre au Miocène Inférieur (Aquitanien à Burdigalien
p.p.). Au-dessus viennent des calcaires sableux coquilliers glauconieux, et des sables, de 30
à 60 m d'épaisseur qui contiennent une riche faune à Hétérostégines (H. costata d'ORB., etc)
et Amphistégines (A. cf. lessonii d'ORB., etc.) d'âge langhien à tortonien. Enfin, la série se
termine par 30 à 40 m de sables, argile et rares calcaires, à granules glauconieux ou
phosphatés ; les passées calcaires qui ne dépassent guère le rivage actuel, vers l'Est, ont
fourrii une microfaune à Globigérines et Operculinoïdidae, alors que les sables et argiles
contiennent, au niveau de Ziguinchor, des moules internes de Mollusques du Miocène moyen à
supérieur. Cette formation, qui a été altérée après son dépôt et qui est surmontée par une
cuirasse latéritique, appartient vraisemblablement au Miocène supérieur (et en partie encore
au Tortonien ?).
plus à l'Est, les fossiles marins disparaissent progressivement, tandis que les
phénomènes d'altération continentale tardive tendent à affecter l'ensemble de la série.
Toutefois, il est encore possible de rattacher au Miocène l'essentiel de la série sablo-argileuse
reconnue aux environs de Tambacounda, dans le sondage Ta 2. Ces sables et argiles, de teinte
blanc jaunâtre à rouge violacé, sont épais d'environ 110 m ; ils surmontent des argiles
calcaires de l'Eocène moyen à supérieur et sont eux-mêmes recouverts par une dizaine de
mètres de sables cuirassés attribuables au Plio-Pléistocène. D'après DIENG (1965) et
FLiCOTEAUX
&
MEDUS
(1980),
ils renferment, dans leur moitié
inférieur, des
Hystrichosphères, ainsi qu'une association palynofloristique identique à celle que l'on
rencontre dans les faciès coquilliers du sondage Ziguinchor 3. Ces auteurs considèrent donc que
le milieu de dépôt était lagunaire ou marin et attribuent à la série un âge miocène moyen à
supérieur, démontrant ainsi la lacune très vraisemblable de l'Oligocène et du Miocène
inférieur dans ce secteur; cette lacune s'observe probablement à partir de la région de Kolda.
Le Miocène de Mauritanie
Le Miocène inférieur est connu dans l'extrême Nord du bassin sénégalo-mauritanien,
dans le sondage de Port-Etienne où il correspond à des marnes grises schisteuses qui ont
fourni entre 67,2 et 68,2 m la microfaune suivante : Robulus
tangentialis (REUSS.),
SoUvina costata d'ORB. var. diosimilis
CUSH. et ELLISOR, Globigerina conglomerata
SCHWAGER (BLANCHOT, 1957, p.40-41).
Le "Continental terminal" du centre et du Nord-Est du bassin
Au Sénégal, l'expression "Continental terminal" désigne une formation sablo-argileuse
rubéfiée, qui se termine généralement à son sommet par une cuirasse latéritique.
En Casamance, la formation sablo-argileuse sommitale, qui est souvent appelée
"Continental terminal" dans les études hydrogéologiques principalement et qui passe
progressivement vers la base au Miocène supérieur à moyen fossilifère, correspond à un
faciès marin altéré tardivement. Plus à l'Est, dans la région de Tambacounda, l'altération
affecte l'ensemble de la série miocène (voir supra ). Ces phénomènes ont été mis en évidence
par TESSIER et ses élèves (TESSIER et al., 1975) .
pans la région du Bjp, entre le Saloum et la Gambie (fig.1.14), ces auteurs ont
également montré plus récemment que ,les dépôts gréso-argileux attribués au "Continental
terminal" étaient d'origine marine, de même que leur partie sommitale qui se présente sous
forme d'une cuirasse ferrugineuse résultant d'une profonde altération continentale. Ces dépôts
renferment en effet parfois des lumachelles à Lamellibranches et Gastéropodes marins, ou des
Echinodermes qui sont connus ailleurs dans le Burdigalien supérieur (LAPPARTIENT, 1978).
Il s'agit donc là très probablement d'un équivalent des formations transgressives fossilifères
du Miocène moyen de Casamance.
Plus au Nord, entre le Saloum et le fleuve Sénégal (fig.1.14), le "Continental
terminal" se présente sous des faciès analogues à ceux du Rip et couvre une large superficie.
Son épaisseur. variable. peut atteindre 130 m dans le Sud du Ferlo. Selon LAPPARTIENT

---

33
(1983 et 1985), Il s'agit Ici encore pour l'essentiel de formations marines miocènes
altérées.
Les témoins connus entte le Cap Vert et le delta du Sénégal
Au voisinage de ~, le sondage Cr 1, implanté à quelques kilomètres au Sud de la tête
du canyon, a reconnu une série argileuse reposant directement sur les calcaires du Paléocène
supérieur. Cette série, elle-même surmontée par des sables non datés, à été recoupée entre 68
et 234 m de profondeur. Il s'agit d'argiles finement sableuses, gris-bleues à la base et
jaunâtres au sommet, qui assez curieusement se sont montrées dépourvues de microfaune.
Elles ont été attribuées au Mio-Pliocène par les géologues de la S.A.P.
Dans le sondage Cayar offshore (Co 1), foré au front dLi plateau continental, on attribue
au Miocène une centaine de mètres de marnes surmontées par une trentaine de mètres d'argiles
plastiques de 190 à 324 m. Cet ensemble, pour lequel on ne dispose d'aucune donnée
paléontologique, repose sur des calcaires à' Foraminifères d'âge éocène moyen et serait
recouvert par le Plio-Quaternaire.
Le Miocène est probablement représenté aussi dans le sondage de Toundou Besset rrB 1),
au-dessus de 114 m de profondeur, sous la forme de sables à passées argileuses et
lumachelliques (89 m), que recouvrent 25 m de calcaires gréseux à Amphistégines, sables et
argiles dont une partie au moins appartient au Quaternaire.
Enfin, aux environs de Tivaouane, les grès cuirassés, superposés aux phosphates
d'alumine lités de Lam Lam et dont on trouve un équivalent à Taïba (fig.1.15), pourraient
provenir de l'altération de sables miocènes marins.
Le "Continental terminai" de Mauritanie
Il est représenté par deux faciès: les grès de Kaedi qui se rencontrent plutôt à sa base et
les grès du Trarza à son sommet ; il s'épaissit d'Est en Ouest, 20 m à Kaedi, 300 à 400 m sous
la sebkha Ndrhamcha. Les grès de Kaedi qui correspondent à "une altération in situ de faciès
détritique" ont fourni, près de Kaedi, des bois fossiles de Légumineuses indiquant un climat à
pluviosité Importante régulière, qui sont très voisins de formes connues au Kenya dans des
niveaux miocènes (DELTEIL-DESNEUX & FLiCOTEAUX, 1980).
Dans la région de Port-Etienne il s'épaissit beaucoup plus rapidement vers l'Ouest.
Dénommé grès du Tirersioum par BLANCHOT (1957), il pourrait être, selon cet auteur (p.
51), "l'équivalent continental d'une partie des faciès marins [... ] du sondage de Port-Etienne
où M. Lys a déterminé des foraminifères du Miocène inférieur à la profondeur de 67 m".
Par ailleurs, le Miocène est marqué au Sénégal par une importante activité volcanique,
non seulement dans les régions du Cap-Vert et de Thiès, mais également sur la marge océanique
(cf. § 4.3).
2.15 • Le Pliocène
Aucune formation n'a pu être attribuée de façon certaine au Pliocène dans le bassin
sénégalo-mauritanien. Toutefois, certains niveaux peuvent être rattachés à cette période avec
une assez grande probabilité.
Il s'agit essentiellement de la cuirasse ferrugineuse dite "fini-tertiaire", niveau
détritique plus ou moins grossier, très riche en oxydes de fer, qui fossilise une surface
d'érosion modelée au cours du Miocène terminal et du Pliocène (MICHEL, 1973 ;
LAPPAR11ENT, 1985). Cette cuirasse s'observe à Dakar au toit des coulées volcaniques du
système du Cap Manuel, dont les plus récentes sont datées à 5,30 ± 0,30 Ma; elle est aussi
recouverte, à la pointe de Fann, par l'une des coulées du système volcanique des Mamelles
datée à 1,50 ± 0,10 Ma (CANTAGREL et al., in BELLION & GUIRAUD, 1984) : elle s'est donc
formée très vraisemblablement vers la fin du Pliocène, alors qu'un climat humide régnait
dans la région (MICHEL, 1973).
Cette cuirasse se rencontre partout dans le bassin sénégalais et, en particulier, d'une
façon presque systématique au toit du "Continental terminal".

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(ELOUARD, 1975).

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(MICHEL, 1973).

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Tableau 1.1 - Les principales phases de la morphogenèse eu Quaternaire
dans les bassins des fleuves Sénégal et Gambie
(d'après MICHEL, 1973, légèrement modifié),

---

.37
Il convient ensuite de mentionner Ici certains niveaux rencontrés en forage en des sites
Isolés sur le littoral et sur le plateau continental, et pour lesquels on ne dispose d'aucun
élément de datation paléontologique:
- les sables fins à grains arrondis, rarement coquilliers. recoupés dans le sondage de
Cayar1 entre 11 et 68m de profondeur, peuvent appartenir au Pliocène ou au Quaternaire
ancien;
- les grès coquilliers traversés sur 5 à 6 m à la base du sondage S 7837 du Lac Tamna :
Il s'agit de grès calcaires, qui présentent une patine rouille résultant d'une altération et
pourraient appartenir au Pliocène ou au Quaternaire ancien, conservé ici dans une vallée ou
ria fossile ;
- un horizon calcaire rencontré entre 177 et 190 m de profondeur dans le sondage
Cayar offshore 1, au-dessus d'argiles attribuées au Miocène,
-enfin, au niveau de la tête de la preSQu'île du Cap-Vert, l'extrême base de la formation
des ·sables Infrabasaltiques", et plus particulièrement l'Ensemble volcanique inférieur et les
Sables de base, pourraient appartenir au Pliocène supérieur.
2.16 - Le Quaternaire
Le Quaternaire qui constitue la majeure partie des affleurements du bassin sénégalo-
mauritanien, comprend des formations marines, continentales et volcaniques. Il a fait l'objet
de nombreux travaux, parmi lesquels le plus complet est celui de MICHEL (1973). Par
ailleurs, les actes du récent Colloque de Dakar (1986) auquel on se reportera, regroupe de
nombreux résumés de recherches en cours.
Le Quaternaire marin
Au cours du Quaternaire, la mer s'est avancée à diverses reprises au-delà des côtes
actuelles dans le bassin sénégalo-mauritanien. Les transgressions les plus importantes
s'observent en Mauritanie (f1g.1.17) où, à la suite des travaux menés depuis 1964 par
ELOUARD. FAURE et HEBRARD, quatre dépôts successifs, pour lesquels une terminologie à
valeur régionale a été proposée, ont été mis en évidence (ELOUARD et al., 1969): de bas en
haut le Tafaritien, l'Aïoujien, l'inchirien et le Nouakchottien ont été ainsi définis (ta b.1.1 ).
Les Ages radlométriques cités ont été obtenus par la méthode du Carbone 14. Ces dépôts de mer
peu profonde, le plus souvent littoraux, sont disposés en auréoles concentriques dans le golfe
du Taffoli, le plus récent formant encore une bande parallèle au rivage actuel et occupant un
golfe dans la partie aval du fleuve Sénégal (f1g.1.17).
Au Sénégal, seuls les deux épisodes les plus récents sont connus:
- l'inchirien, représenté sur le littoral au Sud-Est de Bargny par un beach-rock daté à
environ 3200 ans B.P.
- le Nouakchottjen, dont les accumulations de coquillages (Anadara
principalement)
couvrent de vastes superficies dans les vallées du Sénégal et du Ferlo, du Sine-Saloum, de la
Gambie et de la Casamance : on les rencontre également au niveau de la tête de la presqu''Je du
Cap-Vert et sur le pourtour du lac Tanma : il s'agit de dépôts de plage, épais de 1 à 2 m,
indiquant le stationnement du rivage à la côte + 3 m il y a environ 5 500 ans.
En outre, deux épisodes transgressifs mineurs ont laissé des témoins sur les côtes
sénégalaises :
-le Oakarien, daté aux environs de 3 000 B.P. :
- le Saint-Iouisien, vers 2 000 B.P., dans la vallée du. Bas Sénégal, qui correspond
plutôt à une ingression marine consécutive à un tarissement du fleuve dû à une période
d'aridité du climat plus prononcée.
Par ailleurs, des dépôts beaucoup plus épais comblent les paléovallées au voisinage du
littoral actuel. Ainsi, des sondages réalisés près de Saint-Louis ont recoupé 30 à 50 m
d'a~ernances de sables, argiles, beachrocks et lumachelles de Lamellibranches et Gastéropodes
marins à lagunaires. Au niveau du lac Tanma, le remplissage atteint également une
cinquantaine de mètres, mais les dépôts sont alternativement marins, lagunaires et
continentaux.
Le Quaternaire continental
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Les formations quaternaires continentales sont très largement représentées. En fonction

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Figure 1.19· Position des dépôts graveleux Inactuels le long
de la Falémé et du Sénégal. en aval du confluent
( MICHEL. 1973).

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des mécanismes génétiques, on peut les regrouper en trois ensembles principaux.
Les glacis cuirassés et les terrasses alluviales sont surtout présents dans l'Est et le Sud .
du bassin, ainsi qu'au voisinage de la vallée du fleuve Sénégal (fig.1.18). Leurs couvertures
détritiques, épaisses de quelques mètres en général, montrent un dispositif étagé.
MICHEL (1973) a distingué trois niveaux (tab.1.1 et f1g.1.19) :
- haut glacis, passant dans les vallées è une haute terrasse :
- moyen glacis et moyenne terraisse, qui ont fourni une industrie de l'Acheuléen moyen ;
-bas glacis et basse terrasse, cette dernière est riche en industrie de l'Acheuléen final et
du Levalloisien.
Lorsqu'on s'éloigne des vallées fluviales principales, les glacis deviennent polygénlques
et leur modelé est moins net.
Dans l'axe des vallées, il existe le plus souvent un remblaiement alluvial résultant du
comblement des paléovallées creusées lors de la régression marine qui s'est produite entre
l'inchirien et le Nouakchottien, à l'Qgolien : le rivage a en effet atteint alors la côte -120 m
par rapport au 0 actuel. Les dépôts, qui sont essentiellement marins dans les zones
d'estuaires, deviennent progressivement continentaux vers l'amont. Leur puissance peut
atteindre plusieurs dizaines de mètres à des centaines de kilomètres du rivage actuel. Des
forages exécutés récemment au voisinage de Kaédi ont ainsi recoupé près de 40 m d'alluvions.
Des dépôts d'origine lacustre ou palustres révêtent par ailleurs une grande importance.
Des calcaires lacustres s'observent fréquemment dans le Ferlo, les régions de Louga et
Diourbel ainsi qu'en Mauritanie, dans l'Aftout ech Chergui, au Nord-Est du lac Rkiz. Selon
MICHEL (1973),
ces
calcaires
lacustres se
seraient· formés
lors
d'une
période
particulièrement humide, correspondant à l'Aïoujien.
Mais ce sont surtout les tourbes que l'on rencontre presque partout à proximité du
littoral, dans la zone des Niayes, qui retiennent actuellement l'attention. Ces formations
originales, épaisses de 0 à 14 m maximum, ont été datées de 8 000 à 10000 ans B.P.
Des faciès moins riches en matière organique, formés sensiblement à la même époque
dans d'anciennes zones de mangroves, c'est-à-dire en domaine lagunaire, s'observent
également au voisinage des estuaires actuels (Sénégal, Sine-Saloum, Gambie, Casamance).
Les dépôts éoliens couvrent enfin de vastes surfaces. Ils appartiennent à plusieurs
ensembles, que l'on peut également reconnaître en Mauritanie où une terminologie
stratigraphique particulière a été établie par BARBEY (1982). On distingue ainsi :
- un erg ancien, qui recouvre le Ferlo septentrional (Akcharien) ;
- des dunes rouges, formant un erg souvent bien conservé entre le Sine-Saloum et le
delta du Sénégal (Ogolien) ;
- des dunes jaunes et blanches, d'orientation NW-SE, qui forment le cordon littoral
entre Dakar et Saint-Louis.
Ce matériel sableux est souvent remanié et tend à s'accumuler dans les bas-fonds.
Le volcanisme Quaternaire de Dakar
Les manifestation volcaniques quaternaires connues à l'affleurement sont limitées à la
tête de la presqu'île du Cap-Vert. Elles sont décrites en détail plus loin (§4).
3 • TECTONIQUE
3.1 - Structure d'ensemble du bassin
Le bassin sénégalo-mauritanien s'étend depuis le NW de la Mauritanie jusqu'au SW de la
Guinée Bissau. Il présente à première vue une structure d'ensemble simple, les couches étant
généralement subhorizontales. Toutefois, la présence de manifestations volcaniques dans la
région de Dakar laisse supposer l'existence de fractures importantes, dont les plus visibles
délimitent le horst de Ndiass. Enfin, la découverte de diapirs salifères sur re plateau'
continental casamançais a contribué à donner un certain Intérêt à l'étude structurale de
l'ensemble du bassin.

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Figure 1.20 - Coupe schématique du bassin du Sénégal
(SPENGLER et al.• 1966).

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Figure 1.21 - Coupes géologiques du bassin sédimentaire sénégalais
(BElliON & GUIRAUD, 1984, modifié).
1 : Roches métamorphiques ; 2 : Sables ou grès ; 3 : Carbonates ; 4 : Argiles ; 5 : Roches volcaniques ;
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6 : Evaporites ; 7 : Détritique grossier; 8 : Discordance; 9 : Faille; 10 : Forage (profondeur en m) ;
11 : P!lléozoTque.

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Figure 1.22 - Les dômes de 8el du plateau continental cssamançals
(d'après des rapports inédits COPETAO, SAP, SPS, CHEVRON, SNEA(P».
1 : Forage ; 2 : DOme de sel.
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Figure 1.23 - Coupe schématique au niveau du Dôme Flore
Lacunes et discordances
(COPETAO. inédit 1968).

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Figure 1.25 - Le réseau des failles submérl~lennes à N200E de la région du Cap-Vert
Documents consultés: cartes géologiques de la presqu'île du Cap Vert à 1/20000 (1974),
MARTIN (1970), rapport Shell-Senrex (inédit 1972) pour le tracé offshore des accidents.

---

45
SPENGLER et al. (1966) ont établi une coupe générale qui pour l'essentiel, reste
valable (f1g.1.20). On constate sur cette coupe que les perturbations tectoniques, auxquelles
est associé le volcanisme, se localisent au front du plateau continental.
On observe, en effet, dans l'Ouest du Sénégal, des structures faillées, sensiblement
parallèles è la direction générale du rivage, et qui délimitent plusieurs horsts et grabens: les
horsts de Ndiass et de Dakar, que sépare le graben de Rufisque. Le horst de Ndiass est plus ou
moins relayé vers le Nord par le môle des lacs de Guiers-Rkiz, ce dernier étant situé dans le
Sud de la Mauritanie (fig.1.11 et 1.12). Vers le Sud, trois forages pétroliers réalisés sur
le plateau continental au large de Mbour (DKM 2, RF 2 et RF 3) ont confirmé la présence d'un
horst (flg.1.21), décelé en sismique (flg.1.7) et équivalent probable de la structure de
Ndiass.
L'origine des horsts de Ndiass et surtout de Dakar est controversée :
- certains considèrent qu'ils sont liés à un bombement local dû à la montée du matériel
volcanique (certains profils sismiques montrent en effet,une inflexion positive assez
régulière des horizons du Crétacé supérieur au niveau de Dakar) ;
- pour d'autres, il s'agit de structures moulées sur des horsts du socle paléozoïque et
précambrien (ce point de vue étant étayé par le fait que les couches éocènes visibles à
l'affleurement aux environs de Dakar sont toujours horizontales, et non basculées, que la
structure de Dakar est antérieure à l'Eocène supérieur alors que le volcanisme de Dakar
commence à la fin de l'Eocène, et que le volume du matériel volcanique semble limité).
3.2 • Les dlaplrs
Des diapirs à matériel salifère appartenant au Trias supérieur-Lias inférieur, ont été
reconnus dans deux secteurs (fig. 1.5).
- Au large de la Casamance et de la Guinée Bissau, sur le plateau continental et parfois
dans la partie amont du talus, où on connait au total une trentaine de dômes (AYME,1965 ;
DUMESTRE & CARVALHO, 1985). En Casamance maritime, ces structures halocinétiques ont
été étudiées de façon détaillée - et parfois forées - par la COPETAO, la SAP, la SPS, CHEVRON,
la SNEA (P) (fig.1.22). Ces études ont montré que la mise en place du matériel salifère
débutait pendant le Cénomanien pour le dôme Flore, une discordance séparant le Crétacé
inférieur et le Crétacé supérieur dans le forage CM 7 de Casamance, et qu'elle pouvait se
poursuivre par étapes successives jusqu'à l'heure actuelle. La coupe synthétique du sommet du
dôme Flore (fig.1.23), reconstituée à partir des données des forages CM 5, CM 6 et CM 7
(COPETAO, 1968. inédit), rend compte des étapes de la mise en place de cette structure
halocinétique depuis la fin du Crétacé. Plusieurs transgressions et régressions se succèdent.
Ces dernières sont liées à la surrection du dôme et se traduisent par une érosion consécutive à
l'émersion de son sommet. Sa surrection se déroule en quatre étapes successives distinctes qui
se produisent à la fin du Maastrichtien, à la fin du Paléocène, à la limite de l'Eocène moyen et
de l'Eocène supérieur, et aprés le Miocène moyen; le dôme n'étant pas en relief, il n'y a pas eu
de surrection plus récente, notamment au Plio-Quaternaire.
- Au large de la Mauritanie (fig.1.24), où ils ont été individualisés sur des profils
sismiques (UCHUPI et al., 1976 ; WISSMANN, 1982).
Ces dômes de sel appartiennent à deux sous-bassins éyaporitiques séparés par la zone
haute de Dakar qui devait constituer un seuil au Trias (voir plus bas) au même titre que la
terminaison méridionale faillée de la dorsale Réguibat qui limitait vers le Nord le sous-bassin
septentrional mauritanien. Au Sud, son homologue
guinéo-casamançais occupait le fond du
golfe méridional de l'Atlantique Central (fig.1.9A), formé par l'Amérique du Nord, l'Afrique
de l'Ouest et l'Amérique du Sud (Floride et Black Plateau, plateau de Guinée, plateau des
Guyanes et du Démerara ; KLlTGORD & SCHOUTEN, 1984 ; MARIN HO, 1985 ; MASCLE et al.,
1986).
3.3 • Etude de la fracturation
L'étude de la fracturation dans le bassin sénégalo-mauritanien mérite une attention
particulière car, si l'on excepte les bassins côtiers marocains situés dans le domaine alpin. il
est le seul bassin de la marge ouest-africaine où l'on puisse effectuer des études structurales

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Figure 1.26 • Carte aéromagnétlque du bassin sénégalais
(champ total réduit au pôle; BAP, 1956).
Equidistance des isogammes : 100 gammas. 1 : Axe magnétique positif; 2 : Axe magnétique négatif.

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Figure 1,27 - Carte gravlmétrlque du
bassin sénégalo-maurltanlen
En mer, anomalie à "air Ii?re. à terre. anomalie de Bouger. Documents consultés: CRENN & RECHENMANN (1965),
L1GER (1979) et GUETAT (1981) pour la partie terrestre: MEAGHER 9r al, (1977), JONES &. MGBATAGU (1982) et
WISSMANN (1982) pour la partie offshore, Equidistance des isanomales : '10 milligals à terre. 20 milligals en mer,
1 : Limite orientale du bassin sédimentaire,
3 : Minimum gravimétrique.
2 : Maximum gravimétrique.
4 : Zone sans données gravimétriques.

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Figure 1.28 • Schéma de la fracturatlon majeùre dans le bassin sénégalais
Accident ou zone d'accident (1) et son prolongement supposé (2). (Sources: Interprétation des cartes
gravimétrique et magnétique; accidents connus à l'affleurement; données de dossiers pétroliers Inédits).

---

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D.
- Profil sismique (EO 4) à travers le plateau marginal de Guinée et son
rebord méridional. On note une série supérieure formée d'ensembles acoustiques
sub-horizontaux qui se biseautent vers le rebord du plateau, et reposent sur une
série Inférieure d'âge Crétacé inférieur. tectonisée à pendage variée (plutôt
NW). EO-Eocène moyen; Pa-Paléocène (Toi t du Crétacé)i Tu-Horizon intra- Turo-
nien; Ce-Discordance du Cénomanien.

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Figure 1.30 - La fracturatlon déduite de la photo-Interprétation d'Image satellite,
dans le Centre-Ouest du Sénégal
(BELLION & GUIRAUD, 1979).
1: Unéament tectonique .
4 : Réseau hydrographique
2: Réseau hydrographique orienté par un linéament teetonlqu e
5 : Route ou piste
3: Structure concentrique (volcanique ?).
6 : Carrière (1 = TaTba, 2 = Lam Lam)

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Figure 1.31- Répartition en direction des accidents tectoniques de la région de Mbour
(analyse de la carte de PITAUD, 1980). (Résultats en fréquence des longueurs cumulées).
Localisation de Mbour : fig.1.30.

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(frontière
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---

53
sur le terrain, au niveau des horsts de Ndiass et de Dakar. De plus, les données de subsurface
sont ici nombreuses, généralement de bonne qualité et disponibles. Cependant, comme dans
beaucoup de bassins sédimentaires, ces études sont assez décevantes : si beaucoup d'accidents
sont décelables par les méthodes de la photogéologie, ceux qui montrent des caractères
significatifs bien exprimés sur le terrain sont en effet trop peu nombreux pour permettre de
définir avec précision leurs Ages et les différentes contraintes qui les ont fait naître ou
rejouer.
Les fractures majeures présentent une direction subméridienne à N 200E (flg.1.25).
Il s'agit d'accidents fortement redressés à l'affleurement, qui s'incurvent probablement un peu
en profondeur, certains d'entre eux pouvant être des failles listriques sans doute superposées
à des fractures de socle dont les rejeux leur ont donné naissance, comme dans le détroit des
Canaries (voir les figures de l'article de HARDENBOL et al., 1981, ou la figure 106 de
RUELLAN, 1985). Les rejets verticaux dominent très largement, les accidents montrant une
histoire polyphasée, avec parfois des jeux synsédimentaires comme cela a pu être mis en
évidence pour les failles qui séparent le horst de Ndiass du graben de Rufisque (fig.1.11).
Cependant, des mouvements de coulissage se sont également produits après l'Eocène
inférieur qui est affecté par un décrochement dextre à la Pointe de la République à Dakar
(GUIRAUD, communication orale), orienté N10oE, ou des décrochements N700E dextres et
N95 à N135°E sénestres dans les carrières Deplat à Bargny üeu lié à la phase pyrénéenne).
En outre, l'interprétation des cartes établies par les diverses méthodes géophysiques
(fig. 1.26 et 1.27) fait apparaître d'autres directions de fractures majeures qui affectent
vraisemblablement surtout le socle (flg.1.28).
On note encore que dans l'extrême sud du basSin offshore, les prospections géophysiques
ont révélé l'existence de failles synsédimentaires cachetées par le Cénomanien (fig.1.29) ;
elles affectent le talus et le rebord du plateau continental de Guinée, surtout au Sud-Ouest
(MARINHO, 1985 ; MASCLE et al., 1986).
Mais les études de terrain, comme la photointerprétation et l'étude de photos satellites,
montrent qu'il existe également de très nombreux accidents présentant des directions très
différentes des précédentes, par exemple:
• N25 à N35°E, N60 à N65°E, N125 à N1300E et N160 à N175°E dans le Centre Ouest
du Sénégal (flg.1.30) ;
- N3D à N50oE, N80E, N120 à N1400E dans la région de Mbour, la dernière famille
d'accidents, de direction N120 à N1400E étant la plus fréquente (PITAUD, 1980 ; flg.1.31)
- N40 et N1300E en bordure ouest et sud du dôme de Guiers (TRENOUS &
MICHEL,1971), la première direction étant aussi celle de la faille qui limite à l'Ouest la
dorsale de socle de Rkiz ;
- N50 à N600E dans le Nord de la Guinée Bissau (PRIAN, 1983 ; flg.1.32).
Les quelques observations microtectoniques réalisables démontrent que la plupart des
cassures ont joué en failles normales à la fin du Crétacé et durant le Tertiaire.Les quelques
décrochements qui ont
été aussi décelés, sont en nombre trop restreint pour permettre de
préciser les directions des contraintes .
Enfin, une place particulière doit être accordée au prolongement vers et sur le continent
des failles transformantes océaniques. En effet, plusieurs zones de fracture ont été repérées au
large du bassin sénégalo-mauritanien, qu'il est souvent possible de prolonger dans le bassin
sédimentaire côtier et parfois même au-delà vers l'Est (fig.1.33). Du Nord vers le Sud, on
rencontre ainsi principalement :
• la fracture du 20e parallèle (Kane F. Z.), qui décale très nettement la chaine des
Mauritanides de façon sénestre au Nord d'Akjoujt et qui marque la limite nord du bassin
évaporitique mauritanien ; à propos de cette transformante, il faut remarquer que la Norfolk
Fault Zone provoque, sur la marge est-américaine, un déplacement latéral sénestre des
Appalaches (SYKES, 1978) tout à fait similaire. Ces deux transformantes apparaissent ainsi
comme les extensions dans le domaine océanique d'un décrochement intracontinental anté-
mésozoïque. Plusieurs reconstructions cinématiques avant l'ouverture de l'Atlantique central
sont Inexactes dans le détail parce qu'elles ne mettent pas en stricte équivalence ces deux

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Figure 1.33 "" Les failles transformantes de la marge ouest-africaine
Au Nord dU 12ème parallèle et à l'Ouest du 20ème méridien d'après HAYES & RABINOWITZ (1975) ;
au Sud du 12ème parallèle d'après JONES & MGBATAGU (1982), MC MASTER et al. (1971 et 1973)
et TEMPLETON (1971) ; accident Bissau·Kidira d'après PONSARD, 1984.
1: Courbe bathymétrique ; 2 : Limite orientale du bassin sédimentaire ; 3 : Faille transformante et
son prolongement dans la zone côtière ; 4: Limite ouest de la zone magnétique calme jurassique.

---

fractures majeures. La meilleure reconstitution palinspastique doit placer le cap Hatteras
(Amérique) entre le cap Blanc et le cap Timiris (Afrique) ;
• les fractures de l'archipel du Cap- Vert qui doivent se poursuivre en direction des
pointements volcaniques de la montagne sous-marine de Cayar, de la région de Dakar et du
Dôme de Léona dont elles ont favorisé la mise en place (voir infra, § 4.2), ainsi qu'en
direction du canyon de Cayar. Ces fractures ont permis en outre, pendant le Trias-Lias,
l'individualisation d'un seuil physiographique qui rend compte de l'existence des deux bassins
évaporitiques évoqués précédemment ;
- les fractures de Gambie qui jalonnent un linéament majeur se poursuivant jusqu'à la
Mer Rouge (GUIRAUD et al. 1985a) et qui sont responsables notamment des perturbations
visibles sur les cartes géophysiques au niveau de la Gambie (fig.1.26 et 1.27) ;
- la zone de fracture complexe de Guinée (Verna F.Z.) et ses satellites. L'accident
majeur profond Bissau-Vélingara-Kidira provoque l'effondrement de la terminaison nord-
occidentale du synclinal paléozoïque de Bové, de plusieurs milliers de mètres (PONSARD,
1984 ; VILLENEUVE, 1984). Il correspond également à la limite méridionale du golfe de
Casamance, dont la subsidence, liée étroitement à ses rejeux, a été active tout au long de
l'histoire géologique du bassin. En particulier, des rejeux de cet accident se sont produits
après l'Eocène moyen ; au Sud de l'accident, ils ont provoqué l'émersion de la région de Farim-
Anambé qui est une zone haute particulièrement instable durant l'Eocène (PRIAN, 1983 et
1986) et, au Nord, la déformation des séries en synclinal, comme le démontre la carte
structurale du toit de l'Eocène de Casamance (fig.1.34). On rapelle encore que la dernière
transgression du Miocène moyen-supérieur a pénétré dans le bassin sénégalo-mauritanien
par le golfe casamançais.
3.4 -L'étude du magmatlsme
L'étude du magmatisme post-hercynien revêt également une grande importance.
Plusieurs périodes d'activité peuvent être distinguées, avec des manifestations de style
différent et plus ou moins liées à une étape de l'histoire géodynamique du bassin.
Du Permien au Jurassique moyen, mais surtout au Lias (entre 180 et 200 Ma), des
dolérites se mettent en place en dykes, sills ou coulées sur les bordures méridionales du
bassin. Ce volcanisme semble être étroitement lié au jeu des transformantes limitant au Sud le
rift initiateur du bassin. Plusieurs anomalies magnétiques ont été décelées dans le bassin,
parmi lesquelles certaines sont rectilignes et d'orientation subméridiennes. Elles sont
interprêtées comme des intrusions magmatiques datant du tout début de la phase d'expansion
océanique, situées sous le remplissage sédimentaire (L1GER, 1979 ; ROUSSEL & L1GER,
1983) dont le substratum cristallin a d'ailleurs enregistré les effets d'un évènement
thermique qui leur est facilement attribuable (REYRE,1984).
Des édifices volcaniques et des intrusions ont été mis en évidence à la suite de campagnes
de géophysique marine menées dans l'extrême sud du bassin offshore, au large de la Guinée.
Selon MARINHO (1985) et MASCLE et al. (1986), ces manifestations magmatiques basiques
qui se seraient produites à l'Albe-Atien, sont liées au jeu décrochant de failles transformantes
qui précède et accompagne la formation du rift de l'Atlantique équatorial, celle-ci se situant
entre 116 Ma (Hauterivien -et non Barrémien-) et 80 Ma, vers 100 Ma (flg.1.9A, B, Cl.
Au Crétacé supérieur, vers la limite Campanjen-Maastrjchtjen, un dôme de syénite se
met en place aux environs de Léona, au niveau du littoral actuel (voir § 4.2). Ainsi qu'il a été
dit plus haut, ce dôme semble se situer sur le prolongement de la fracture océanique médiane
de l'archipel du Cap-Vert. On notera également que cet événement se situe peu après le début de
l'instabilité tectonique qui engendrera la chaîne alpine en Afrique du Nord.
Enfin, et surtout, de l'Eocène suoérieur au Quaternaire. des manifestations volcaniques
diverses se produisent dans la région de Dakar-Thiès et dans les secteurs voisins, dans la zone
de passage du plateau continental au talus continental. Ce volcanisme basique, traité plus en
détail ci-après (§4), présente des modes de gisement variés : volcans, dykes, sills, pipes,
coulées, tufs stratifiés. Les relations fracturation-volcanisme sont en général assez claires ;

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Figure 1.34
Carte des Isobathes du toit de l'Eocène en Casamance (Sud.Sénégal)
(PASCAL, 1981).
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---

57
les affleurements de ces roches magmatiques se localisent le ph~s souvent dans les zones de
convergence de fractures, sans qu'une direction préférentielle apparaisse: en particulier, les
fractures subméridiennes ne semblent pas jouer un rOle déterminant.
3.5 - Conclusion
On retiendra en conclusion que le style et l'histoire tectoniQue du bassin sénégalo-
mauritanien sont caractérisés par la prédominance des structures en distension (horsts et
grabens, failles listriques, diapirs), avec toutefois la possibilité du jeu de quelques
décrochements en compression à certaines époques, et par le jeu polyphasé des accidents.
On peut distinguer plusieurs épisodes tectoniques majeurs, au cours desquels les
diverses structures ont pris naissance ou se sont accentuées. Ces épisodes ont souvent été
suivis par des périodes d'érosion, soulignées par la présence de lacunes, de discordances de
ravinement ou de changements de faciès brusques dans la série sédimentaire (f1g.1.10). Ils
représentent, pour la plupart, l'écho de phases tectoniques bien caractérisées dans la chaîne
alpine ; ils se situent en effet :
- pendant l'Aptien supérieur ;
- durant le Sénonien inférieur ;
- à la limite Crétacé-Paléocène ;
- à la limite Paléocène-Eocène ;
. à la base de l'Eocène supérieur (épisode majeur) ;
• et, de façon moins bien caractérisée, dans le Néogène.
4 • LE MAGMATISME DANS lE BASSIN DU SENEGAl (1)
4.1 - Introduction
l'extrémité ouest de l'Afrique occidentale a été le siège d'un important magmatisme
basique dont les manifestations s'étendent du Crétacé supérieur au Quaternaire. les divers
affleurements, disséminés sur une aire de 100 km de large depuis Dakar jusqu'à "Est de
Thiès, ne constituent que la partie visible d'une province magmatique beaucoup plus vaste
comprenant en particulier le volcanisme sous-marin de Cayar (Cayar Seamount ) et le dôme
de léona, intrusions ou épanchements auxquels sont associées des anomalies gravimétriques
importantes (fig.1.35). Ces manifestations sont localisées au niveau de la marge continentale
affricaine, à l'aplomb du carrefour de grands accidents d'orientation subméridienne et E-W,
ou à leur voisinage immédiat, dans une zone à croûte de transition par l'intermédiaire de
laquelle se fait le passage de la croûte continentale à la croûte océanique. On notera que la
région où se situe cette province volcanique, semble avoir été une zone haute dès l'ouverture
du bassin (voir plus loin, §.5.2).
De nombreux auteurs ont étudié le volcanisme de la région du Cap-Vert. les travaux les
plus importants sont ceux de CHAUTARD (1906 et 1907), COMBlER (1934
et 1952),
TESSIER (1950 et 1954), DEBANT (1963), ElOUARD et al. (1972) et FRAUDET (1973).
les recherches et mises au point récentes de CREVOLA (1974, 1975, 1978, 1980) et
CREVOLA & GAYE (1979) permettent de faire une synthèse concernant ce volcanisme
(BElliON & CREVOLA, 1986).
les données stratigraphiques et les datations radiométriques par la méthode KtAr
(CANTAGREl et al., 1976, et in BElliON & GUIRAUD, 1984) mettent en évidence une
longue période d'activité magmatique discontinue dans le temps, qui débute au Sénonien
supérieur et se termine au Pléistocène inférieur. les auteurs distinguent ordinairement le
volcanisme tertiaire du volcanisme quaternaire : un repère stratigraphique commode,
correspondant à une importante phase d'altération et représenté par la cuirasse ferrugineuse
formée vers la fin du Pliocène (cf. § 2.15), se place en effet entre ces deux épisodes.
(1)
Ce paragraphe a été rédigé avec la collaboration de G. CREVOLA.

---

10°
A
N
5°
18°
16°
Figure 1.35 - A : localisation du magmatlsme méso-cénozoïque du bassin du Sénégal
(CREVOLA, 1980).
B : anomalies gravlmétrlques associées
(extrait simplifié de la carte gravimétrique de VAN DER LINDEN, 1976).
A : tireté = limite supposée de l'aire volcanique ; pointillé = zone à affleurements volcaniques.
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Figure 1.36 -Coupe schématique du dôme de Léona
(d'après document SAP, inédit 1958, modifié).
1 : Batholite de syénite et son auréole de métamorphisme, de contact ; 2 : Calcaires. dolomies, grès et argiles du
Crétacé inférieur ; 3 : Argiles sableuses et calcairtes marneux du Crétacé moyen-supérieur ; 4 : Sables
maastrichtiens ; 5 : Argiles et calcaires du Paléocène ; 6 : Marnes et calcaires marneux éocènes ; 7: Sables
quaternaires ; 8 : Failles,

---

59
Le magmatisme crétacé, puis les volcanismes tertiaire et quaternaire sont traités
successivement ci-après. Le problème des injections doléritiques accompagnant l'ouverture du
bassin au Trias et au Lias ne sera pas développé ici. En effet les dolérites en question n'ont pas
été rencontrées en sondage et ne sont connues à l'affleurement qu'au Sénégal oriental.
4.2 - Le magmatlsme crétacé de Léona
Le magmatisme crétacé de Léona, ou dôme de Léona (signalé pour la première fois par
PASCAL & MICHEL, 1967), se localise à 30 km environ au SSW de Saint-Louis. " n'affleure
pas et se traduit uniquement par une anomalie gravimétrique (90 mgal) et magnétique
subcirculaire, décelée lors de prospections pétrolières. Cette structure a été reconnue par le
forage de Léona 1, qui a atteint à 463 m de profondeur, sous les sables aquifères
maastrichtiens, une cornéenne à enclaves de microsyénite surmontée d'un calcaire
métamorphique d'âge néocomien probable (fig.1.36). Le sondage Léona 2 ayant mis en
évidence, non loin de là, la discordance des sables aquifères du Maastrichtien supérieur sur
des termes plus anciens du Sénonien, sans doute campaniens, la mise en place du dôme est
fini-campanienne à maastrichtien inférieur. Cette structure rejoue ensuite faiblement après
le Maastrichtien qui est légèrement déformée.
Selon L1GER (1979) et ROUSSEL & L1GER (1983), cette intrusion aurait une largeur de
7 km il son toit (à 460 m de profondeur) et de 14 km à sa base localisée vers 7000 m de
profondeur. Elle est assez comparable par sa forme au Great Stone Dome de la marge
atlantique des Etats-Unis dont la mise en place est toutefois plus ancienne puisqu'elle entraîne
la discordance de l'Albien sur l'Aptien (SHERIDAN et al., 1979 ; SCHlEE et al., 1979
SCHLEE & JANSA, 1981).
4.3 - Le volcanisme tertiaire
Le volcanisme tertiaire se rencontre sous forme de petits affleurements disséminés dans
toute la région du Cap-Vert et du horst de Ndiass, où il a été reconnu également dans de
nombreux puits et sondages (fig.1.37). Il est caractérisé par deux' grands types de roches
souvent associés, des laves et des tufs.
Par ailleurs, des pointements sous-marins décelés au large de Cayar à la suite de
diverses prospections bathymétriques et géophysiques (UCHUPI et al., 1976 ; MEAGHER et
al., 1977), sont également rapportés au volcanisme tertiaire, sans avoir cependant été
échantillonnés à ce jour.
Au Sud de Dakar, des anomalies magnétiques décelées sur le plateau continental lors de la
campagne Rosilda 1 en 1972 sont également attribuées à des pointements volcaniques.
4.3.1. Stratigraphie et âge du volcanisme
Le contexte stratigraphique donne une idée approximative de "âge des manifestations
volcaniques. Les roches les plus récentes recoupées par des filons sont d'âge éocène moyen. Les
carottes de calcaires à Lépidocyclines des sondages de Dakar Marine renferment des fragments
de tuf palagonitisé dont la mise en place est par conséquent contemporaine de la sédimentation.
Les tufs de l'Anse Bernard à Dakar renferment des blocs de calcaires à Lépidocyclines
oligocènes. En outre, presque tous ces affleurements souvent peu étendus et profondément
altérés, sont surmontés par une cuirasse ferrugineuse dont l'âge est probablement fini-
pliocène (flg.1.38).
Le volcanisme tertiaire est donc postérieur à l'Eocène moyen et antérieur à la fin du
Pliocène.
Des précisions ont pu être obtenues par des mesures d'âge absolu effectuées sur une
vingtaine d'échantillons de roches éruptives. Les âges radiométriques obtenus vont dè 35,5 ±
1,5 Ma à 5,3 ± 0,3 Ma (CANTAGREL et al., in BELLI ON & GUIRAUD, 1984), soit de l'Eocène
terminal à la limite mio-pliocène (tab.1.2). Toutefois, l'essentiel du volcanisme du bassin
semble être miocène.

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Figure 1.37 - Carte de localisation du volcanisme de la région du Cap-Vert (Sénégal)
( CfIEVOLA, 1975 et 1978, modifié).
1 : Volcanisme quaternaire (en pointillé, limite d'extension sous les sables).
2 : Substratum cénozoïque.
3 : Substratum
mésozoïque.
4 : Laves (liions, coulées). Ile des Madeleines = 3. Anse des madeleines = 4. Cap Manuel.., 5.
Ile de Gorée = 7. Banc de la Résolue = 10. Cap des Biches = 12. Diokoul = 13. Niakoul Aap = 14.
Sangalkam = 19. Ouobine =34. Khazabe = 36. Séne Sérène = 38. Fouloume =42. Bellevue .. 43.
Ravin des voleurs = 45. Keur Mamour = 46. Kissane = 47. liéo 1 = 48. Bandia .. 49. Tiéo 2 .. 50.
Diack = 51. Taïba = 54 .
5 : Tufs
(sils,
dykes,
pipes) Iles des Madeleines = 3. Anse des Madeleines = 4. Anse
Bernard = 6. Sondages de Dakar-Marine = 9. Mbao = 11. Cap des Biches = 12. Santhiaba .. 15.
Gandoul = 23. Yeba = 24. Mbiridiam = 25. Sandock = 27. Toubab Diallao .. 30. Cap de Naze =31.
Paki = 33. Ouobine = 34. Ndiass = 35. Diack = 51. Barre Diam et Beaufi = 52 . Lam Lam.., 53 .
6.: Tufs (dépôts de maar) Volcan des Mamelles = 2. Bel·Air = 8 .
7: Forages
pétroliers
recoupant
des roches volcaniques. Cap-Vert Marine~(CVM 1) = 1.
Aetba 1 (At 1) = 16.
Dakar Marine 1 (DKM 1) = 17. Kabor 1 (Ka 1) = 18. Bargny 1 (By 1) =20.
Yenn 3 (Yeb 3) = 21. Dougar 2 (Do 2) = 22. Sebissou 1 (So 1) = 26. Tanma 1 (Ta 1) = 28.
Cayar 1(Cr 1) =29. Popenguine 1 (Pp 1) = 32. Ndiass 1 (OS 1) = 35. Pout 2 (Pt 2) = 37.
Gadiaga 1 (Gd 1) = 39. Mont Rolland 1 (Rd 1) =40. Mont Rolland 2 (Rd 2) =41. Pout 1 (Pt 1) =44.
Les forages pétroliers de la tête de la presqu'île qui ont recoupé des niveaux volcaniques
sont trop nombreux et n'ont pas été reportés.

---

61
1
~lamelles, cone-scheel
DoHri te
1,05 + 0,20
2
Almadies, coulée
DoHri te
l, 10 -; 0,06
3
Almadies, coulée
Basanite
1,10 -; 0,05
4
Ouakam, bloc dans tuf
Basanite
],no ~ 0,10
5
Ouakam, coulée
Doléri te
1,40 + 0,20
6
Pt K,
coulée
Dolfri te
l, Sn ~ 0,10
7
Pt K,
- " -
Dol€rite
vacuo-
laire
2, 90 ~ 0,30
8
Ile. des Madeleines, coulée
DoH'ri te
6,QO + 0,20
9
Ile
des Madeleines, coulée
Basanite
5,30 -; 0,30
10
Pointe de Fann, coulée
Basanitp
7,90 -; 0,40
II
Cap Ma~uel W, coulée
Basanite
7,65 -; 0,40
12
Cap Manuel E, coulée
Néph€'l ini te
8,50 -; 0,40
13
Diack, coulée?
Basanite
7,80 -; 0,50
14
Diack, coulée ?
DoH'rite
10,30 -; 0,50
15
Lam-Lam, fi Ion
Basanite
12,0
-; 1,5
16
Sen Sérère, coulée
Basanite
13,0
'+ 0,50
17
Ravin des voleurs, filon
Basanite
13,3
'+ 0,6
18
Gorée, coulée
Basanite
13,50 ~ 0.40
19
Cap des Biches, sill
Basanite
20,9
+ 0,60
20
Rufisque, coulée?
Néphplini te
2] ,5
-; 2
21
Bandia, filon
Néphélini te
35,5
~ 1,5
22
Anse des Madeleines, sill
Pyroxénolite
30,7
+ 2
Tableau 1.2· Ages radlométrlques pour le volcanisme de la presqu'île du Cap.Vert
(CANTAGREL etai., in BELLION & GUIRAUD. 1984).
Selon CREVOLA qui a prélevé une partie des échantillons. la mesure nO] doit être rejetée, les
échantillons 5. 6 et ] provenant en effet de la même coulée ; l'échantillon nO] devait être altéré.

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Figure 1.38 - Coupe de la côte sud-ouest de la tête de la presqu'île du Cap-Vert,
Dakar, Sénégal
( CREVOLA, 1975, légèrement modifié).
1 : Faille.
7 : Cuirasse ferrugineuse.
2 : Marno-calcaires des Madeleines, Paléocène.
S à 13 : Quaternaire
3 : 'Umons' de l'hopital, Eocène inférieur.
S : Sables ·Infrabasaltiques·.
4 : Argiles de la Prison, Eocène inférieur.
9 : Tufs stratifiés.
S : Marno-calcaires de "Anse Bernard, Eocène moyen, et
10 : Tufs et brèches volcaniques.
tufs volcaniques de l'Anse Bernard et de la Plage
11 : Basanite.
Pasteur, Miocène.
12 : Dolérite.
6 : Néphélinite du Cap Manuel et autres "basaltes', OIigo-Miocène .
13 : Limons et sables récents.

---

63
L'activité volcanique débute par la mise en place, dans la région de Thiès, du filon de
Néphélinite de Bandia (4 : 49, f1g.1.37 et tab.1.2). A Dakar, les premières manifestations
volcaniques ont lieu à l'Oligocène : le sil! de Pyroxénolite de l'anse des Madeleines est daté à
30,7 ± 2 Ma (tab.1.2) et des calcaires à Lépidocyclines remanient des tufs (ci-dessus).
4.3.2 Type de gisement et de manifestations
Les affleurements de roches volcaniques tertiaires correspondent à des lambeaux de
coulées ou à des témoins d'intrusions de lave.
A cette activité lavique est associée une activité volcanique clastique intrusive. Celle-ci
s'exprime sous forme de pipes, dé sills et de dykes de tufs bréchiques. Les pipes peuvent
renfermer des éléments de série sédimentaire volumineux et plus jeunes que l'encaissant, ce
dispositif ayant donné lieu à des interprétations diverses; selon CREVOLA (1978), il ne peut
s'agir que d'une mise en place par fluidification, ce processus rendant compte de la retombée
dans la cheminée du pipe, d'éléments situés originellement à l'aplomb du diatrème.
4.3.3 pétrographie
les divers types de laves s'ordonnent en une suite moyennement à fortement alcaline,
très sous-saturée, fortement sodique et peu différenciée (f1g.1.39). Cette suite comporte des
néphélinites dont une néphélinite à mélilite et une néphélinite à gros grain correspondant à la
pyroxènolite des anciens auteurs, ainsi que des basanites parfois doléritiques (tab.1.2). Aux
termes les plus basiques sont parfois associés, par suite de différenciations locales, des
filonnets ou des amas strato'fdes de pegmatitO'fdes.
Les tufs bréchigues sont constitués d'éléments basaltiques et d'éléments de roches
sédimentaires de taille variable, cimentés par des fines et de la calcite. Ils renferment parfois
en abondance des phénocristaux d'amphibole et de biotite ainsi que de la pyrite et de la barytine
(dans le ciment). Ces caractères pétrographiques, qui montrent l'importance des gaz juvéniles
et prouvent donc la richesse initiale du magma en gaz, plaident en faveur d'une séparation
précoce d'une phase gazeuse riche en C02'
4.4 - Le volcanisme quaternaire
Le volcanisme quaternaire occupe à terre une surface d'environ 50 km2, cantonnée à la
tête de la presqu'île du Cap- Vert (f1g.1.37). Il est représenté par un appareil volcanique
principal complexe, le volcan des Mamelles, et des appareils secondaires, ainsi que par
plusieurs ensembles de coulées et de tufs interstratifiés dans des sables.
4.4.1. Stratigraphie
Les données de sondages d'exploitation d'eau et celles de forages pétroliers exécutés dans
la tête de la presqu'île ont permis d'établir la stratigraphie synthétique suivante ( CREVOLA &
GAYE, 1979; CREVOLA, 1980). De bas en haut on rencontre (fig.1.40) :
a - l'ensemble des sables de base à gravillons ferrugineux et débris coquilliers, qui
surmonte le substratum marneux ou marno-calcaire paléogène ;
b - l'ensemble volcaniQue inférieur, représenté par une coulée altérée de basalte
bulleux et un niveau de tufs ;
c - l'ensemble des sables inférieurs, épais de 10 à 60 m, à passées détritiques à .
graviers de quartz ;
d - l'ensemble volcaniQue moyen, dont les points d'émission ne sont pas connus. Cet
ensemble correspond à une épaisse coulée de dolérite à gros grains surmontant quatre coulées
de basanite, ou basanite doléritique, séparées par de minces niveaux de sables à graviers et de
tufs; les datations radio métriques donnent aux coulées un âge de 1,5 ± 0,10 Ma ;
e - l'ensemble des sables moyens épais de quelques mètres à 15 m maximum;
f - l'ensemble volcaniQue supérieur, daté à environ 1 Ma, correspondant à une
succession d'une dizaine de coulées de basanite et de basanite doléritique, reposant sur des tufs

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Figure 1.39 - Diagramme S/02/Na20+K20 des roches volcaniques de la région du Cap -Vert
(CREVOLA, 1980).
1 : Droite séparant les laves fortement alcalines (au-dessus) des laves moyennement alcalines (au-dessous) ;
2 : Droite séparant les laves alcalines (au-dessus) des laves tholéïtiques (au-dessous).
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FIgure 1.40 - Colonne IIthostratigraphlque synthétique
du Quaternaire de la tête de la presqu'Ile du Cap-Vert
(d'après CREVOLA, 1980, modifié).
a : Sables de base; b : Ensemble volcanique inférieur; c : Sables inférieurs; d : Ensemble
volcanique moyen; e : Sables moyens; f : Ensemble volcanique supérieur; 9 : Sables supérieurs.

---

65
stratifiés et surmontée par une coulée de dolérite ; les tufs fossilisent un paléosol et sa
végétation (HEBRARD, 1974) : l'épaisseur des coulées peut atteindre 50 m ;
g • l'ensemble des sables supérieurs, ou ensembles dunaires récents de Pikine et de
Cambérène.
" convient ici de rappeler que la cuirasse latéritique qui sépare le volcanisme tertiaire
du volcanisme quaternaire disparaît sous l'eau à la hauteur de l'université (fig.1.38) et qu'
aucun forage n'a effectivement traversé successivement les sables de base et la cuirasse
latéritigue avant d'atteindre le Paléocène sédimentaire ou les tufs bréchiques miocènes. L'âge
des trois ensembles les plus anciens (a, b et c de la figure 1.40), qui est antérieur à 1,5
Ma, n'est donc pas oonnu avec précision.
4.4.2. Type de manifestations
L'activité volcanique quaternaire se limite essentiellement à l'histoire du volcan des
Mamelles qui se caractérise par différents types de manifestations (fig.1.41) :
- activité phréatomagmatique et appareil de type maar, avec émission de déferlantes
basales et dépôt de tufs stratifiés (3, fig.1.41);
.
- activité strombolienne avec édification d'un cône de scories et émission de basanites
(5,6 et 7, flg.1.41);
.
- activité hawaïenne avec formation d'un lac de lave dans un cratère d'effondrement et
activité fissurale s'accompagnant de la mise en place de dolérites (8 et 9, flg.1.41).
Certaines de ces manifestations ont pu sè produire plusieurs fois.
Les déferlantes basales résultent d'explosions phréatomagmatiques qui s'expliquent par
l'intrusion de magma dans une épaisse série de sables aquifères (BOUCARUT & CREVOLA,
1 972).
4.4.3. pétrographie
Les laves émises diffèrent de celles, plus basiques, du volcanisme tertiaire (f1g.1.39).
Au Quaternaire, il s'agit de Na-hawaïtes, désignées ordinairement par les termes de basanite,
basanite doléritique et dolérite (tab.1.2), qui concernent davantage la texture de ces roches
que leur composition chimique. Les ensembles volcaniques moyen et supérieur montrent les
mêmes types de laves et surtout la même évolution texturale ; celle-ci se traduit par une
augmentation de la taille des phénocristaux et du rapport phénocristaux sur mésostase. Ainsi,
les basanites aphanitiques, à mésostase abondante à la base, passent progressivement à des
dolérites à gros grains au sommet, constituées uniquement de phénocristaux. Cette évolution,
qui s'accompagne d'une augmentation de la teneur en Si02 et d'une diminution de la teneur en
Na20 + K20, rend compte de la venue au jour de lave dont la différenciation résulte d'un temps
de séjour et de cristallisation de plus en plus long dans une chambre magmatique superficielle.
Les tufs stratifiés quaternaires sont caractéristiques de dépôts de déferlantes basales par
leur granulométrie fine, augmentant à l'approche du centre d'émission, leur structure
sédimentaire en antidume, et la présence de blocs non-déformants. Ces tufs ont une
composition mixte, mélange intime d'éléments du substratum pulvérisé qui ne montrent aucun
trace de cuisson (quartz brisés provenant de la "formation des sables infrabasaltiques", débris
variés de la série sédimentaire paléogène), et d'éléments juvéniles unis par un ciment
cinéritique très fin. Les différents niveaux de tuf ont en outre une composition homogène sur
d'assez grandes distances; ils peuvent être pulvérulents ou, au contraire,très cohérents et
renferment, de manière générale, des niveaux à pisolithes volcaniques. Les éléments juvéniles
correspondent à des éléments à verre basaltique de taille variable, vésiculés ou non,.
palagonltisés ou non.
4.5 - Conclusion
Le magmatisme rencontré dans le bassin sénégalais est maintenant bien connu dans le
domaine continental, au moins en ce qui concerne la lithostratigraphie et les modes de gisement.

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Figure 1.41 - Coupe seml-Interprétat.lve de la structure du volcan des Mamelles
(CREVOLA, in BELLION & GUIRAUD, 1984).
1 : Substratum tertiaire ; 2 : Sables ("infrabasaltiques") ; 3 : Tufs stratifiés (cratère de type maar) ; 4 : Coulées
de basanite et de dolérite ; 5 : Scories noires (spatter - cone) ; 6 : Scories, petites coulées, bombes (appareil
strombolien) ; 7 : Intrusions et coulées de basanite ; 8 : Minces coulées de dolérite se mettant en place dans un
cratère d'effondrement; 9 : Cone-sheet de dolérite ; 10 : Faille d'effondrement. a : Ensemble volcanique Inférieur.
b : Ensemble volcanique moyen.

---

01
Les données relatives au domaine marin sont beaucoup plus fragmentaires, et basées
principalement sur des observations bathimétriques et géophysiques.
Dans un cas comme dans l'autre, l'étude géochimique reste'à faire. C'est pourquoi ce que
l'on sait actuellement du volcanisme tertiaire et quaternaire de la province du Cap-Vert ne
permet pas de préciser la nature de la croûte. Des séries pétrographiques semblables à celles-
ci se rencontrent en effet aussi bien dans des région à croûte typiquement continentale, comme
le Massif Central français ou le Jura souabe, que dans les régions à croûte océanique comme la
région d'Hawaï (en particulier les roches à mélilite).
Toutefois, pour la plupart des auteurs. le volcanisme du Cap-Vert se situe au niveau
d'une zone à croûte de transition, par l'intermédiaire de laquelle se fait le passage du domaine
continental au domaine océanique.
5 • HISTOIRE GEODYNAMIQUE
5.1 - L'héritage
anté-mésozoïque
On dispose de peu d'éléments pour reconstituer l'histoire anté-mésozoïque du bassin
sénégalais, les formations paléozoïques et précambriennes n'ayant été atteintes que par un
nombre restreint de forages (cf.§.2.1.).
Au Paléozoïque, le "Bassin Bové" s'étendait au Nord de la Guinée, jusqu'en Casamance. Ce
domaine, probablement marin jusqu'au Dévonien, se prolongeait vraisemblablement plus au
Nord, en direction des bassins dont on trouve des témoins dans la chaîne des Mauritanides et le
bassin de Taoudenni.
La limite septentrionale actuelle du bassin paléozoïque casamançais semble correspondre
aux fractures majeures de Gambie, qui ont dû jouer lors des orogenèses panafricaine,
taconique et hercynienne. Les déformations hercyniennes et taconiques se traduisent d'ailleurs
dans le sondage de Diana-Malari (DM 1) par la discordance angulaire séparant les séries
mésozoTques des grès dévoniens non fracturés et par la fracturation intense des assises
siluro-ordoviciennes.
Il ne fait pas de doute que le domaine situé au Nord de la Gambie a dû également être
tectonlsé è la fin du Précambrien et au Paléozoïque, mais on ne dispose actuellement d'aucune
donnée précise sur ce sujet.
5.2 - La naissance du bassin
Les premiers stades du bassin post-hercynien sénégalo-mauritanien ne sont pas connus.
Toutefois, la répartition des faciès évaporitiques triasico-Iiasiques (f1g.1.42) conduit è
supposer l'existence à l'origine de deux fossés subméridjens, séparés par une zone haute
jouant le rOle de seuil et localisée entre les embouchures actuelles des fleuves Sénégal et
Gambie.
Ces fossés primitifs étaient vraisemblablement limités au Nord et au Sud par des
accidents majeurs, jouant en failles transformantes et correspondant aux zones faillées dites
de Kane, du Cap-Vert, de Gambie et de Vema-Guinée (fig.1.42). Pour ces deux dernières, la
preuve de leur jeu au Trias-Lias est fournie par les nombreuses venues de roches basiques
observées à cette époque dans leur prolongement en domaine continental.
La distension triasico-Iiasique, responsable de l'ouverture de l'Atlantique Central et de
la naissance des bassin côtiers ouest-africains et est-américains, est encore attestée par le
magmatisme doléritique (gabroset microgabros tholéitiques à texture doléritique) connu dans
les régions limitrophes (DARS, 1960 ; BRIDEN et al., 1971 ; MAY 1971 ; DALRYMPHE et
81.,1975 ; BERTRAND & WESTPHALL, 1977 ; DE BOER & SNIDER, 1979 ; DOSSO et al.,
1979 ; BERTRAND, 1986), ou supposé à la base des remplissages sédimentaires des bassins,
par l'interprétation de données géophysiques (BEHRENDT et al., 1974 ; L1GER, 1979 ;
PONSARD, 1984 ; REYRE, 1984). Ce magmatisme s'est mis en place entre le' Permien
supérieur et le Crétacé inférieur mais principalement au Trias-Lias.

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Figure 1.42 • Les grandes structures du bassin sénégalo-maurltanlen
(BELLION & CREVOLA. 1986).
1 : Bassin évaporitique ; 2 : Zone volcanique; 3 : Faille transformante; 4 : Accident tectonique majeur;
5:Umite ouest de la zone magnétique calme, jurassique; 6 : Umite est du bassin sédimentaire post-paléozolque.

---

69
5.3 . Du L1ls è l'Aptlen : Il construction de Il pllte-forme
A partir du Lias moyen, on voit se développer, dans le bassin sénégalo-mauritanien
comme sur l'ensemble de la marge de l'Atlantique Central, une frange récifale génératrice de
formations carbonatées qui vont constituer l'ossature de la plate-forme continentale. Les
apports détritiques d'origine continentale restent le plus souvent limités à l'Est de cette
barrière, tandis que les dépôts argileux dominent à l'Ouest.
Ce dispositif va subsister jusqu'à l'Aptien supérieur, le Nécomien s.I. étant toutefois
caractérisé par l'influence plus importante des apports terrigènes.
5.4 • De l'Aptlen termlnll lU Lutétlen
La fin de l'Aptien est marquée par une nouvelle progression des faciès détritiques, qui
semble représenter ici, avec l'émersion et la karstification locales des calcaires aptiens,
l'écho de la phase autrichienne, première phase de compression dans le domaine alpin.
On voit ensuite s'installer à diverses reprises, et notamment à l'Albien et au Turonien,
des conditions anoxiques propices au dépôt de faciès argileux riches en matière organique
(-black shales-), ces conditions anoxiques ou de confinement pourraient être induites par
l'action, conjointe ou non, de trois phénomènes principaux :
• la remontée rapide du niveau marin (Aptien supérieur et Cénomanien supérieur),
avec Ingression marine brutale envahissant les marges continentales, qui repousse les eaux
météoriques et leurs apports terrigènes loin des bassins de sédimentation où n'arrivent plus
que les particules de matière organique. Ces transgressions accroissent encore la tranche d'eau
et donc les conditions réductrices dans ces mêmes bassins ;
- la stagnation des eaux profondes par absence de courants de fond, liée à des barrières
physiographiques qui disparaissent pendant le début du Sénonien ;
- l'arrivée en masse dans le domaine atlantique de saumures plus denses entrainant la
stratification du corps d'eau océanique en deux couches de densité différente et l'anoxie du
corps d'eau de fond hypersalin. Selon BUSSON (1984a et 1984b), ces saumures proviennent
du bassIn saharien voisin où elles ont été produites de l'Albo-Aptien au Turonien, car on n'y
trouve pas alors les dépôts salins correspondants.
Des conditions locales telles que des courants d'upwelling (EINSELE et WIEDMANN,
1982) peuvent en outre entraîner des concentrations accrues en matière organique.
Puis le Crétacé supérieur voit une nouvelle fois la sédimentation détritique envahir le
bassin, plus particulièrement au Maastrichtien, tandis que le front du plateau continental est
marqué par le jeu de failles synsédimentaires (à l'Ouest du horst de Ndiass) ou par le
développement de séries progradantes (Casamance). On retiendra également la mise en place
du dOme volcanique de Léona vers la fin du Campanien, en liaison avec une Instabilité
tectonique que dénotent aussi les failles précédentes. La fin du Crétacé est marquée par la
poursuite de la surrection des diapirs de sel de Casamance et de Mauritanie, et de celle du horst
de Ndiass qui émerge alors partiellement - manifestations 'locales d'une phase tectonique
mieux marquée dans d'autres régions ouest-africaines.
Une frange récifale tend à s'installer au Paléocène sur la zone haute nouvellement
apparue au front du plateau continental, cette dernière émergeant à nouveau dans plusieurs
secteurs è la fin du Paléocène. Cependant, à l'Eocène inférieur s'opère une transgression qui
donnera vraisemblablement au domaine marin son extension maximale vers l'Est. La
sédimentation présente alors essentiellement un caractère biochimique, qui va persister à,
rEocène moyen, période qui voit s'amorcer le dépôt des séries phosphatées de la région de
Tivaouane (phosphates de chaux de Lam Lam et de Ta"lba).
5.5 - LI phlse Intrl-éocène
L'ensemble du bassin sénégalais est affecté par des déformations cassantes à 'la fin de
"Eocène moyen. La densité des accidents est très grande, mais leurs rejets sont généralement
modestes. Cet épisode tectonique représente la phase majeure enregistrée dans l'histoire du
bassin; il aura pour conséquence le retrait général de la mer, qt:Ji ne persistera qu'au niveau
du golfe casamançais à l'Eocène supérieur, et une nouvelle phase d'ascension des diapirs.

---

70
Les directions des fractures se répartissent selon un éventail très large. L'analyse
structurale montre qu'il s'agit principalement de failles normales qu'accompagnent quelques
décrochements. Un inventaire systématique de la fracturation, en cours de réalisation,
permettra peut-être de déterminer les directions des contraintes.
5.6 - .De l'Eocène supérieur au Quaternaire
A l'issue des déformations intra-éocènes, la mer régresse nettement. Un golfe subsiste
cependant en Casamance, à partir duquel s'opèrera une dernière et brève transgression au
Miocène moyen ; une mer peu profonde s'avançait alors probablement jusque dans le Ferlo, à
partir du Sud et du Nord. Au 'voisinage de Dakar et de Thiès, la mer persistera également à
l'Eocène supérieur et à l'Oligocène, dans des secteurs très limités. Enfin, on retiendra le jeu
au Miocène de failles listriques subméridiennes sur le plateau continental au Nord de Dakar.
Mais c'est en régime continental qu'évoluera essentiellement le bassin sénégalo-
mauritanien
après le Lutétien, et surtout après l'épisode transgressif miocène. Les
formations gréso-argileuses miocènes, d'origine marine, seront profondément altérées par la
percolation des eaux souterraines, lors d'une phase d'abaissement des rivages océaniques-au
Miocène supérieur?- et présenteront le faciès dit du "Continental terminal". Ce faciès
d'altération implique des conditions climatiques tropicales humides, de même que la cuirasse
ferrugineuse fini-pliocène.
Au Quaternaire, les variations climatiques vont jouer un rôle majeur. On leur doit en
effet:
- les fluctuations des Hgnes du rivage, en relation avec les phénomènes glacio-.
eustratiques dont l'influence se manifeste à l'échelle planétaire ;
- les étagements des terrasses alluviales, liés aux fluctuations précédentes et très nets
dans la vallée du fleuve Sénégal ;
-l'installation, puis la désorganisation de plusieurs systèmes dunaires.
On notera également le fait que les manifestations volcaniques reprennent dans l'ouest du
bassin sénégalais dès la fin de la phase intra·éocène, et se poursuivent jusqu'au Quaternaire.
Leur localisation dans la région de Dakar-Thiès semble traduire le rejeu plus ou moins
simultané des accidents subméridiens situés au front du plateau continental, dans une zone
d'amincissement rapide de la croûte continentale, et d'une zone faillée complexe de direction
E-W, sur laquelle se situe également l'archipel du Cap-Vert
formé essentiellement par du
matériel volcanique d'âge tertiaire et quaternaire.
En conclusion, on retiendra que si l'histoire géodynamique du bassin sénégalo-
mauritanien est liée principalement à l'ouverture de l'Atlantique Central, elle a également été
influencée de façon épisodique par les contre-coups de la collision des plaques africaine et
européenne.

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Chapitre 2 ,

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Figure 2.3 - Carte géologique simplifiée et schéma structural de la région du
Tllemsl-Tlmetrlne
(d'après BELLION & GUIRAUD, 1985, modifié).
PC: Précambrien; V : Magmatisme permien; r - t : Permo·Trias; Ci·Cs: Jurassique (?) à Crétacé supérieur;
c9·e : Ma astrichtien terminal à Eocène moyen;
Ct: Continental terminal. 1 : Pendage inverse et valeur en degré;
2 : Pendage normal et valeur en degré ; 3 : Faille (Up, Down) ; 4 : Faille inverse ; 5 : Axe synclinal ; 6 : Axe
anticlinal; 7 : Position et numéro des coupes; 8 : Forage PNC (Ma 5 : lig.2.5).

---

75
1-INTRODUCTION
Le bassin de Taoudenni , limité à l'Ouest par la chaîne des Mauritanides, au Nord-Ouest
par la dorsale ou bouclier Reguibat, la dorsalè de Man-Léo ou bouclier éburnéen au Sud, le
Hoggar ou bouclier targui à l'Est, présente une forme grossièrement losangique d'environ
1000 km de côté(flg.2.1). Il est commun à l'Algérie, à la Mauritanie et, pour l'essentiel, au
Mali. Il est ouvert au Nord par le Tanezrouft et l'Erg Chech vers le bassin de Reggane, lui-
même communiquant avec le bassin de Tindouf à l'Ouest. Les formations post-paléozoïques
n'occupent qu'un peu plus de la moitié est du bassin. Elles dessinent une synéclise
vraisemblablement peu déformée et à propos de laquelle on dispose de très peu de données.
L'épaisseur de ces formations qui doit être de l'ordre d'un millier de mètres dans la région
centrale de Foum el Alba, diminue en général vers les bords du bassin ; les bordures
méridionale et orientale, où se localisent des fossés tectoniques qui se sont sans doute formés
en partie pendant le début du MésozOïquf (Jurassique et Crétacé inférieur), font exception.
Dans ces deux zones déformées du Tilemsi-Tanezrouft à l'Est et de Nema-Nara au Sud,
les affleurements sont plus nombreux et d'assez bonne qualité. Cependant ils sont souvent
ennoyés dans les sables et fragmentaires, et la difficulté essentielle réside dans les
corrélations des différentes observations entre elles.
Le présent chapitre comporte trois parties : la première concerne la lithostratigraphie
de chacune des deux régions du Tilemsi-Tanezrouft et de Nema-Nara, la seconde, leur étude
structurale, la troisième consiste en un essai de synthèse géodynamique.
2-L1THOSTRATIG RAPHI E
2.1-LA REGION DU TILEMSI-TANEZROLlFT, BORD EST DU BASSIN
A l'Ouest de l'Adrar des Iforas, les formations post-carbonifères affleurent en général
assez mal ; cependant, par suite de mouvements tectoniques post-crétacés qui ont provoqué
leur exhaussement, plusieurs reliefs résiduels de socle percent la couverture sédimentaire
qui se redresse et affleure par conséquent à leur contact (KARPOFF, 1960).
D'Est en Ouest, on peut individualiser les ensembles suivants (flg.2.2 et 2.3) :
- les reliefs de socle de l'Adrar des Iforas ;
- la vallée du Tilemsi (s.I.), qui se prolonge vers le Nord-Est en Algérie. Plusieurs
petits massifs précambriens (Echid Techalrhe, Takerkort, Ibila/ene, Tekaouelt) barrent cette
vallée à la latitude de Tessalit et séparent le synclinal d'Assier, au Sud, des plis de Tessounfat
et d'Ait Nafa, au Nord-Est;
- la dorsale de socle du Timetrine-Taounnant, dont la limite occidentale constitue
parfois un escarpement remarquable, et, vers le Nord, le massif annulaire du Tadhak et les
adrars Tidjerazraze et Tadoulilt ;
- les séries sédimentaires de Tinkar-Taounnant, généralement horizontales et découpées
par l'érosion en reliefs tabulaires.
Des observations effectuées au début des années 1985 et 1986 permettent de
reconstituer la colonne Iithostragraphique synthétique de cette région, à partir de coupes très
fragmentaires. Cette succession qui est relativement complexe sur le plan lithologique et
complète du point de vue stratigraphique, comprend le socle précambrien, des intrusions
volcaniques et des séries sédimentaires.
Dans la région de l'Adrar des Iforas, la couverture sédimentaire surmonte en discordance
le socle précambrien. Dans celle de Taoudenni, au Nord-Ouest, cehe même série sédimentaire
recouvre en discordance cartographique les formations du Paléozoïque anté-permien sans qu'il
y ait cependant de discordance angulaire marquée avec le Carbonifère supérieur (BASSOT et
al., 1981).

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76
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Figure 2.4 - Colonne Ilthostratlgraphlque synthétique de la région Tllemsl-Tlmetrlne
(d'après BELLION & GUIRAUD, 1985, modifié).
: Galets, conglomérat ; 2 : Sables, grès ; 3 : Calcaires, roches carbonatées à intraclastes calcaires ; 4 : Argiles,
marnes, parfois silteuses,
micacées; 5 : Gypse et débris ligniteux ; 6 : Lamellibranches ; 7 : Oolithes. Légende
commune aux figures 2.4 et 2.5.

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77
2.1.1-Le socle précambrien
Le socle précambrien est représenté par un complexe gneissique et granitoïde éburnéen,
des séries gneissiques, des séries volcano-sédimentaires ou molassiques du Protérozoïque
supérieur et des granitoïdes panafricains pré-tectoniques à post-tectoniques (BLACK, 1978 ;
BLACK et al., 1979 ; CABY et al., 1981 ; FABRE et al., 1982). Ces roches affleurent dans
l'Adrar des Iforas à l'Est, la dorsale de socle du Timetrine-Taounnant à l'Ouest, et les petits
massifs de socle qui barrent la vallée du Tilemsi à la hauteur de Tessalit (f1g.2.2 et 2.3).
2.1.2-Les Intrusions volcaniques permiennes
Plusieurs complexes magmatiques anorogéniques sous-saturés affleurent au Nord du
massif de Timetrine (flg.2.3) :
- Le massif annulaire syénitique du Tadhak et les pointements de même nature et de
taille plus modeste situés un peu plus au Nord. Les roches syénitiques du Takhak qui ont une
origine mantellique sans contamination crustale (WEIS & LIEGEOIS, 1985) sont datées du
Permien Inférieur (LIEGEOIS et al., 1983).
- Les intrusions de carbonatites, rattachées selon ces derniers auteurs au même
évènement tectono-magmatique, se localisent dans des métabasaltes et des grauwackes du
Protérozolque supérieur de la région d'In Imana!. Cependant, selon SAUVAGE & SAVARD
(1985) qui viennent de les décrire en détail, il y a eu peut-être deux périodes de magmatisme .
sous-saturé, l'une permienne, l'autre crétacée. En l'absence de datations nouvelles, elles sont.
attribuées au Permien.
2.1.3-Les séries sédimentaires
De bas en haut on distingue quatre grands complexes d'épaisseur très différente : le
Continental intercalaire, lui·même subdivisé en deux ensembles, puis une série laguno-
marine surmontée par le Continental terminal et enfin les dépôts quaternaires (f1g.2.3 et
2.4) .
2.1.3.1 - Le Continental intercalaire
Le Continental intercalaire tel qu'il a été défini par KILIAN (1931) comprend ici les
conglomérats de Tezzofi du Permo-Trias (?) et une série d'alternances argilo-gréso-
carbonatées qui représente le Crétacé Inférieur et peut-être le Jurassique.
-La formation de Tezzot; <permo-Trias ?)
" s'agit d'une puissante formation sédimentaire détritique rouge à dominante
conglomératique ou bréchique, discordante sur le socle précambrien avec lequel elle est le
plus souvent en contact tectonique. L'épaisseur estimée de cette formation est de l'ordre de 500
à 1000m. Initialement placée en équivalence avec la Série Pourprée de l'Ahnet, mollasse
résultant de la destruction de la chaîne panafricaine (FABRE et al., 1982), la formation de
Tezzofi qui remanie les formations alcalines sous saturées d'In Imanal (SAUVAGE & SAVARD,
1985) aurait un. âge permien ou plus récent.
Elle pourrait 'représenter le Permo-Trias (?).
- Le JurassiQue (?) et le Crétacé inférieur
La suite du Continental intercalaire correspond à une série d'alternances de sables, de
grès et d'argiles rouges et vertes dans lesquelles s'intercalent, à sa partie supérieure
(flg.2.5), des bancs de calcaire granuleux, seuls niveaux qui affleurent véritablement. Elle
repose en discordance sur les conglomérats de Tezzofi et directement sur le socle de la bordure
méridionale du massif du Timetrine, dans la zone de l'Oued Ounafak. Elle renferme en outre
fréquemment des débris de bois et des "troncs d'arbres fossiles silicifiés ou carbonatés, ces
derniers se rencontrant vers le haut de la série, immédiatement au-dessous des bancs de
calcaire granuleux. Ces bois fossiles ont déjà été signalés par KARPOFF et al. (1954), en
particulier à l'Ouest de Tichet. Des déterminations en cours ont permis de reconnaître la
forme Métapodocarpoxylon libanoticum (EDWARDS) comb. nov. (DUPERON-LAUDOUENEIX &
PONS, 1985) qui est anté-cénomanienne (détermination et communication orale de D. PONS).

---

78
Cette série contient en outre des fragments d'os de Vertébrés au Nord de Tabankort (BELLlON,
1985a et 1985b) et dans la zone de l'oued Ounafak, à la terminaison méridionale du massif du
Timetrine, parmi lesquels des Crocodoliens et des Dinosauriens Sauropodes et Titanausoridae
selon les premières déterminations de TAQUET et de MICHARD (travaux en cours).
Des restes de Vertébrés ont été récoltés (KARPOFF et al., 1954) dans une position
stratigraphique qui paraît assez voisine, à plus de 200 km au Nord dans la région de Tikarkas
(feuille à 1/200 000 Tessalit-Ouest) : ils se situent au sommet de dépôts continentaux ainsi
que dans des faciès gypseux surincombants, ces derniers étant attribués par ces auteurs au
Cénomano-Turonien.
L'épaisseur de cette série qui semble variable, est au moins de 500 à 600 m à l'Ouest et
au Nord du Plateau de Tichet.
Plus au Nord, AYME & HUBAULT (1955) signalent, à Ait Nafa, une série gréseuse dont la
puissance est supérieure à 500 m. A l'Ouest, à la hauteur du Dhar el Khenachich, le
Continental intercalaire est réduit à quelques dizaines de mètres d'épaisseur seulement
(BASSOT etaI., 1981),15 à 20 m au maximum selon FABRE (1961).
Vers le centre du bassin de Taoudenni, le Continental intercalaire dont l'épaisseur'
pourrait atteindre 500 à 1000 m d'après les travaux de géophysique pétrolière (BASSOT et
al., 1981) "affleure sur des dizaines de milliers de kilomètres carrés, formant une bande
orientée grossièrement E·W qui prend en écharpe les formations du Paléozoïque et du
Précambrien" et que limite vers le Nord la falaise du Dahr el Khenachich.
A l'Ouest du Méridien 3°W, ces auteurs distinguent: 1) à la la base, la série de Bir
Ounane, formée de grès et d'orthoquartzites à stratifications obliques et bois silicifiés, qui se
développe sur "une surface d'érosion remarquablement plane [... ][évoquant] la surface
Gondwana d'Afrique australe" (FABRE, 1961) d'âge crétacé et sous laquelle existent
localement des grès et des argiles rouges continentaux post-carbonifères qui pourraient
représenter "un Permo-Trias tout autant [qu'un] Mésozoïque franc" (FABRE, 1961) ; 2) au-
dessus, la série d'Habar Oukdour formée de grès fins blancs et qui disparaît à l'Est du méridien
3°W.
Ce Continental intercalaire présente des analogies de faciès assez frappantes avec ceux
décrits dans le Groupe du Tegama au Niger (GREIGERT & POUGNET, 1967). Son âge le plus
probable est crétacé inférieur mais il n'est pas exclu qu'il soit en partie jurassique puisque ,
à sa base, DARS (1957) a trouvé à la bordure du fossé de Nara un tronc d'arbre fossile connu
"dans le Jurassique moyen de Tunisie", Brachyoxylon sp. ~IEFFREY (BASSOT et al., 1981).
On rappelle cependant que plus au Nord dans le Sahara algérien du Gourara, le Continental
intercalaire ne débute qu'à la base du Crétacé et que l'absence du Trias et du Jurassique semble
maintenant démontrée (LEFRANC, 1983).
2.1.3.2- La série laguno-marine (Crétacé supérieur à Eocène moyen)
Une série laguno-marine décrite par plusieurs auteurs dont MONOD (1939), CORNET
(1943 et 1948) et AYME & HUBAULT (1955), succède au Continental intercalaire
(f1g.2.4). Cependant, la discontinuité des affleurements ne permet pas de voir de façon
précise le rapport entre ces deux ensembles qui semblent toutefois être séparés par une
discordance de ravinement en rapport avec une probable implantation hétérochrone du
domaine lagunaire puis marin. Dans la région de Tichet, cette série de 500 m d'épaisseur
environ comporte des alternances de grès, de silts et d'argiles dans lesquelles s'intercalent
quelques bancs calcaires, des niveaux gypseux, oolithiques, glauconieux, des passées
bauxitiques (?), phosphatées. On peut individualiser les quatre ensembles suivant: la série
argilo-silteuse de base, la formation carbonatée et marno-sableuse, les argiles papyracées, la
série gréso-argileuse sommitale à oolithes ferrugineuses.
.
10 )_ La série argilo-silteuse de base.
Cette série qui débute par un gros banc de gypse (4 m), se compose d'argiles silto-
gréseuses versicolores gypseuses avec, dans sa partie inférieure, quelques bancs de gypse et
quelques intercalations argilo-gypseuses noires riches en débris végétaux, comportant un

---

79
petit niveau marno-gréseux glauconieux lumachellique. Ces niveaux inférieurs, inconnus à
l'affleurement, ont été recoupés dans le forage MaS, implanté par la Power Reactor and
Nuclear Corporation (PNC) au Nord-Est de Tichet (fig.2.3 et 2.5 ; BELLlON, 1985b). Les
argiles noires situées immédiatement sous le banc lumachellique de la figure 2.5, de 39 à
42 m, ont fourni des pollens caractéristiques du
Maastrichtien
(déterminations de
CHOEBOLDAEFF-SALARD, travaux en cours). Ces niveaux marins et margino-Iittoraux riches
en matière organique et qui rappellent ceux que RADIER (1959) a attribué au Sénonien marin
dans le Détroit Soudanais, sont surmontés par des argiles silteuses et gypseuses qui
appartiennent par conséquent au Maastrichtien. Le banc de gypse de base est sans doute
l'équivalent de celui qui affleure dans toute la zone de Tessounfat, au Nord de Tessalit où il est
exploité pour la production de plâtre. Du point de vue stratigraphique il est sans doute proche
des faciès gypseux du Nord de Tikarkas, attribués au Cénomano-Turonien (KARPOFF et a/.,
1954), mais qui peuvent être plus récents (Campanien ?, voir ci-dessous).
A la bordure Nord-Ouest du massif du Timetrine, une barre de calcaire conglomératique
phosphaté et de dolomie s'observe 150 m en dessous des deux barres calcaires envisagées plus
bas (§ 2). Son âge est inconnu, mais elle peut appartenir au Sénonien (s./.) comme les bancs
calcaires de la série de Tagnout Chaggueret (voir ci-dessous) ou encore être l'équivalent
latéral du calcaire glauconieux et lumachellique du forage Ma 5 et représenter le
Maastrichtien sans doute inférieur.
Plus au Nord, dans la zone d'AH Nafa, AYME et HUBAULT (1955) distinguent au-dessus
du Continental intercalaire, une série lagunaire inférieure de 240 m d'épaisseur qui
correspondrait au Cénomanien inférieur et moyen, une série marno-calcaire cénomano-
turonienne (?) de 60 m de puissance, une série lagunaire supérieure (140 m) qui
représenterait le Sénonien inférieur surmontée par une nouvelle série marno-calcaire (60
m), puis par un ensemble argileux maastrichtien (130 m) à bancs de gypse et à niveaux
gréseux plus fréquents au sommet. Cette série de plus de 600 m d'épaisseur, "se termine par
un niveau marno-calcaire épais d'une dizaine de mètres" (RADIER, 1959) qui correspond à la
première barre repère calcaire d'âge maastrichtien terminal à paléocène inférieur (Terrecht
1, voir ci-après).
Pour MERABET et al. (1971), la série lagunaire inférieure représenterait le Turonien
supérieur et correspondrait à la série des calcaires blancs du bassin des lullemmeden, la série
marno-calcaire représenferait le Sénonien inférieur, la série lagunaire supérieure, le
Sénonien supérieur. Le Cénomanien et le Turonien inférieur seraient ainsi absents. Pour ces
auteurs, la région située à l'Ouest de l'Adrar des Iforas "était suffisamment surélevée pour ne
pas être affectée par la submersion marine" à cette époque.
A la suite d'une traversée rapide de cette zone au début de l'année 1986 au cours d'une
mission commune avec LEFRANC et MICHARD au Nord Mali, LEFRANC a trouvé de très fortes
similitudes de faciès entre, d'une part. la série d'alternances de marnes et de calcaires à
chailles et Gastéropodes que AYME & HUBAULT (1955) ont attribuée avec doute au Cénomano-
Turonien et, d'autre part, la zone calcaréo-argileuse sénonienne du Sahara assimilable au
Campanien (BUSSON, 1971 p. 286). L'une comme "autre sont encadrées par deux séries
lagunaires, argilo-gypseuses au Nord Mali, évaporitiques et respectivement considérées
comme post-turonienne et anté-maastrichtienne au Sahara (BUSSON, 1971, p. 280). Le
Cénomano-Turonien serait de ce fait absent à Ait Nafa et les Séries continentales détritiques
sous-jacentes représenteraient un Continental intercalaire et hamadien indifférencié. Des
recherches complémentaires seraient nécessaires pour essayer de préciser ce point.
Vers l'Ouest, entre le Dhar el Khenachich et Aït Nafa, la série lagunaire de Tagnout
Chaggueret caractérisée par des gypses, des calcaires, des marnes et des grès en alternance,
est attribuée au Cénomanien-Sénonien (BASSOT et al., 1981), mais il pourrait s'agir comme
à Aït Nafa de Campanien.
2°)_ La formation carbonatée et marno-sableuse.
La série argilo-silteuse de base est surmontée par trois ensembles lithologiques mis en
évidence par MONOD (1939), CORNET (1943
et 1948), puis RADIER (1959) au Mali ;
ceux-ci sont extrêmement fossilifères et, pour plus de précisions à ce sujet, on se réfèrera à
la liste
exhaustive dressée par RADIER (1959). Par ailleurs, les deux premiers ensembles

---

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•
•
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•
•
•
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•
•
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AeboCythera? tatt.ulianlia APOSrOLESCU
•
Urolebdris taiakotanlia
APOSTOLESCU
•
•
Leg~~nocythareis cf. teiskotenl~1 APOSTELESCU
••
Figure 2.6 - Le passage crétacé-tertiaire du Nord du Tllemsl, répartition des
microfaunes
(BELLION et al, en cours).

---

81
montrent de nombreuses variations de faciès de détail, alors que le troisième (plus récent) est
plus homogène. Ces trois ensembles lithologique comportent deux barres calcaires repères,
généralement silicifiées à leur sommet et karstifiées (Terrecht 1 et 2 de MONOD, 1939),
entre lesquelles affleurent des marnes, des marno-calcaires et des sables (niveau a, b et
partie du niveau c, flg.2.6).
Au Nord du Hoggar, dans le Tademaït et le Tinrhert, ces deux barres calcaires sont
attribuées au Maastrichtien terminal-Paléocène inférieur et au Paléocène supérieur (AMARD
et al., 1975; AMARD & BLONDEAU, 1979 ; AMARD et al., 1981), au Paléocène au Niger et
au Mali (KRASHENINNIKOV & TROFIMOV, 1969; BERGGREN, 1974 ; REYMENT & SCHOBEL,
1983). Dans la région du Tilemsi-Timetrine, elles sont de même âge ou légèrement plus
!
récentes qu'en Algérie, les transgressions marines venant en effet du Nord-Sahara à cette
époque (GREIGERT,1966; KRASHENINNIKOV & TROFIMOV, 1969; PETTERS, 1979).
A ces trois ensembles
lithologiques correspondent quatre horizons
1
micropaléontologiques. En effet, MONCIARDINI (1966 et in GREIGERT, 1966), puis'
KRASHENINNIKOV & TROFIMOV (1969), ont distingué dans la faune de foraminifères du Mali
j
et du Niger, très pauvre en forme planctonique et caractéristique d'un milieu marin peu
profond (profondeur inférieure à 50 ml, quatre horizons, à Laffitteina bibensis à la base,
Elphidiella africana au milieu, Operculinoïdes bermudezi et Lockartia haimei, au sommet.
BERGGREN (1974) résumant en partie les travaux des auteurs soviétiques, les complète en
1
comparant les microfaunes benthiques du Mali et du bassin de Syrte en Libye. Dans sa figure 8
(fig.2.7), cet auteur place ces quatre horizons dans le Paléocène, aboutissant ainsi à la
répartition Iithostratigraphique suivante que l'on compare à la coupe de Tichet (flg.2.6):
1
l'ensemble inférieur à Laffitteina
bibensis
qui englobe la barre calcaire inférieure
(Terrecht 1), représente la partie inférieur du Paléocène inférieur (Zone P1), l'ensemble
moyen à Elphidiella africana (niveaux a, b et base du niveau cl, la partie supérieure du
1
Paléocène inférieur et la base du Paléocène supérieur (zone P2 et P3 p.p.), l'ensemble
supérieur à Ranikhotalia bermudezi et Lockhartia haimei (Terrecht 2 et sommet du niveau
1
cl, le Paléocène supérieur (zone P3 p.p., P4, P5 et base de la zone P6) ; cet ensemble
correspond au Thanétien alors que le premier équivaut sans doute au Danien.
L'Ammonite Libvcoceras ismaeli
ZITTEL. signalée par CORNET (1943 et 1948).
1
RADIER (1959) et KRASHENINNIKOY & TROFIMOY (1969>' prQvient de la première barre
calcaire (Jerrecht 1) à Laffitreina bibensis ; nQUS l'avQns trQuvée dans le tiers supérieur de
ces calcaires (échantillQn 119, fig.2.6) à l'extrémité nQrd-est du synclinal de Tichet (au
NQrd d'Asselar), au cours de la missiQn de 1986 éVQquée plus haut. On nQtera en Qutre qu'il
1
convient de ne pas séparer les Laffittéines et les LibycQcéras pQur placer les premières dans
le PaléQcène et les secQnds dans le Maastrichtien CQmme cela à été fait (BOUDOURESQUE et al.,
1982), les LibycQcéras étant situés dans l'ensemble à Laffittéines.
1
L'attributiQn au Danien de l'assise calcaire inférieure QÙ cohabitent les deux fQrmes
Laffitteina et Libycoceras a pQsé un prQblème stratigraphique qui a été abQrdé par RADIER
(1959, p. 381-386) et KRASHENINNIKOV & TROFIMOV (1969). En effet cette ammQnite se
1
IQcalise dans un niveau stratigraphique rigQureusement déterminé et cQnstant, un ensemble
calcaire de l'hQrizQn à Laffitteina qui se suit de la bordure nQrd-ouest de l'Adrar des IfQras à
sa bQrdure sud-est, ces régiQns étant distantes de plusieurs centaines de kilQmètres. Ces
1
auteurs concluent finalement à la persistance de ces AmmQnites dans la ZQne à L. bibensis, ce
qui constituerait un cas de survivance exceptiQnnel de ce grQupe dans des niveaux tertiaires.
1
L'étude récente d'échantillQns de la régiQn de Tichet (BELLION et a~. note soumise)
mQntre Qu'il est préférable de dQnner à cette barre calcaire un âge maastrichtjen terminal.
comme l'Qnt fait MONCIARDINI (1966) et GREIGERT & POUGNET (1967) pQur le bassin des
1
lullemmeden, et AMARD et al. (1981) pQur le Tinrhert et le Tademaït, au NQrd du HQggar : en
effet l'AmmQnite Libycoceras
est cQnsidérée CQmme le genre caractéristique du
Maastrichtien, à très vaste répartitiQn géQgraphique (Libye, Nigéria, Egypte, Israêl, 'Arabie et
1
PérQu) ; le genre Laffitteina
est CQnnu dans les niveaux maastrichtiens d'Afrique du NQrd
(Algérie, Tunisie) et de l'EurQpe du Sud (Italie, YQugQuslavie). En Qutre les FQraminifères
benthiques assQciés à l'espèce L. bibensis ne s'Qpposent pas à cette attributiQn d'âge.
j
1
•

---

82
CORRELATIONS SUGGESTED
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IN THIS PAPER
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67
Figure 2.7 - Répartition blostratlgraphlque des Foraminifères du Paléocène du Mali.
Corrélations avec la zonation standart des Foraminifères planctoniques
(BERGGREN.1974).

---

83
La figure 2.6 reproduit la coupe synthétique des dépôts qui affleurent à l'extrémité du
flanc nord-oriental du synclinal d'Asselar, à "Est et au Nord de Tichet (1Ig.2.3), et donne la
répartition des foraminifères et des Ostracodes (déterminations de SAINT-MARC et DAMOrrE).
Le détail de cette coupe est donné ci-après.
Le Maastrjchtjen terminal est composé de silts argileux, à la base de la coupe, que
surmonte la barre calcaire du Terr~cht 1. Les silts argileux gypseux, pulvérulents, de teinte
claire,visibles sur une vingtaine de mètres d'épaisseur, sont azoïques à l'exception d'un mince
lit argileux (échantillon 7), situé au sommet, qui a fourni une abondante microfaune, dont
Lsffitteina monodi
MARIE, et de rares débris osseux. Ces couches renferment des
intercalations d'argiles bariolées papyracées à débris végétaux, de sables blanc-jaune très
fins et de feuillets ferrugineux continus, d'épaisseur centimétrique. Au-dessus, les calcaires
et marno-calcaires détritiques jaunes du Terrecht 1 correspondent à des bancs mal
individualisés, d'aspect rognoneux. Le dernier banc est karstifié et, à son sommet,
apparaissent localement des figures de dessication ; il est souvent composé d'un entrelacs très
dense, surtout horizontal, de tubes irréguliers, vermiculés, contournés et ramifiés, de 1 à 2
cm de diamètre, pouvant correspondre à des remplissages de terriers. Ces niveaux, dont
l'épaisseur varie de 2 à 10 m, renferment parfois des oolithes ferrugineuses. Parmi la faune
citée par RADIER (1959), les formes Cardita et Roudaireia
sont localement très
abondantes. L'ammonite Libycoceras ismae/i (ZITTEL) est issue de la base du tiers supérieur
de cet ensemble carbonaté (échantillon 119).
Le sommet .des argiles silteuses et l'ensemble carbonaté repère Terrecht 1
correspondent à l'horizon à Laffitteina bibensis
MARIE, défini par KRASHENINNIKOV &
TROFIMOV
(1969). Les Laffitteina sont en très grand nombre, constituant jusqu'à 40% de
la microfaune. Selon SAINT-MARC qui a déterminé les microfaunes, il s'agit en fait de l'espèce
Lsffitteina monodi MARIE, dont le gisement type est situé sur le flanc ouest du synclinal
d'Asselar, à hauteur de Timetrine (au Mali, et non en Mauritanie comme l'indique MARIE,
1945).
Les foraminifères de l'écozone à Laffitteina monodi compte peu d'espèces mais beaucoup
d'individus par espèce. En dehors des 40% de Laffitteina , on compte de 10 à 12%
d'Agglutinés (Ammotium cassis (PARKER), Ammobacu/ites coprolithiformis (SCHWAGER),
Gaudryina Isevigata
FRANKE, Trochamminoides
coronus
LOEB. et TAPP.), 25% de
Miliolidés (Ouinqueloculina gr. angusta FRANKE, Ouinqueloculina ssp.) et 15 à 20% de
1
Valvu/ineria et Rosalina (Valvulineria infrequens MORROW, V. koenigswaldi DROOGER,
Rosalina aff. membranacea (EHRENBERG».
L
Les Ostracodes sont communs et appartiennent à des espèces originellement décrites dans
le Paléocène, essentiellement par APOSTOLESCU (1961).
paléoenvironnement : Les petits foraminifères benthiques caractérisent un milieu
1
marin peu profond, probablement lagunaire à eau légèrement saumâtre. Ces données
s'accordent bien avec la nature des dépôts où l'on note une influence continentale proche
(quartz, silts, argiles, micas). D'ailleurs, MARIE (1945) notait la présence de Characées en
1
association avec les Laffitteina et MONCIARDINI(1966) signale aussi des Characées et des
Ostracodes lacustres dans des séquences semblables à celle du Tilemsi.
1
Le paléocène comprend trois niveaux (fig. 2.6 ; niveaux a, b et c).
-Le niveau a, de 4 à 8 m d'épaisseur, est constitué de marnes, marno-calcaires ei
calcaires blancs, et de calcaires lumachelliques beiges. légèrement gréseux. Ces derniers sont
1
présents dans la partie inférieure de ce niveau et contiennent soit de petits Lamellibranches,
très usés, apparentés aux Cardita , soit de petites Turitelles. Le banc calcaire à Turitelles est
un excellent repère puisqu'il se retrouve jusque dans le bassin des lullemmeden. Un banc de
1
calcaire argileux contient des lamines brisées qui forment une brèche de dessication. Le banc
sommital, calcaréo-argileux et gréseux, renferme quelques Nautiles.
.
-Le niveau b. de 4 à 15 m d'épaisseur, se compose de sables blancs, à grain fin à moyen,
et de grès. plus ou moins argileux et ferrugineux. Ce niveau détritique renferme des passées
1
discontinues de marnes feuilletées et d'argiles papyracées. ainsi qu'un horizon également
discontinu d'oolithes ferrugineuses dans sa partie supérieure. Ce niveau a fourni dans la
dépression d'Asselar des bois sificifiés (CORNET, 1943) et des restes de Vertébrés (MONOD,
1
1939), également trouvés dans le détroit soudanais (RADIER. 1959) et le bassin des
lullemmeden (GREIGERT, 1966; KRASHENINNIKOV & TROFIMOV, 1969).
1

---

84
-Le niveaux c, de 10 à 20 00 d'épaisseur, est constitué de marnes, marno-calcaires et
calcaires. Le quartz détritique est rare et, localement, dans sa partie inférieure, on observe
des nodules de marcassite et de grosses rosettes de calcite. La barre repère de calcaire
cristallin biodétritique blanc (Terrecht 2) forme la partie médiane de ce niveau carbonaté.
Celui-ci est extrêmement riche en Lamellibranches, Nautiles et Oursins (Linthia sudanensis
BATHER).
Les foraminifères de la série paléocène de Tichet se répartissent en deux écozones :
- l'écozone à E/phidiella et Rotaliidae
englobe les niveaux compris entre les deux
barres calcaires Terrecht 1 et Terrecht 2, ce qui correspond aux niveaux lithologiques a et b
et à la base du niveau c. Dans le niveau lithologique a, on note essentiellement la présence de
Pararota/ia cf. tuberculifera
(REUSS) (10% de l'association), Rotalia saxorum
d'ORB.
(3%), Rosalina koeneni BROTZEN et R. cf. ystadiensis
BROTZEN (2%), E/phidiella cf.
prima
(TEN DAM) (1%),
Va/vulineria
esnehensis
LE ROY (15%), Tha/mannita
madrugaensis (CUSHMAN et BERMUDEZ) (5%). Les niveaux gréseux intermédiaires (niveau
b) sont azoïques. Au sommet de l'écozone. à la base du niveau lithologique c, on retrouve
sensiblement la même association que dans le niveau basal. Les Rotaliidae sont toujours très
abondants et les E/phidiella sont rares. Cependant, ce niveau se différencie par l'absence des
Va/vulineria et la présence, avec une grande abondance, de Nonionella ovata BROTZEN, N.
so/dadoensis CUSHMAN et RENZ et Bo/dia cubensis CUSHMAN et BERMUDEZ. L'espèce
E/phidiella africana
(LE ROY), qui, selon KRASHENINNIKOV & TROFIMOV (1969),
BERGGREN (1974) et REYMENT & SCHOBEL (1983), caractérise ces niveaux, n'a pas été
identifiée.
- l'écozone à Ranikhotalia
(Operculinoides) bermudezi
(PALMER) correspond au
sommet du niveau lithologique c, constitué par la barre calcaire Terrecht 2 et les niveaux
marno-calcaires qui la surmontent. Outre Ranikhotalia bermudezi,
très abondante, cette
écozone contient essentiellement R. tessieri (ABRARD) et de très rares Lockhartia haimei
(DAVIES).
On retrouve la plupart des espèces d'Ostracodes déjà identifiées dans l'écozone à Laffitteina.
Cependant, Brad/eya teiskotensis APOST., Veenia warriensis REYMENT et Actinocythereis
modesta APOST. apparaissent dans le niveau lithologique a.
Datation : Le niveau a (écozone à E/phidiella et Rotaliidae ) a fourni de très rares
foraminifères planctoniques : G/oborotalia cf. uncinata BOLLI et G/oborotalia cf. chapmani
PARR, ce qui permet d'attribuer la base de la séquence paléocène de Tichet au Montien (sommet
du Danien s./. ; Zone P2 à G/oborotalia uncinata ). Il Y a donc dans cette région une lacune
correspondant au Danien s,s.. soit les zones à eugubjna ,pseudobu/Ioides et trinjdadensjs
(Zone P1). Elle est probablement due à une émersion, matérialisée par les figures de
dessication qui s'observent au sommet du banc calcaire du Crétacé supé"rieur (Terrecht 1), à
la pointe extrème du synclinal, et dans le niveau a. En ce qui concerne l'écozone à Ranikhotalia
(Operculinoides ) bermudezi , cette espèce a été identifiée au Sénégal, à Cuba, et au Pakistan
dans les zones P4 (G/oborotalia pseudomenardii ) et P5 (G/oborotalia ve/ascoensis ) du
Paléocène supérieur (BERGGREN, 1974).
paléoenvironnement : Les foraminifères sont représentatifs d'un milieu marin ouvert
(présence de quelques foraminifères planctoniques), peu profond, à salinité normale (milieu
infralittoral). Pour les ostracodes,
la disparition du genre Xesto/eberis , associée à la plus
grande abondance des Trachy/eberinidae
,serait un indice de milieu ouvert, mais
ci rcalittora 1.
La sédimentation chimique domine avec la présence de calcaires et marno-
calcaires très fossilifères. Cependant, l'influence littorale, marquée par un détritisme
important, est prépondérante lors du bref épisode régressif généralisé, correspondant au
dépôt du niveau lithologique b. Ceci démontre le caractère hésitant de la transgression Qui
débute au Maastricht;en terminal et atteint son extension maximale au moment du dépôt des
calcaires à Ranikhotalia du paléocène supérieur (Terrecht 2),
Ainsi l'étude stratigraphique et micropaléontologique de la série sédimentaire de la
région du Tichet a permis d'identifier un Maastrichtien supérieur terminé par un épisode
carbonaté marin à Libycoceras et Laffitteina
(niveau repère Terrecht 1), une lacune de
dépôt à la base du Paléocène (Zone P1; Danien s.s.), un Paléocène où les niveaux les plus bas
de l'étage (Zone P2 à G/oborota/ia
uncinata; Montien) sont riches en Rotaliidae
et
E/phidiella . La transgression marine atteint son maximum de développement au Paléocène

---

85
supérieur, lors du dépôt des calcaires à Ranikhotalia bermudezi (niveau repère Terrecht 2).
En définitive, la vallée du Tilemsl correspond à la fin du Maastrichtien et au début du Paléogène à
un chenal marin étroit reliant le bassin des lullemmeden et celui du Bas-Sahara (voir chapitre 3).
3<')- Les argiles papyracées
Le Paléocène supérieur calcaire est recouvert par 10 00 d'argiles papyracées à lits
phosphatés au sommet, correspondant à des niveaux de remaniement et de concentration (sable
phosphaté et "bone bed"), que MONCIARDINI (1966) place dans l'Eocène inférieur (f1g.2.4).
4°)_ La série gréso-argileuse sommitale à oolithes ferrugineuses
La formation laguno-marine se termine par des alternances de grès ferrugineux et
d'argiles bariolées, de 10 à 20 00 d'épaisseur, dans lesquelles apparaissent des niveaux à
oolithes ferrugineuses, représentant l'Eocène inférieur et moyen dans le bassin voisin des
lullemmeden (DUBOIS & LANG, 1981 ; BOUDOURESQUE et al., 1982).
2.1.3.3 • Le "Continental terminal" (Mio-Pliocène)
Un conglomérat peu épais (20 à 40 00), formé de galets et de graviers de quartz
faiblement cimentés par des argiles sableuses rouges, recouvre indifféremment tous les dépôts
antérieurs. Il renferme quelques débris de bois fossiles silicifiés (en cours d'étude). Ce
conglomérat, nettement discordant dans toute la région du Tilemsi-Timetrine, correspond au
Continental terminal de KILIAN (1931) et, très probablement, au Mio-Pliocène.
2.1.3.4. Le Quaternaire
Le Quaternaire est représenté par différentes formations : alluvions caillouteuses et
sablo-Iimoneuses de fonds de vallées, argiles gréseuses noires de sols hydromorphes fossiles,
sables et argiles dunaires et, plus rarement, dépôts lacustres et palustres. Des sites
préhistoriques du Néolithique récent y sont très fréquents (PETIT-MAIRE & RISER, 1983).
2.2-LA REGION DE NEMA-NARA, BORD SUD DU BASSIN
Dans la partie méridionale du bassin de Taoudenni, aux confins de la Mauritanie et du
Mali, les grès du Continental intercalaire, ferruginisés à leur sommet, forment une petite
cuesta assez continue limitant vers l'Est la dépression du Hodh qui est constituée par des
pélites cambriennes et des dolérites liasiques (f1g.2.8). Ce Continental intercalaire est très
mince, mais, à l'Est de Nara, il comble un fossé d'effonrement (voir plus loin) et son
épaisseur augmente brusquement
2.2.1-Le substratum anté-mésozoïque
Le substratum des formations post-paléozoïques correspond aux pélites du Hodh, ou
schistes de Nara surmontés localement par des calcaires dolomitiques récifaux. En l'absence de
1
données stratigraphiques précises, ces formations sont datées par corrélation avec les séries
de la bordure occidentale du bassin de Taoudenni : elles représenteraient le Cambro-
Ordovicien pour TROMPETTE (1975), le Précambrien terminal ou le Cambrien inférieur
1
pour CHAM LEY et al. (1980) .
2.2.2-Les manifestations volcaniques
.
1
Des coulées de dolérites s'observent fréquemment sur les formations cambriennes,
également recoupées par des dykes doléritiques et des massifs de diorites ou de gabbros (DARS,
1
1961). Des dolérites sont également connues à l'affleurement dans d'autres régions du bassin
de Taoudenni, dans le Hank et dans la région de Taoudenni. Elles s'expriment sous forme de
necks, de coulées, de sUIs ou de dykes qui se recoupent et qui peuvent se suivrent pour
1
certains d'entre eux sur une ou plusieurs centaines de kilomètres. SiIls, filons et cheminées
constituent un réseau très dense (fig.2.9) et les dykes montrent parfois une disposition en
1
échelon.
Ces diverses manifestations magmatiques ont été datées en différents points, en
Mauritanie ou au Mali. Les mesures géochronologiques ont donné des âges compris entre 230 et
275 Ma (FABRE, 1976) et, notamment dans le Hodh et le Hank, des âges de 190-180 Ma
1

---

86
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FIgure 2.8 • Carte géologique de la région de Nema-Nara
(BELL/ON et al.• 1984).
1 ': Quaternaire ; 2 : Continental intercalaire ; 3 : Dolérites liasiques ; 4
: Cambrien ; 5 : Faille certaine ou très
probable; 6 : Station de mesures microtectoniques ; 7 : Direction de raccourcissement majeur de la phase 1 ;
8 : Direction de raccourcissement majeur de la p~ase 2 ; 9 : Trace de la coupe (figure 2.3) ; 10 : Anomalie
gravimétrique et valeur en milligals ; 11 : Axe du fossé de Nara, d'après les prospections électriques.

---

87
(Lias Inférieur à moyen) ont été obtenus par la méthode K-Ar (DOSSO, 1975 ; DOSSO et sI.,
1979).
2.2.3-Le Continental
Intercalaire
Le Continental intercalaire repose indifféremment sur l'un des termes précédents. Il est
représenté à l'affleurement par des grès fins et argiles blanchâtres, à la base ("grès de
Braser"), par des grès grossiers, jaunes à brun-violacé, au sommet ("grès du Dahr Nema").
L'épaisseur de cet ensemble gréso-argileux ne dépasse pas quelques dizaines de mètres
au niveau de la cuesta du Hodh oriental. Elle augmente lentement vers l'Est, en direction du
bassin de Taoudenni, et brusquement au Sud-Est, au niveau du fossé de Nara. Des forages
réalisés au Sud-Est de Nara ont en effet reconn u 100 à 200 m de grès et argiles d'origine
continentale, reposant par l'intermédiaire d'un conglomérat de base sur les schistes de Nara ,
j
et les diverses prospections géophysiques effectuées dans la région conduisent à estimer'
l'épaisseur maximale du remplissage détritique du fossé à environ 400 m (PNUD, 1975).
L'âge de cette formation détritique n'est pas connu avec précision. Toutefois, près du
j
campement de Mbout, DARS (1957) a trouvé vers le sommet de cette formation, un bois
r~
fossile attribué par BOUREAU au genre Brachyoxylon
qui est "signalé dans le Jurassique
moyen de Tunisie". Par ailleurs, entre Nema et Nara, les grès du Continental intercalaire
1
reposent parfois sur une formation argileuse représentant le produit de l'altération
continentale d'une coulée doléritique : ces grès sont donc, en partie au moins, postérieurs à la
mise en place des dolérites.
1
Cest pourquoi le Continental intercalaire de la région de Nara-Nema pourrait
représenter le Jurassique moyen à supérieur, la série plus épaisse du fossé de Nara ayant pu
s'accumuler en un laps de temps relativement court puisqu'elle correspond à une série de
1
comblement d'un fossé tectonique.
2.2.4-L'altératlon latérltlsante .et les dépôts postérieurs
1
Une altération latéritisante intense a affecté, après leur dépôt et sur plusieurs dizaines
de mètres d'épaisseur aussi bien au niveau du Dahr Nema que du fossé de Nara, les formations
1
de la partie supérieure du Continental intercalaire. Les déformations tectoniques décrites plus
bas sont postérieures à cette altération qu'il importe d'essayer de situer dans le temps afin de
leur attribuer un âge. Cette altération correspond
en fait à un phénomène très général en
1
Afrique de l'Ouest, comme l'ont montré divers auteurs
(RADIER, 1959 ; MILLOT, 1964 ;
FAUR'E, 1966 ; GREIGERT & POUGNET, 1967). Elle s,'est traduite notamment par un
enrichissement superficiel en fer dans les régions émergées et par l'évacuation des produits
1
dissous vers les bassins lacustres ou marins voisins. Ces processus ont débuté au Sénonien et
se sont reproduits de façon épisodique jusqu'au Quaternaire. Ils ont présenté un maximum
d'intensité du Paléocène à l'Eocène moyen, ainsi qu'en témoigne la sédimentation purement
1
chimique qui se produit alors, et de façon quasi synchrone du Sénégal au Niger oriental. Elle
comprend de bas en haut des carbonates, des argiles à attapulgite et phosphates et une
formation à oolithes ferrugineuses datée de l'Eocène inférieur et moyen dans le bassin des
1
lullemmeden (DUBOIS & LANG, 1981; BOUDOURESQUE et al., 1982 ).
Au-dessus du Continental intercalaire, on ne trouve dans la région de Nara-Nema que des
1
formations très pelliculaires et discontinues : alluvions récentes non consolidées,
recouvrements sableux subactuels et lambeaux d'une cuirasse latéritique. Par comparaison
avec les niveaux similaires décrits plus à l'Ouest par MICHEL (1973), celle-ci s'est formée
durant le Plio-Quaternaire à partir des produits de l'altération envisagée ci-dessus.
1
3 • TECTONIQUE
1
Les séries post-paléozoïques du bassin de Taoudenni sont, dans leur ensemble, peu
déformées. Toutefois des manifestations tectoniques parfois importantes ont pu être mises en
évidence, en particulier dans les deux régions du Tilemsi-Tanezrouft et de Nema-Nara.
1
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Figure 2010 - Coupe géologique seml-schématlque du Tllemsl-Tlmetrlne
(Coupe 1, fig. 2.3. BELLION & GUIRAUD, 1985).
1 : Faille et son rejet: 2 : Socle précambrien; 3 : Permo-Trias :
4 : Jurassique (?) à Crétacé supérieur: 5 : Maastrichtien terminal à Eocène moyen.

---

89
3.1-lA REGION DU TllEMSI-TANEZROUFT, BORD EST DU BASSIN
A l'Ouest de l'Adrar des Iforas, la série sédimentaire post-carbonifère est affectée par
des déformations plicatives et cassantes dont les plus spectaculaires se situent au contact de
massifs résiduels précambriens. En effet ceux-ci percent et rebroussent la couverture
sédimentaire à la suite de mouvement tectoniques post-crétacés. Les observations structurales
ont été effectuées autour de la dorsale de socle du Timetrine- Taounnant, dans la partie nord du
synclinal d'Assier et, plus au Nord, dans les zones de Tessounfat et d'AH Nafa.
3.1.1 - Cadre structural
1°) Les formations précambriennes du Timetrine-Taounnant et de l'Adrar des Iforas
appartiennent à la chaîne panafricaine, bien étudiée par les chercheurs du Centre de Géologie
et de Géophysique de Montpellier (BLACK, 1978, BLACK etaI., 1979, CABY etaI., 1981).
Dans la région du Tilemsi-Timetrine deux types de structures majeures affectent le
Précambrien : des nappes de charriage limitées par des contacts anormaux, plus ou moins
déformés lors de phases ultérieures, et des grands décrochements subméridiens dont les
rejeux post-panafricains ont contrôlé la formation des bassins sédimentaires phanérozoïques
ainsi que la sédimentation et la tectonique qui s'y rapportent.
2°) La couverture sédimentaire déformée s'échelonne du Permien à l'Eocène. Elle est
affectée principalement par des déformations cassantes. Les plis sont peu nombreux et peu
accentués, les couches montrent en général des pendages faibles, inférieurs à 20° ; toutefois
elles se redressent à l'approche des affleurements de socle, comme l'ont remarqué CORNET
(1948) et KARPOFF (1960), et de certains accidents où elles dessinent des sortes de méga-
crochons de failles.
le fait essentiel est que la plupart des accidents majeurs ont joué ou rejoué en failles
inverses (BELLION & GUIRAUD, 1985). Ces failles inverses dont les miroirs striés montrent
en divers endroits une forte composante décrochante, sont visibles à l'Ouest et au Nord du
Timetrine S.S., ainsi qu'à la bordure ouest du Taounnant. Ailleurs les rebroussements de
couches observés au voisinage de certains accidents masqués sur le terrain par des
recouvrements sableux quaternaires, conduisent à penser qu'il s'agit aussi de failles inverses.
Les failles normales sont plus rares et le plus souvent mineures. Les figures 2.3 et 2.10 à
2.14 résument le style structural des régions du Tilemsi-Timetrine et de Tessounfat.
3.1.2 - Principales observations structurales,
âges des déformations
1°) Sur la bordure nord-occidentale du massif du T;metrjne, qui est jalonnée par des
escarpements de socle constituant un relief remarquable et significatif sur le plan tectonique,
les structures sont particulièrement spectaculaires.
Le contact socle-couverture, entre le Précambrien à l'Est et la série crétacée à
paléocène de Tinkar à l'Ouest, diffère de part et d'autre du parallèle de Tinkar (fig.2.3).
- Au Sud dans les zones d'In Beriem et de Tiraraouine, il s'agit d'un contact le plus
souvent stratigraphique, et donc normal, orienté NE-SW. Les niveaux argilo-gréseux anté-
daniens qui débutent par un banc gréso-conglomératique recouvrent en discordance les séries
métamorphiques précambriennes volcano-sédimentaires représentées ici par des calcaires
très microplissés, des dolomies et des séricitoschistes.
- Vers le Nord au contraire, ce contact est tectonique. D'abord orienté E-W puis NNE-
SSW, il se traduit généralement par un redressement brutal de la série sédimentaire, le plus
souvent renversée contre le socle (fig.2.10 et 2.11). Les bancs à pendage fort et inverse à
proximité du socle, sont souvent découpés par de petites failles inverses à pendages faibles ou .
moyens vers l'Est (20 à 50°). A l'extrémité septentrionale du Timétrine (Berch~renni -
longitude 0°, latitude 19°45'N-), les miroirs de plusieurs de ces petites failles sont striés
selon une direction qui varie de N95° à N1200E.
Le contact anormal se matérialise ordinairement par une brêche tectonique à épontes
striées et plongement important compris entre 45° et 70°. Une faille inverse à pendage faible
est visible localement à l'Est de Tinkar, à la faveur d'une entaille d'oued (fig.2.12) : le socle,

---

90
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Les isobathes dll socle
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sont indiqlléts.
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(FABRE, 1976).
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+
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Figure 2.11- Coupe géologique au Nord du Tlmetrlne (Adrar ln Eloufa)
(BELLION & GUIRAUD, 1985).
(coupe 2, figure 2.3). 1 : Brèche tectonique.
E
N
TINKAR
Figure 2.12- Coupe géologique à l'Est de Tlnkar
(BELLION & GUIRAUD, 1985).
(coupe 3, figure 2.3). 1 : Brèche tectonique.

---

91
formé de séricitoschistes, surmonte des argilites rouges de la série sédimentaire, renversées
et laminées. Le miroir qui les sépare, de direction subméridienne, plonge de 20° vers l'Est et
porte des stries orientées N14soE. La flèche visible du chevauchement atteint 40 m environ,
mais le tracé du contact anormal, sinueux dans le détail, dessine immédiatement à l'Est une
saillie vers le Nord qui traduit une flèche plus importante, de l'ordre de 300 à 400 m au
minimum.
Dans la même zone et à SOO m à l'Ouest du contact anormal, une barre gréseuse crétacée
de 4 à S m d'épaisseur, orientée N7soE et plongeant de 20° vers le Nord, est recoupée par
plusieurs petites failles inverses directionnelles plongeant de 40 à GO° vers le Nord
(1Ig.2.12). Le toit de cette barre gréseuse est formé d'une croûte feuilletée ferrugineuse
centimétrique microfracturée, ondulée et entièrement striée à sa surface. Ces stries ont des
orientations comprises entre N130° et N14soE sur la surface structurale de la croûte
ferrugineuse et N150° à 1GooE sur de petits plans subhorizontaux plus rares et de taille très
réduite qui recoupent la surface ferrugineuse.
Une petite structure plissée, à axe subhorizontal orienté E-W, est également visible
dans cette zone (fig.2.13). Il s'agit d'un petit synclinal d'une vingtaine de mètres de long sur
5 à 6 m de large, qui affecte un banc gréseux à intraclastes carbonatés et dont le flanc
méridional renversé est légèrement charrié vers le coeur du pli, par glissement sur un plan
de faille inverse horizontal. A la charnière du pli, le banc est recoupé par plusieurs petites
failles inverses plongeant de 30 à 45° vers le Nord. Tous les nombreux miroirs observés ici
portent des stries dont l'orientation varie de N140° à N1600E.
2°) A l'Est du massif du Timetr;ne, la série sédimentaire présente des déformations
1
souples et notamment 1) des plis relativement serrés dont les pendages n'excèdent cependant
pas 40° et qui affectent la formation permo-triasique de Tezzofi, 2) l'anticlinal de Crétacé
inférieur de Tioualaoualène (au NNW de Tichet) d'orientation subméridienne et à pendages
1
voisins de 30°, 3) des plis amples dont les axes sont difficiles à définir par suite de la
faiblesse des pendages, inférieurs à 20° dans le Crétacé et à 10° dans le Paléogène. Le plus'
important d'entre eux par la taille
est
le synclinal
d'Assler-Tichet,
d'orientation
J
subrnéridienne et recoupé obliquement par des accidents sans doute inverses (FIg.2.3).
3°) Dans le massif de Taounnant, plus au Nord, les grands accidents qui limitent le socle
1.,
de sa partie ouest sont des failles verticales et localement inverses comme celle de la bordure
occidentale de l'affleurement gneissique d'Echagchag (longitude 0020'W, latitude 20°10' à
1
20020'N) qui est orientée selon une direction N 10° à N 400 E. Contre le socle, la série
sédimentaire du Crétacé (supérieur ?) qui est formée de bancs de calcaires à Gastéropodes et
de bancs de grès intercalés dans des argiles bariolées, est renversée et plonge vers l'Est selon
1
un angle qui est supérieur à 40°. Les pendages redeviennent très rapidement normaux en
s'éloignant du socle, en quelques dizaines de mètres, et subhorizontaux, selon une disposition
très voisine de celle qui est visible à la bordure nord-ouest du Timetrine (flg.2.11).
1
4°) Au Nord. dans la région' de Tessounfat (1Ig.2.14), les séries argilo-silteuses à
gypse et bancs calcaires du Crétacé supérieur et du Paléocène (?) sont plissées en une
1
succession d'anticlinaux et de synclinaux dont les flancs montrent des pendages faibles,
généralement inférieurs à 20°, avec une allure légèrement coffrée. Les directions axiales,
difficilement déterminables par suite de la faiblesse des pendages, sont comprises entre N20°
1
et N600E. Des flexures, sans doute liées à la présence d'accidents au niveau du socle sous-
jacent, prennent souvent les plis en écharpe.
1
5°) Styles et âges des déformations
Ces diverses structures résultent d'une tectonique en compression et les mesures
d'orientation des stries, comme celles des axes des plis, indiquent une direction de
1
raccourcissement majeur d'orientation moyenne N14soE. Ioutes ces déformations se sont
produites ou se sont accentuées lors d'un épisode tectoniQue principal Qui se situe à la fin de
l'Eocène moyen. En effet, les niveaux qui terminent la série plissée du synclinal d'Assier, aux
1
environs de Tichet, appartiennent à l'Eocène inférieur à moyen tandis que les grès et
conglomérats du Mio-Pliocène ne sont pas plissés et reposent en nette discordance sur tous les
niveaux antérieurs.

---

92
Figure 2.13· Structure synclinale faillée à "Est de Tlnkar
1 : argiles micacées versicolores; 2 : banc calcaro-gréseux
à intradastes calcaires; 3 ; faille et son sens de déplacement
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Figure 2.14 • Schéma morphostructural de la région de Tessounfat
(BELlION & GUIRAUD, 1985).
1 : Erg; 2 : Cuesta; 3 : Flexure (Up. Down) ; 4 : Axe anticlinal; 5 : Axe synclinal; 6 : Pendage.
Localisation de Tessounfat : fig.2.2.

---

93
En conclusion on retiendra qu'à l'Ouest de l'Adrar des Iforas, l'épisode tectonique intra-
éocène est responsable de l'exhaussement de la plupart des reliefs de socle contre lesquels la
couverture sédimentaire se redresse très fortement et parfois même se renverse. Il provoque
le chevauchement du Précambrien du Timetrine sur les séries méso-cénozoïques de Tinkar, le
jeu ou le rejeu des accidents en failles inverses et la déformation de la série sédimentaire
permienne à éocène moyen en plis anticlinaux et synclinaux aux pendages peu accentués en .
général. Ces structures d'origine compressive sont compatibles avec une direction de
raccourcissement principal moyen N145°E.
3.2-LA REGION DE NEMA-NARA, BORD SUD DU BASSIN
3.2.1 - Cadre
structural
Les diverses formations qui affleurent dans la région de Nema-Nara, sont découpées par
de nombreuses failles, dont les rejets sont généralement minimes à l'exception toutefois des
plus méridionales d'entre elles qui jalonnenent la bordure septentrionale d'un fossé
mésozoïque décelé à la suite de prospections géophysiques (fig.2.8) : le fossé de Ouertemachet
(C.G.G., 1957 ; BURGEAP, 1966), ou fossé de Nara (DARS, 1960 ; ORSTOM, 1963). Ces
accidents sont visibles sur le terrain, sur les photographies aériennes ou sur les images
orbitales Landsat. Si l'éventail des directions est très large, les fractures les plus continues et
les plus fréquentes montrent une orientation voisine de N70 à N800 E. Cette orientation est
également celle du fossé de Nara et celle de nombreux filons de dolérites visibles dans la plaine du Hodh.
Les déformations enregistrées par le Continental intercalaire ont été étudiées au niveau
du Dahr Nema et de son prolongement méridional, depuis Zough au Nord jusqu'à Kade au Sud
soit sur une distance d'environ 200 kilomètres (BELLION et al., 1984). Les recouvrements
1
sableux masquant rapidement les affleurements vers l'Est, les observations sont
essentiellement microtectoniques. Elles ont permis cependant de mettre en évidence le jeu
systématique des accidents majeurs en failles inverses, qui sont déformées ou accompagnées
1
souvent
par des plis peu prononcés. En outre
ces accidents, découpés parfois par des
minidécrochements, et les plis sont toujours postérieurs à l'altération latéritique des dépôts
gréso-argileux du Continental intercalaire (fig.2.15).
1
3.2.2 - Principales observations structurales, âges des déformations
1:
Les résultats des mesures sont reportés sur les stéréogrammes de la figure 2.16, et
,
les observations effectuées sur les stations les plus démonstratives décrites ci-après avant de
faire état de données plus ponctuelles mais complémentaires.
1
10 ) Station de Kade 1
La station d'observation Kade 1 se trouve à 12 kilomètres au Nord- Est de la mare de
1
Kade (fig.2.8 et 2.17), située elle-même à 40 kilomètres à l'Est-Sud-Est d'Adel Bagrou,
près de la frontière du Mali et de la Mauritanie. Le Continental intercalaire, dont la structure
d'ensemble est subtabulaire, est découpé ici par de nombreuses failles inverses bien visibles
1
dans les argiles et beaucoup moins dans les grès. Il est en outre affecté localement par des plis,
distincts des failles mais qui découlent du même champ de contraites.
Chaque faille inverse se présente souvent en un faisceau de nombreux miroirs,
1
parallèles entre eux et espacés de quelques centimètres à quelques décimètres seulement. Les
rejets sont faibles, centimétriques à métriques. Les microstructures associées, crochons et
stries de glissement couche à couche,
ainsi que les stries à fort pitch observées sur les
1
miroirs prouvent le caractère inverse des accidents. Ceux-ci se répartissent en deux groupes
orientés selon des directions orthogonales (stéréogramme Kade1 b ; fig.2.16) : I~s failles
inverses de direction N400 E dominent. Elles sont parfois recoupées et décalées par des failles
1
inverses de direction N120o E, beaucoup moins nombreuses. L'analyse microtectonique permet
de déduire deux directions de raccourcissement majeur correspondant à deux épisodes
compressifs successifs, Z1 N128"E antérieure à Z2 N32°E.
1
Les plis sont courts, de dimension métrique à décamétrique. Ils présentent des formes en
dômes ou en cuvettes et résultent de l'interférence de deux générations de plis à axes

---

94
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Figure 2.15· Coupe géologique seml-Interprétatlve de la région de Nema-Nare
(BELLIDN et al., 1984).
1 : P9lites du Hodh et schistes de Nara (Cambrien) : 2 : Dolérites (Uas) ;
3 : C~ntinental intercalaire du fossé de Nara (a) et du Dahr Nema (b) ; 4 : Frange altérée.
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Figure 2.17 - Schéma de localisation des stations de mesure des environs de Jelak et
de Kade
Localisation de Jelak et Kade : fig.2.8.
J
,

---

95
subhorisontaux. Cette particularité apparaît sur le stéréogramme Kade 1a, sur lequel sont
reportés les pôles des plans de stratification qui se groupent selon deux guirlandes
orthogonales, les axes de plis ainsi construits s'accordant avec deux directions de
raccourcissement N1400E et N47°E.
On notera la concordance assez bonne entre les deux directions de raccourcissement
obtenues è partir de l'étude des plis et des failles inverses.
2") Station de Jelak 3
Le puits de Jelak est situé à 130 kilomètres au Sud-Est de Nema et à 60 kilomètres à
l'Ouest-Sud-Ouest de Bacikounou (flg.2.8). A 5 kilomètres environ à l'Est-Sud-Est de ce
puits une échine de direction NE-SW, haute de 5 à 6 mètres et large d'une dizaine de mètres,
constitue l'unique relief émergeant au milieu de la plaine (fig.2.17). Il s'agit d'une zone
faillée mettant en contact des grès et des argiles (fig.2.18).
Sa direction générale est voisine de N500E et son pendage, rarement vertical, peut
devenir très faible en direction du Nord-Ouest (20°). Le miroir principal porte des stries à
pitch proche de 90°, dont les directions varient de N120° à N1600E. De nombreux éléments
striateurs, essentiellement des grains de quartz, indiquent un jeu inverse de l'accident,
confirmé par l'existence de petits miroirs satellites plats, à stries orientées N1200E, et d'un
micropli d'entraînement à axe subhorizontal parallèle à l'accident. Cet ensemble de données
microtectoniques est compatible avec une direction de raccourcissement proche de N1400E.
Cet accident présente en outre la particularité d'avoir un tracé très sinueux, les
ondulations, d'amplitude métrique, résultant d'une déformation postérieure au jeu inverse.
L'attitude du miroir a été relevé sur une distance d'environ 500 mètres : les valeurs
reportées sur un stéréogramme (fig.2.16) montrent que la répartition des pôles des plans
n'est pas quelconque mais grossièrement symétrique de part et d'autre d'un diamètre orienté
N1400E ; en outre certains d'entre eux se regroupent selon un grand cercle dont l'axe, très
redressé, est compatible avec une deuxième direction de raccourcissement N53°E. Deux
générations de stries sont d'ailleurs visibles sur le miroir principal : des stries à fort pitch
déjà mentionnées et des stries horizontales postérieures.
Ainsi, les mesures effectuées à la station Jelak 3 permettent la mise en évidence de deux
directions de raccourcissement majeur orthogonales, correspondant à deux épisodes successifs
de déformation en compression :
• une direction voisine de N1400E (Z1), caractérisant l'épisode responsable de la faille
Inverse;
• une direction plus récente, proche de NSooE (Z2), que traduit la déformation du plan
de faille.
.
3°) Station de Bou Rzama
Au Nord de Nema, plusieurs linéaments décelés à partir des photos satellites parcourent
1
la surface du Dahr Nema (fig.2.8). L'un d'eux a été contrôlé sur le terrain à l'Est de Bou
Rzama : è son niveau un oued entaille la bordure du Dahr de façon rectiligne sur une distance de
sept kilomètres et permet d'observer le Continental intercalaire et son substratum. Les grès
1
mésozoïques subhorizontaux se rebroussent brusquement, en quelques mètres, dans l'axe de la
vallée où ils présentent des pendages verticaux. Le linéament se matérialise dans le talweg par
une zone intensément broyée, large de 2 à 3 mètres et orientée selon la direction de N85°E.
1
Dans la zone broyée, et parallèlement à ses épontes, la stratification originelle est encore
exprimée sous forme de lits millimétriques blanc subverticaux. L'observation détaillée de la
zone broyée
révèle
un
microplissement intense
et
une
microfracturation
dense,
1
caractéristiques d'une zone de cisaillement (fig.2.19) :
• le microplissement correspond à des plis mineurs dissymétriques è charnière aigüe et
1
è axe redressé, qui montrent des stries de glissement couche à couche ainsi que des plis à axe
vertical rappelant les plis ptygmatlques et dont la dissymétrie indique un cisaillement dextre ;
- la microfracturation comprend d'une part de nombreuses petites failles jnverses
1
portant des stries à pitch faible qui indiquent également une composante dominante décrochante
dextre, et d'autre part des microdécrochements conjugués à rejet millimétrique ou
centimétrique qui affectent les microplis et leur sont par conséquent postérieurs.
.
1
Le report de ces différents éléments microstructuraux sur le stéréogramme de la
figure 2.16 fait apparaître deux directions de raccourcissement : la direction N1400E,
1

---

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Figure 2.16 - Stéréogrammes des déformations cassantes et pllcatlves
(BELLION et al.• 1984).
Les mesures ont été reportées sur l'hémisphère inférieur du canevas de Wulff ou de Schmidt (s). Les stéréogrammes
sont disposés suivant "ordre géographique. du Nord vers le Sud. 1: Pôle de plan de stratification ; 2 : POle de plan de
faille ; 3 : Trace cyclophique de plan de faille ; 4: Trace de strie à composante inverse dominante (sens de
déplacement du compartiment supérieur) ; 5 : Trace de strie à composante dominante décrochante ; 6 : Plans moyens
contenant les pôles de failles inverses, construits à partir des courbes d'isodensité de répartition de ces pôles ;
7 : Plan moyen contenant les pôles de stratification ; 8 : Filon de dolérite dans le socle ; 9 : Axe anticlinal construit
é
ou mesuré ; 10 : Axe synclinal construit ou mesuré ; 11 : Direction de raccourcissement majeur (Z 2) de la phase 2.

---

97 .
déduite de la répartition des microplis et des fractures accompagnant le cisaillement dextre,
est la plus ancienne. La direction N5°E, déduite de celle des microdécrochements conjugués qui
découpent la zone broyée, est la plus récente.
4°) Station d'Immjnoliz
Dans la région d'Immingliz, qui se situe à 65 kilomètres au Sud-Est de Nema et à 100
km au Nord-Ouest de Bacikounou (fig.2.8), le Continental intercalaire représenté par des
lits décimétriques d'argiles rouges alternant avec des niveaux centimétriques ferrugineux
concrétionnés est affecté par des déformations plicatives à axes subhorizontaux : microplis
rares, associés à des failles. et faibles ondulations métriques plus fréquentes dont l'origine
t
tectonique est attestée par les très nombreuses stries de glissement banc sur banc qui
It -
s'observent sur les niveaux indurés. Ces ondulations présentent une morphologie en dôme qui
peut résulter de l'interférence de deux directions de plissement orthogonales. Le
stéréogramme des mesures montre que les axes de plissement mesurés ou construits se
1
groupent selon deux diamètres moyens perpendiculaires entre eux, alors que les stries de
glissement banc sur banc sont plus dispersées. La géométrie de ces éléments structuraux ne
peut pas s'expliquer dans un champ de contrainte unique: elle résulte de la superposition de
J
deux épisodes compressifs caractérisés par des directions de raccourcissement majeur
N1200E et N35°E (fig.2.16).
1
5°) Observations complémentaires diverses
Au Nord de Nema. à proximité du village de Zough (fig.2.8), plusieurs accidents sont
1
visibles dans un niveau argileux du Continental intercalaire : ils correspondent à une zone
laminée dont les épontes portent des stries à pitch très faible indiquant une importante
composante décrochante destre, et à des failles inverses. Le stéréogramme des mesures
1
effectuées traduit une direction de raccourcissement N1400E (fig.2.16).
A 5 km au Nord-Est du puits de Jelak, au niveau des collines de Tréré (f1g.2.8 et
1
2.17), la série argilo-gréseuse est déformée par quelques plis d'échelle décimétrique à
décamétrique et par quelques fractures : accident cisaillant et failles inverses associés, petits
décrochements dextres postérieurs. Ces éléments sont compatibles avec deux directions de
1
raccourcissement Z1 N146°E et Z2, plus récente, N58°E (stéréogramme Jelak 1 et 2). A 5
km au Sud-Est du puits de Jelak (station Jelak 4, fig.2.17) un petit relief allongé selon une
,
direction proche de Est-Ouest correspond à une zone faillée contre laquelle les argiles et les
li
grès se redressent fortement. L'accident est matérialisé par une bande de terrain fortement
laminée et large de 2 à 3 mètres, parcourue par de nombreux miroirs dont les stries à pitch
1·
i
fort indiquent un jeu inverse. En outre quelques uns des miroirs subverticaux portent deux
~
générations de stries, dont l'une à titch faible traduit un déplacement horizontal dextre. Les
mesures effectuées sur cette station sont compatibles avec une direction de raccourcissement
~
unique Z1 N146°E (fig.2.16). Par ailleurs, il convient de rappeler ici que DARS (1960)
signale la présence à 20 kilomètres à l'Ouest Nord
Ouest de Jelak, de la brèche de Kra Sieder
associée à un accident recoupant les grès du Continental intercalaire et présentant la même
orientation que l'accident observé à Jelak 4.
1
Dans la région de Kade, le Continental intercalaire subhorizontal à très faiblement
incliné constitue une petite falaise d'une dizaine de mètres de haut, très continue (flg.2.17)
quoique découpée par de nombreuses failles inverses auxquelles sont fréquemment associés des
1
plis. Les failles inverses les moins importantes ne décalent que les niveaux inférieurs de la
série argileuse et s'amortissent vers le haut en quelques mètres. Celles qui sont plus
importantes provoquent de forts rebroussements des couches argileuses qui dessinent alors des
1
crochons. Au droit de ces crochons, les grès plus compétents qui surmontent les argiles sont
simplement cassés. Les observations effectuées dans cette région, à l'exception de celJes faites
à Kade 1 qui ont été décrites précédemment, sont résumées ci-après.
1
La station de Kade 2 nous a montré un pli et une faille inverse impliquant une direction
de raccourcissement N43°E (fig.2.16). Dans les stations Kade 3 et Kade 4, la série est
déformée en plis anticlinaux décamétriques isolés subcylindriques et faiblement coffrés, à un
1
axe horizontal, au voisinage desquels les failles inverses sont fréquentes. Les pôles des plans
de stratification de ces plis, reportés sur stéréogramme, se répartissent en deux guirlandes
1

---

98
Figure 2.18 - Schéma de la faille Inverse déformée de Jelak 3
(BELLION et al., 1984).
Figure 2.19 - Détail de la zone de cisaillement de Bou Rzama
Localisation: tig.2.8.

---

99
distinctes mettant en évidence deux directions de raccourcissement, N125°E et N45°E,
suborthogonales (flg.2.16). Au niveau des stations Kade 5 et Kade 6, la série gréseuse est
découpée par des failles inverses, parmi lesquelles certaines se signalent par une zone broyée
pouvant atteindre un mètre d'épaisseur. A Kade 5 un miroir subhorizontal, visible sur
plusieurs dizaines de mètres carrés au toit d'un niveau argileux induré et ferruginisé, porte
de longues stries de direction N152°E. Deux directions de raccourcissement distinctes,
N15~E et N22°E, peuvent également être déduites des mesures effectuées dans ce secteur.
1
6°) Résultats de l'analyse structurale
L'étude tectoniQue montre Que les déformations du Continental intercalaire résultent de
l'intervention de deux épjsodes compressjfs successifs. caractérisés par des directions de
1
raccourcissement
suborthogonales (fig.2.20) :
-L'épisode le plus ancien se traduit par des failles inverses dont l'orientation est
comprise entre N40 et N800E et auxquelles sont souvent associès des plis d'entraînement et,
1
plus rarement, des décrochements. La direction de raccourcissement Z1 est comprise entre
N120 et N165°E, soit aux environs de N1400E en moyenne.
-L'épisode le plus récent est caractérisé par des décrochements accompagnés de
1
déformations plicatives, et par quelques failles inverses. La direction de raccourcissement Z2,
qui varie selon les stations entre N5 et n600E, est voisine de N300E en moyenne.
Le style des déformations liées à chacun des épisodes de compression est donc différent,
et cette différence s'explique par le fait que ces contraintes compressives s'appliquent à des
accidents préexistants du substratum précambrien et paléozo"ique qui ont une orientation
proche de N800E :
- la contrainte compressive N1400E, suborthogonale à la direction de ces fractures,
provoque essentiellement des rejeux en faille inverse et des plis bien marqués;
1
- la contrainte N300E, très oblique par rapport à ces mêmes fractures, induit
principalement des rejeux en décrochement, les déformations liées à ce deuxième épisode de
1
compression étant aussi plus discrètes que les précédentes.
7°) Le fossé de Nara. Contexte géodynamjQue
La densité et le style des accidents observés dans le Continental intercalaire du Hodh
1
oriental, ainsi que la proximité du fossé de Nara, incitent à rechercher la signification de ces
diverses déformations dans un cadre géodynamique plus général.
Alors que les accidents importants, de direction voisine de N800E, tendent à disparaître'
1
assez rapidement au Nord de Nema, leur nombre et leur amplitude augmentent à l'approche du
fossé de Nara (f1g.2.8 et 2.15) qui constitue la structure majeure de la région : ce fossé se
développe en effet à l'Est de Nara sur une longueur d'environ 350 kilomètres, et sa largeur
1
atteint 70 à 80 kilomètres. Il est limité par des accidents ENE-WSW et NW-SE et présente
une forme losangique caractéristique d'un bassin pull-apart. Ce fossé se localise à la bordure
nord d'une zone de faiblesse très importante (fig.2.21) :
1
- le couloir Iinéamentaire de Kayes-Tombouctou, pour SIMON et al. (1982) :
- la ligne Adrar-Guinée, pour BAYER & LESQUER (1978), dont des prolongements
peuvent être trouvés sur la marge océanique et même sur le continent nord-américain - au
,1
niveau de la "Wichita Fault" qui limite au Sud les Appalaches :
- le couloir linéamentaire guinéo-nubien qui affecte la plaque africaine de façon
continue non seulement au niveau du craton ouest-africain mais aussi dans le Nord des bassins
1
du Niger et du Tchad, et dans les confins égypto-soudanais (GUIRAUD et al., 1985a).
Ce linéament a joué au moins depuis l'orogenèse panafricaine, et c'est à ses rejeu x au
Mésozoïque qu'il faut attribuer la genèse du fossé de Nara, précédée et probablement en partie
1
accompagnée par la mise en place des venues doléritiques et dioritiques. Compte tenu de la
forme 10sangjQue de ce fossé de Nara. son ouverture paraît en effet résulter d'un jeu cisaillant
dextre de cet accident majeur à l'échelle de la plaQue africajne. un tel déplacement du, Nord de
1
l'AfrjQue vers l'Est étant lié à la phase d'expansion de l'AtlantiQue central au cours du
Jurassique.
1
8°) Ages des déformations,
'
La question de l'âge des épisodes de compression responsables des déformations subies
par le Continental intercalaire à l'Est du Hodh demande également à être abordée dans un

---

--------- -----~----------
JOO
Phase 1
6
1
8
9
~
10
1
1
Phase 2
Figure 2.20 - Schéma synthét.lque des déformat.lons observées dans la région de
Nema-Nara
(BELLION et al.• 1984).
: Couverture post-paléozo1que (dolérites et formations continentales) ; 2 : Schistes et pélites (Cambrien) ;
3 : Direction de raccourcis"Sement majeur de la phase 1 (N140DE) ; 4 : Direction de raccourcissem~nt majeur de la
phase 2 (N30DE) ; 5 : Faille inverse; 6 : Pli d'entrainement ; 7 : Interférence de plis • 9 : Déformation d'une faille
inverse de la phase 1 ; 10 : Faille inverse de la phase 2.
Figure 2.21 - Schéma structural simplifié de l'Afrique de l'Ouest.
Principaux linéaments et fossés mésozoïques
(BELLION et al., 1984).
1 : Socle précambrien métamorphique; 2 : Chevauchement panafricain ou paléoro1que ; 3 : Unéament ou raille majeur
ayant joué ou rejoué au Mésozo1que ; 4 : Dolérites liaqiques ; 5 : Fossé jurassique de Nara; 6 : Fossé crétacé.

---

1U1
contexte plus général. Ces épisodes sont ici postérieurs à l'altération latéritisante qui survient
à partir du Sénonien, modérément, et de façon beaucoup plus intense à l'Eocène inférieur et
moyen. D'autre part, Ils sont
antérieurs aux cuirassements latéritiques plio-quaternaires
dans lesquels ne s'observe aucune trace de déformation en compression, ni dans cette région,
ni ailleurs en Afrique de l'Ouest.
Il existe donc une imprécision, qu'il faut essayer de lever en utilisant les données
tectoniques des régions voisines, et notamment celles relatives à la bordure orientale du
bassin de Taoudenni. En effet les travaux de divers auteurs (CORNET, 1948;
AYME &
HUBAULT, 1955 : KARPOFF, 1960: RADIER, 1959 : FABRE, 1976) montrent que les séries
sénoniennes et éocènes du Tilemsi-Timétrine et du Tanezrouft sont
affectées par une
tectonique assez intense exprimée par des plis et par de nombreuses failles. Certaines d'entre
elles sont inverses et en particulier la bordure occidentale du massif du Timetrine chevauche
vers l'Ouest les séries crétacées (BELLION & GUIRAUD, 1985), comme celle du massif du
Taounnant situé plus au Nord. Ces structures qui intéressent localement l'Eocène inférieur et
moyen à oolithes ferrugineuses, impliquent une direction de raccourcissement majeur voisine
de N 1400 E (voir plus loin). En revanche, le Continental terminal (Mio-Pliocène) n'est que
très peu tectonisé et les déformations observées à la bordure occidentale du Hoggar et de
l'Adrar des Iforas sont donc liées pour l'essentiel, à une phase fini- à post-Iutétienne
(BELLION & GUIRAUD, 1985). Comme par ailleurs une phase tectonique cassante de même âge
est connue dans le bassin sénégalais ( BELLION & GUIRAUD, 1980 et BELLION et al., 1983b),
il est certain que la phase intra-éocène est responsable du premier épisode de compression
décelé dans le Sud-Ouest du bassin de Taoudenni.
Ces deux épisodes se distinguant nettement par des directions de raccourcissement
suborthogonales, on pourrait supposer qu'ils ont été séparés par un intervalle de temps assez
long et, par conséquent, que le second ne relèverait pas de la phase intra-éocène et serait plus
récent. Une phase compressive intra-néogène est connue en Afrique du Nord, cependant son
existence est ici très hypothétique dans la mesure où seule jusqu'à présent une tectonique
cassante distensive a été décrite dans le Néogène, en Afrique de l'Ouest et dans le Hoggar. Il
semble donc préférable d'admettre que le second épisode tectoniQue est immédiatement
postérieur au premier et qu'il appartient à la même phase tectoniQue intra-éocène.
4·ESSAI DE SYNTHESE
GEODYNAMIQUE
Cet essai de synthèse géodynamique tient compte des données de terrains et des données
bibliographiques évoquées précédemment. On rappelle cependant, qu'un certain nombre de
problèmes subsistent, qui concernent l'âge des ensembles géologiques étudiés, et que, pour
cette raison, plusieurs points de l'évolution géodynamique du bassin de Taoudenni manquent de
précision.
4.1-Le Trias et le Jurassique, une période de distension accompagnée de
magmatlsme.
La distension généralisée qui affecte l'ensemble de l'Afrique de l'Ouest, se manifeste dans
le bassin de Taoudenni du Permien au Jurassique et principalement au Lias par des intrusions
et coulées de dolérites, que l'on peut observer dans les régions du Hank, du Hodh et de
Taoudenni. Cette période de distension qui prélude à la fragmentation de la Pangée par
l'ouveture de l'Atlantique central, se traduit également à l'Ouest de l'Adrar des Iforas et dès le
Permien, par le rejeu en extension de la suture panafricaine, qui correspond à une zone
cicatricielle majeure à l'échelle de l'Afrique de l'Ouest. Dans cette région de la dorsale de socle
du Timetrime-Taounnant, plusieurs complexes anorogéniques annulaires de syénite se mettent
en place sur la zone de suture. En même temps se forme à l'Est de celle-ci, du côté de la zone
mobile du bouclier Touareg, le graben de Tezzofi d'orientation subméridienne, dans lequel vont
s'accumuler des sédiments très grossiers, conglomératiques et épais attribués au Permien et
au Trias.
Au Sud du bassin de Taoudenni, des sédiments détritiques dont le sommet est attribué au
Jurassique moyen, comblent le fossé de Nara. Celui-ci, qui contient vraisemblablement à sa
base du matériel doléritique et dioritique, se situe à la bordure nord du linéament guinéo-
nubien et sa forme losangique nette indique que son ouverture est sans doute liée au jeu en
"pull-apart" des accidents N 800 E qui le limitent. Cette ouverture par déplacement latéral

---

.192 .
dextre peut s'expliquer par la phase d'expansion de l'Atlantique central au Jurassique
inférieur-moyen qui a pu provoquer un mouvement différenciel Intraplaque, l'Afrique au Nord
du linéament se déplaçant vers l'Est au début de la phase d'accrétion océanique.
4.2-Le Crétacé Inférieur
'Durant le Crétacé inférieur la bordure orientale du bassin, dans la région du TUemsi et
du Tanezrouft, est le siège d'une épaisse sédimentation gréso-argileuse continentale et lacustre
qui suppose une subsidence active de la zone de la suture panafricaine par son rejeu en
distension. Cette distension pourrait être mise en parallèle avec celle qui intresse le Nord-
Ouest du bassin du Tchad. Elle serait liée aux même causes, à savoir l'affrontement de l'Afrique
et de l'Europe à la fin de l'Aptien, et l'ouverture de l'Atlantique équatorial au Barrémo-Alblen
(voir chapitre 4). Elle
est responsable également de l'ouverture du fossé de Gao dont le
remplissage débute au Barrémien (voir chapitre 3).
4.3-Le Crétacé supérieur
Au Crétacé supérieur se produisent plusieurs invasions marines, la première pouvant
survenir au Cénomano-Turonien ou, plus vraisemblablement, au Sénonien. La sédimentation
continentale, détritique fine ou chimique, du Crétacé supérieur est en effet interrompue à
plusieurs niveaux de la série par des horizons gypseux et carbonatés. Le Maastrlchtien
renferme deux niveaux marins francs. le premier pourrait se situer au Maastrichtien
inférieur et pourrait correspondre au Mosasaurus
Shales
décrits dans le bassin des
lullemmeden (première transgression à Libycoceras ). le second marque le début de la
dernière grande transgression qui a envahi une partie du continent oue'st-afrlcain du
Maastrichtien terminal (deuxième transgression à Libycoceras ) à l'Eocène Inférieur-moyen
. Compte tenu de la forte épaisseur du Crétacé supérieur de la bordure orientale du bassin de
Taoudenni, dans la région du Tilemsi-Tanezrouft, on doit conclure à la subsidence Importante
de ces zones superposées à la suture panafricaine. les rejeux en distension de cette suture, qui
sont liés à l'affrontement des plaques européenne et africaine en Afrique du Nord, expliquent
cette subsidence active au Crétacé supérieur.
La région de Nema-Nara, à la bordure méridionale du bassin, semble avoir été, dès cette
époque, une zone soumise à des phénomènes d'altération et d'érosion puisque aucun dépOt ne
parait devoir être attribué au Crétacé supérieur.
4.4-Le Paléogène.
Au cours du Paléogène, la sédimentation marine qui a débuté au Maastrichtien terminal,
se poursuit à l'Ouest de l'Adrar des Iforas. Plus au Sud-Ouest, la région de Néma-Nara est
alors soumise à une profonde altération ferralitique.
Cette transgression paléocène a dû occuper un chenal relativement étroit, mais sa limite
occidentale n'est pas déterminée avec précision, les dépôts qui en résultent sont en effet
connus au Mali, de Aït Nafa, au Nord, à la frontière du Niger, au Sud-Est, et, vers l'Ouest, un
peu au-delà du massif du Timetrine, dans la région de Tinkar.
la partie inférieure du Paléocène inférieur est absente et, à sa partie supérieure, des
niveaux détritiques continentaux peu épais soulignent un bref épisode régressif qui se
manifeste également dans les bassins voisins des lullemmeden et du Sahara (TademaTt et
Tinrhert).
Cette lacune et cet épisode regressif semblent être les seules conséquences locales de
l'épisode tectonique fini-crétacé.
L'Eocène inférieur-moyen se caractérise par une
sédimentation d'argiles néoformées (attapulgites) puis d'oolithes ferrugineuses et d'argiles
sableuses, ou de grès tendres argileux, marquant le retour à une sédimentation continentale.
4.5-L'ép'sode tectonique 'ntra-éocène.
L'épisode tectonique intra-éocène survient après le dépOt des couches argilo-gréseuses à
oolithes. Il et responsable de la formation de plis dans la région du Tilemsl-Tanezrouft où la
sédimentation est épaisse, et de rejeux d'accidents anciens en failles inverses ou en
décrochements dans cette région ou dans celle de Nema-Nara, Ces déformations permettent la

---

103
mise en évidence, dans la région du Tllemsi, d'une direction de raccourcissement orientée N
140° E, ou dans celle de Nema-N·ara,. de deux directions de raccourcissement suborthogonales
qui appartiennent très vraisemblablement au même épisode tectonique : la plus ancienne est
orientée N 1400 E, la plus récente N 300 E.
4.6-Le Continental terminal et le Quaternaire.
L'évolution géodynamique du bassin de Taoudenni se termine en régime continental. Les
sédiments du Continental terminal et du Quaternaire sont discordants sur tous les terrains
antérieurs. Des cailloutis sont attribués au Mio-Pliocène,' et l'Oligocène ne serait pas
représenté. Au Quaternaire, les cycles climatiques successifs ont donné lieu à une grande
variété de dépôts : dépôts éoliens pendant les périodes arides, dépôts alluviaux, lacustres et
palustres lors des pluviaux.
Conclusions
En définitive on retiendra que les parties méridionale et orientale du bassin de
Taoudenni, régions de Nema-Nara et du Tilemsi-Tanezrouft, correspondent à des zones
d'instabilité nées au Mésozoïque à la suite de l'ouverture de l'Atlantique central. Quel que soit
l'Age du deuxième épisode tectonique mis en évidence dans la région de Nema-Nara, ces zones
instables ont enregistré, après l'Eocène moyen, les contre-coups des déformations plus
intenses, liées à la collision de l'Europe et de l'Afrique, qui ont alors affecté la bordure
septentrionale de la plaque africaine.
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Chapitre 3

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Figure 3.1- Le ba881n de81ullemmeden et le8 grand8 en8embles géologlque8 de
l'Afrique de l'Ouest
(GUIRAUD et al., 1985b). .

---

JU;
1· INTRODUCTION
Le bassin des lullemmeden, de forme approximativement pentagonale, est réparti sur
cinq pays : l'Algérie, le Bénin, le Mali, le Niger (pour la surface la plus importante) et le
Nigéria. " s'étend sur plus de 1000 km de long du Nord au Sud et plus de 800 km de large d'Est
en Ouest. " est limité au Nord par le Massif Central Saharien, le Hoggar et ses deux apophyses
méridionales, l'Adrar des Iforas à l'Ouest et l'Aïr à l'Est, par le socle du Gourma et du Liptako
au Sud-Ouest, par le socle du bouclier nigérian au Sud et au Sud-Est (fig.3.1, 3.2 et
pl.h.t). Le bassin des lullemmeden comunique à l'Ouest avec celui de Taoudenni par le Détroit
soudanais qui comprend au Sud le fossé de Gao. A l'Est, il est en relation avec le bassin du Tchad
par le large seuil peu profond du Damergou (ou du Tégama) qui sera étudié dans le présent
chapitre.
Ce bassin contient des sédiments paléozoïques et méso-cénozoïques et présente la grande
particularité d'être formé d'aires de sédimentation élémentaires qui se sont déplacées du
Nord-Est vers le Sud-Ouest au cours des temps géologiques, chaque prisme sédimentaire
débordant le précédent dans le même sens (fig.3.2, 3.3 et pl.h.t): les assises mésozoïques
occupent la plus grande partie du bassin et se dépassent mutuellement vers le Sud-Ouest, la
série cénozo)'que la plus récente surmonte directement le socle du Liptako et du Bénin. Les
formations paléozoïques affleurent dans la partie nord du bassin, ainsi qu'à son extrémité sud-
occidentale, au Bénin.
La Iithostratigraphie est connue par de nombreux travaux parmi lesquels les plus
importants sont ceux de GREIGERT (1966), GREIGERT & POUGNET (1967), JOULIA (1959a,
1959b et 1963), FAURE
(1966) et les recherches du CEA pour la partie nigérienne du
bassin (BIGOTTE & OBELLIANNE, 1968), ceux de RADIER (1959) et KRASHENINNIKOV &
TROFIMOV (1969) pour sa partie malienne; la terminaison méridionale du bassin, au Nigéria
et au Bénin, a été étudiée par KOGBE (1973), PETTERS (1977, 1978, 1979), ALIDOU
(1983), ALiDOU & LANG (1983), ALIDOU et al. (1986), et a fait l'objet de mises au point
de la part de REYMENT (1965), CARTER et al. (1963), KOGBE (1976, 1979 et 1981) et
WHITEMAN (1982). Les travaux et publications récents dûs à DUBOIS & LANG (1981),
BOUDOURESQUE et al. (1982) et LANG et al. (1986), apportent des précisions importantes
qui permettent de rédéfinir le Continental terminal.
Il n'existe aucune étude tectonique d'ensemble du bassin. Des observations ont été faites
par JOULIA (1957) à la bordure occidentale de l'Aïr et par les géologues attachés à
l'exploration et à l'exploitation de l'uranium de la région d'Arlit. Des données tectoniques
disparates figurent dans les travaux de RADIER (1959), GREIGERT (1966), GREIGERT &
POUGNET (1967), BIGOTTE & OBELLIANNE (1968), VALSARDIEU (1971), CAZOULAT
(1985), et sur diverses cartes géologiques et tectoniques (JOULlA, 1963 ; GREIGERT &
POUGNET, 1965 ; ASGA-UNESCO, 1968 ; BASSOT et al., 1981). Récemment des études
locales de secteurs caractéristiques et suffisamment représentatifs de l'histoire tectonique du
bassin des lullemmeden ont permis de préciser quelque peu les effets des épisodes fini-
crétacés et intra-éocènes (GUIRAUD et al., 1981; GUIRAUD & ALiDOU, 1981) et de les
replacer dans un contexte plus général ( GUIRAUD et al., 1985b). D'autres secteurs
paraissent particulièrement favorables à des études structurales qui restent à faire, en
particulier la région nord du bassin située entre le Hoggar et le parallèle de Mentess (17°N),
ainsi que la zone d'affleurement du Cénomano-Turonien à l'Est de Mentess où GREIGERT
(1966) signale plusieurs structures plissées et faillées.
Sur le plan structural, les séries paléozoïques sont affectées par les mouvements
calédoniens et hercyniens. Les séries méso-cénozoïques, recoupées par des accidents de socle
et localement déformées par des plis le plus souvent associés à des décrochements, dessinent
une vaste cuvette synclinale, d'orientation axiale subméridienne, qui est interrompue et
limitée au Sud-Ouest par le horst de socle du Liptako-Gourma selon une direction tectonique
NW-SE.

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Figure 3.2 - Carie géologique schématique du bassin des lullemmeden
(d'après DUBOIS & LANG, 1981, modifléo).
1 : Précambrien ; 2 : Cambrien à carbonifère ; 3 : Permien ; 4 : Trias, Jurassique ; 5 : Jurassique - Serriaaien ; 6
: Crétacé inférieur à Cénomanlen inférieur ; 7 : Cénomanien supérieur à Santonien: 8: Campanien (?) et
Maastrichtien ; 9 : Continental intercalaire et/ou Continent~1 hamadien ; 10 : Maastrichtien' terminal à Eocène
; 11: Continental terminal : 12 : Quaternaire.

---

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Figure 3.3 - Coupe du bassin de Tin Sérlrlne
(d'après JOULIA, 1965, modifié).
1 : Grès de Timesguar, grès à Tigillites et grès d'In Azaoua ; 2 : 'Schistes' à Graptolites; 3 : Grès
d'Idekelet de Touaret ; 4 : 'Schistes' d'Akara ; 5 : Grès d'Amesguer ; 6 : Grès de Farazékat = arkoses de
Téragh ;7 : Argiles du Talach ; 8 : Grès de Guézouman ; 9 : Argiles de Tchinézogue ; 10: Grès du TaraI;
11 : Argiles de Madaouéla ; 12: Série d'Izégouandane ; 13 : Argiles de l'Irhazer ; 14 : Grès du Tégama.
L...
o
'0

---

Ire
DéDÔls alluviaux éoliens. alacls terrasses cuirasses ferru(llneuseS"i~'Cj~}"':~
MIo-Pllocène ou
Grès argileux du moyen Niger (Cl3)
(COlI/I!lftIJI ".,'. "
Grès rouges el grès argileux
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1 ~nental terminal"
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Série argllo-sableuse à lignites (C12) ----------,r-.....,----.'lJl'!.~"Il"."!"i',:""
....•!'ll't"]
Eoeine moyen
Série sidérolithique de l'Adar Ooutchi (ClI)
(crJIIIltu/;fll}''','-1-;' .~
Argiles à allapulgltes
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1 .'
PIl60cènl
Calcaires à RlnikoUIIlillxJrrrNJdtlzi el Loklllrtil hll~i
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W"llMI" p.,o.
Argiles papyracées el calcaires à E/pllitIJ'6lll. sables
! (11I1JrIIH:It..J "'1
Mustrlchllen terminal Calcaires à LilJycocrlS el Llmtteinl
(nwIA nINUt/uIl
Mllstrlchllen
Upper Sandslones and Mudslones
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Lower Sandslones and Mudslones
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Argiles el calcaires
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Tlronlen supérieur
Série des calcaires blancs
= Tlronlen Inférieur
Calcaires
-
(lTIIrinJ
à Ni9flriCW'1S
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Cénomanlen suoérieur
Calcaires à Nt1<Jlob/~es vilJrlyUnUS
-
Cénomanlen Inférieur
Formation de Farak.
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o
Alblen
Formallon d'Echkar
à
Série du Tégama
Formation d'Elrhaz
o
Néocomien
Formation de Tazolé
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8erriasien
Argiles de l'irhazer
Cl
à
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Jurassique supérieur
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Jurassique moyen
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(continental)
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Série de Tagora inférieur Argilites et grès fins de Tchinézogue
épicontinenul)
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Grès de Guézouman
Série de Térada
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(rntII'in)
CI
Carbonifère inférieur
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Grès d'In Azaoua
(marin)
Cambro-Ordovicien
Grès à Tigillites. et argiles
Grès de Timesguar
SOCLE
PRECAMBRIEN
Tableau 3.1· Les formations sédimentaires post-précambriennes du Bassin des
lullemmeden
(inspiré de TAQUET, 1976),

---

111
2· L1THOSTRATIGRAPHIE
La IIthostratigraphie du bassin des lullemmeden est résumée par le tableau 3.1.
2.1- Le Paléozoïque
Les formations paléozoïques affleurent dans la partie septentrionale du bassin des
lullemmeden connue sous le nom de bassin du Tamesna, où elles constituent la ceinture
tassilienne méridionale du Massif Central saharien, et au Sud-Ouest du bassin, dans la région
de Kandi au Bénin.
Le horst cristallin d'In Guezzam divise le bassin du Tamesna en deux zones, celle de Tin
Séririne ou de Tim Mersoï à l'Est, déformée en un large synclinal d'orientation subméridienne
qui s'enfonce profondément vers le Nord à l'intérieur du Hoggar, et celle du Tassili Oua
N'Ahaggar à l'Ouest, beaucoup plus étroite en latitude et déformée par plusieurs petits
synclinaux de même orientation Nord-Sud (pl.h.t.). La Iithostratigraphie et les grands traits
de la paléogéographie du bassin du Tim Mersoï à partir du Carbonifère inférieur sont donnés
par la figure 3.4.
Deux grands ensembles, séparés par une discordance, s'individualisent dans le
Paléozoïque du Nord du bassin des lullemmeden (fig.3.3):
1 - L'ensemble inférieur discordant sur le socle arrasé comprend un Cambro -
Ordovicien, d'abord gréseux à Tigillites, puis argilo-schisto-gréseux et un Silurien argilo-
silto-calcaire à Graptolites (schistes à Graptolites) et gréseux. Deux discordances de
ravinement s'observent dans le Cambro-Ordovicien, l'une à la base et l'autre, plus
importante, au sommet des grès d'In Azaoua.
2 - L'ensemble supérieur, discordant sur le précédent, débute par un conglomérat
surmonté par les grès d'Idekel du Dévonien inférieur. Le Dévonien moyen gréseux à oolithes
ferrugineuses, calcaire et schisteux, renferme une riche faune de Brachiopodes. Le Dévonien
supérieur est représenté par des alternances de grès grossiers ferrugineux et de psammites
gypseux et fossilifères, à Bivalves et Spirophyton, lagunaires. Le Carbonifère comprend les
trois séquences sédimentaires de Térada, de Tagora inférieur et de Tagora supérieur (tab.3.1
et fig.3.4). Chacune correspond à des grès grossiers continentaux surmontés par des dépôts
marins euxiniques (dans la séquence inférieure) ou marins et continentaux altern$s, argilo-
silteux et contenant de minces niveaux calcaires détritiques fossilifères à Brachiopodes
(Productidés), Polypiers, Lamellibranches et Encrines du Viséen inférieur et supérieur. La
séquence inférieure, ou série de Térada, débute par des conglomérats et grès fluvio-glaciaires
attribués au Tournaisien ou au Viséen inférieur (VALSARDIEU, 1971 ; VALSARDIEU & DARS,
1971 ; EL HAMET, 1983), les deux autres, ou séries de Tagora inférieur et de Tagora
supérieur, par des grès fluvio-deltaïques représentant le Viséen supérieur. Une discordance
angulaire soulignée par un conglomérat phosphaté et ferrugineux, et qui passe vers le centre
des bassins à une simple discordance de ravinement, sépare le Viséen inférieur du Viséen
supérieur. Après les dépôts marins carbonifères s'instaure une très longue période d'érosion
et de sédimentation continentale qui prendra fin avec la transgression du Crétacé supérieur.
Les différentes formations paléozoïques s'amincissent généralement du Nord vers le Sud.
Chacune d'elle dépasse la précédente vers le Sud et se termine en biseau sur le socle
(flg.3.3). La sédimentation est aussi sous la dépendance étroite de la structuration de la
région : failles et flexures délimitent des gouttières à sédimentation épaisse et des dorsales à
dépôts minces et même inexistants parfois (VALSARDIEU, 1971 ; SEMPERE, 1981 ;
CAZOULAT, 1985). Des phénomènes analogues se reproduisent pendant le dépôt du Continental
intercalaire, du Permien au Crétacé inférieur.
L'histoire géologique de ces bassins paléozoïques est ponctuée par des discordances de
ravinement qui séparent les mégaséquences sédimentaires et deux discordances angulaires
(faibles-?-)
post-silurienne
et
intra-viséenne,
traces
d'évènements calédoniens
et
hercyniens. La lacune du Carbonifère supérieur est liée aux différents épisodes de l'orogénie
hercynienne en partie responsable de l'édification de la chaîne des Mauritanides en Afrique de
l'Ouest. Elle a entraîné l'émersion généralisée de la région au tout début du Namurien, une
érosion intense ainsi que des rejeux tectoniques divers. Des dépôts du Carbonifère supérieur

---

CHROII/OSTRATIGRAPN/6
GEOLOGIE STRUCTURAl.E
PALEOGEOGRAPHIE
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113
continental sont connus dans les bassins de Taoudenni à "Ouest, de Reggane au Nord-Ouest et du
Sahara, au Nord.
La phase calédonienne s'accompagne de venues magmatiques basaltiques (GREIGERT &
POUGNET, 1967). Un volcanisme acide intra-viséen, contemporain de la sédimentation, se
signale par la présence, entre autre, d'éléments vitroclastiques, des échardes de verre dans les
faciès silto-gréseux du Talak, d'Akokan, du Guézouman et du Tarat ( EL HAM ET, 1983 ;
FORBES et al., 1984).
2.2- Le Continental Intercalaire, Permien è Cénomanlen Inférieur.
Les sédiments continentaux postérieurs au Carbonifère marin et antérieurs au
Cénomanien supérieur marin. qui correspondent pat conséquent au Continental intercalaire
tel qu'il a été défini par KILIAN (1931). ont été subdivisés par JOULIA (1963) en grandes
formations séparées par des discordances cartographiques. La description qui suit est un
condensé des travaux de JOULIA (1963), GREIGERT (1966), GREIGERT & POUGNET (1967),
BIGOnE & OBELLIANNE (1968), VALSARDIEU (1971), TAQUET (1976) et CAZOULAT
(1985). Le Continental intercalaire compte quatre grands ensembles.
2.2.1- La formation d'Izégouandane
Cette formation qui affleure entre le Tim Mersoï au Nord-Ouest et le Nord d'Agadès, sur
le parallèle 17°30'N, au Sud-Est, repose sur le Viséen supérieur érodé. Elle comprend les
quatre termes suivants: arkoses d'Izégouande à la base, argilites de Téjia, grès de Tamamaït et
argilo-grès de Moradi au sommet. Elle correspond à des dépôts détritiques f1uvio-lacustres
rouges de comblement de bassin sous climat subdésertique, caractérisés par des arkoses
grossières, des grès moyens chenalisés plus ou moins argileux et parfois calcaires, à
stratifications obliques très fréquentes. Son épaisseur diminue du Nord (300 m) vers le Sud
où elle se biseaute à "affleurement sur le socle, au voisinage du parallèle 17°30'N (flg.3.2
et pl.h.t.).
Dans sa partie inférieure arkosique, cette formation renferme des bois silicifiés
rapportés à Dadoxylon rolli, forme du Permo-Trias allemand, et, à son sommet, des débris de
bois silicifiés et des restes de Vertébrés parmi lesquels TAQUET décrit une nouvelle espèce de
Reptiles, Moradisaurus grandis (1967, 1969). Cette espèce, proche de genres du Texas et de
Russie, permet d'attribuer le sommet de la formation d'Izégouandane au Permien supérieur
(TAQUET, 1972 et 1976). L'ensemble de cette formation serait permienne.
Selon VALSARDIEU (1971) et CAZOULAT (1985). la formation d'Izégouandane s'est
déposée pendant une période de tectonique active. En bordure du bassin, sur la dorsale
agadésienne (Aïr). se seraient produites des manifestations volcaniQues acides survenues
peut-être dès le début de la sédimentation ; elles seraient devenues prépondérantes vers la fin
du Permien, se traduisant par le dépôt de l'ensemble volcano-sédimentaire de Moradi
(flg.3.4).
2.2.2- Le groupe des grès d'Agadès
Le groupe des grès d'Agadès affleure de façon continue à la bordure ouest de l'Aïr, des
Monts Ibadanane, au Nord, jusque dans la région d'Agadès au Sud-Est (pl.h.t et flg.3.2). \\1 Y
a discordance cartographique et, localement, discordance de ravinement entre ces dépôts et la
formation d'Izégouandane.
Le groupe des grès d'Agadès comprend, de bas en haut, trois séries (Aguelal, Goufat et
Wagadi) ou les quatre termes suivants (fig.3.4 et tab.3.1) :
a) Les grès du Teloua, divisé en Téloua 1 et 2, de granulométrie grossière variable, à
lits de galets et stratifications obliques ; à la base, le conglomérat d'Alarces (JOULIA et al.,
1959) renferme des galets de roches magmatiques qui pourraient provenir de la destruction
des complexes annulaires du Damagaram-Mounio dont la mise en place se situerait vers 300 ±
20 Ma (KARCHE & VACHETTE, 1978), ou encore de celle de formations volcaniques du
Carbonifère ou de la fin du Permien, évoquées ci-dessus. Ce conglomérat s'amincit puis
disparaît vers le Nord .

---

1'14
b) Les arkoses argilo-conglomératiques à analcime et les analcimolites du Mousseden
(ou de Karafou ; JOULIA et al., 1959).
c) Les grès très grossiers en bancs massifs du Tchirézrine 1, à conglomérat de base,
stratifications obliques, galets de rhyolite et bois silicifiés abondants ; ils sont séparés du
Mousseden par une discordance de ravinement.
'd) Les analcimolites d'Abinky ou de Karafou (JOU LIA et al., 1959).
Le groupe des grès d'Agadès ainsi défini diminue d'épaisseur du Nord-Ouest (250 01)
vers le Sud-Est. Il correspond à des dépôts détritiques souvent mal classés et disposés en
grands corps gréso-conglomératiques chenalisés, caractéristiques d'une sédimentation
d'épandage fluvio-torrentiel, et parfois d'une sédimentation fine peut-être lacustre. Les
écoulements chenalisés qui proviennent du Sud, se sont effectués vers l'Ouest ou le Nord, après
avoir contourné l'Aïr par l'Est (BIGOTTE & OBELLIANNE, 1968). Les niveaux d'analcimolite
sont symptomatiques d'activités volcaniques acides: émission, accumulation et transformation
diagénétique de cendres, plus vraisemblablement du type nuée ardente (VALSARDIEU, 1971;
CAZOULAT, 1985).
Dans la région d'Agadès les grès du Téloua font partiellement défaut, les grès dominent
largement les autres termes de la série et les intercalations argileuses sont rares. Au Sud de
l'Aïr, le groupe des grès d'Agadès diminue rapidement d'épaisseur vers l'Est par biseautage des
termes inférieurs. Il débute par les grès et argiles du Mousseden à la base desquels les grès
grossiers du Tchirézrine 1 comblent des chenaux d'écoulement, et se termine par les grès
grossiers feldspathiques de l'Abinky.
Seule la base des grès du Téloua est datée. Elle renferme en effet les traces du
déplacement d'un Reptile Chirotherium
de type primitif du Trias inférieur (TAQUET,
1976). Par sa position stratigraphique entre la for.mation permienne d'Izégouandane et les
argiles de l'irhazer du Jurassique supérieur, le groupe des grès d'Agadès représenterait le
Trias et le JurassiQue inférieur-moyen, mais il n'a pas été possible jusqu'à présent de
préciser l'âge des différents termes qui le composent.
2.2.3- La série de Dabla
La série de Dabla, qui a été définie au Nord-Est du bassin et dont l'épaisseur maximale
serait de 600 m (VALSARDIEU, 1971), comprend deux formations: les grès du Tchirézrine 2
et les argiles de l'irhazer (fig.3.4 et tab.3; 1).
- Les grès du Tchjrézrjne 2 reposent sur les analcimolites d'Abinki ou sur les grès du
Tchirézrine 1 par l'intermédiaire d'une surface de ravinement soulignée par des bois
silicifiés, des croûtes ferrugineuses et phosphatées et des phénomènes de rubéfaction. Ils
correspondent à des épandages fluviatiles. A la base de la formation de l'irhazer, les grès du
Tchirézrine 2 seraient encore jurassiques pour VALSARDIEU (1971), CAZOULAT (1985), et
TAQUET (1976), ou déjà crétacés pour BIGOTTE & OBELLIANNE (1968). Ils représenteraient
plutôt la base du Jurassique supérieur (voir ci-après).
- Ayec la formation de l'irhazer, le Continental intercalaire d'abord localisé au Nord-Est
du bassin des lullemmeden (bassin du Tim Mersoï), dépasse le môle d'In Guezzam et gagne la
partie ouest du bassin. Cette formation affleure en effet en une large auréole depuis le Sud de
l'Aïr jusqu'à la bordure orientale de l'Adrar des Iforas et elle surmonte le groupe des grès
d'Agadès érodé.
La formation de l'irhazer est constituée de dépôts terrigènes gréso-argileux fins ou de
dépôts d'origine chimique, carbonatés, caractéristiques d'une sédimentation fluviatile,
lacustre, et enfin palustre en période biostasique et sous climat tropical, sans doute. Ses faciès
et son épaisseur totale importante supposent une subsidence lente et continue du bassin et
l'absence de mouvement tectonique.
Cette formation repose sur les grès du Tchirézrine 2 ou sur les séries antérieures.
-Dans le premier cas, le passage des grès du Tchirézrine 2 aux argiles de l'Irhazer se
fait de façon continue, par l'intermédiaire des couches de passage de l'unité gréseuse
d'Assaouas. Ces grès indurés, fins, arkosiques, à ciment argilo-ferrugineux ou calcaire et bien

---

f
115
1
lités, présentent de fines stratifications obliques et renferment à leur sommet de nombreuses
1
traces et quelques restes de reptiles. Ces dépôts évoquent des paysages de plaines à réseau
fluvial plus ou moins anastomosé, en tresse, et à bras dormants tenant lieu de lacs plus ou
moins temporaires. Selon GINSBURG et al. (1966) "il est possible en fait que les grès
1
d'Assaouas passent localement à la partie inférieure des argiles de l'irhazer''.
j
i
-Dans le second cas, les argiles de l'irhazer peuvent recouvrir n'importe lequel des
terrains antérieurs, y compris le socle. Le contact de base est à la fois une discordance
cartographique et de ravinement soulignant une lacune de sédimentation.
Les argiles de l'irhazer débutent par des grès micacés plus ou moins argileux à débris de
végétaux non silicifiés déposés en milieu réducteur, et se poursuivent par plusieurs centaines
de mètres d'argilites rouges ou vertes bien litées à intercalations de grès argileux et de
calcaires ou de dolomies à cherts.
Selon les travaux du CEA rapportés par GREIGERT & POUGNET (1967), les argiles de
l'irhazer et les grès d'Assouas, d'épaisseur totale à peu près constante, sont divisés à l'Ouest de
l'Aïr en quatre termes qui présentent individuellement, dans la région d'In Gall-Agadès, des
variations d'épaisseurs notables, conséquences de mouvements tectoniques synsédimentaires
probables; on notera toutefois que VALSARDIEU (1971) ne fournit pas d'autres informations
concernant cette tectonique synsédimentaire.
La partie inférieure des argiles, ainsi d'ailleurs que le sommet des grè~ d'Assaouas,
renferment des minéralisations cupro-uranifères localisées dans des dépôts de cuvettes ou de
chenaux, le plus souvent lenticulaires, révélateurs d'une sédimentation capricieuse.
L'épaisseur totale de la formation de l'irhazer ne semble pas dépasser 400 m et diminue
rapidement à l'Est d'Agadès où la série se charge en grès au détriment des argiles avant de
disparaître par biseautage, sous le groupe du Tégama (GREIGERT, 1966).
La partie moyenne et surtout le sommet de la partie supérieure des argiles de l'irhazer
renferment une faune relativement abondante d'Unionidés, d'Esthériidés, de Poissons, de
Crocodiliens et de Dinosauriens, sans grande valeur stratigraphique mais commune dans les
dépôts wealdiens. La partie inférieure de ces argiles a fourni de nombreuses traces de pas de
Vertébrés parmi lesquelles celles de Reptiles Théropodes et Sauropodes conservées à la surface
de plusieurs dalles silteuses également riches en Estheria. Ces niveaux à empreintes sont
stratigraphiquement très proches de ceux des grès d'Assaouas.
Par suite de la présence de cette faune connue dans le Wealdien, les argiles de l'irhazer
ont été rapportées au Crétacé inférieur. Selon GINSBURG et al. (1966) "les grès d'Assaouas
et le premier tiers des argiles de l'irhazer se situeraient aux alentours de la limite
Jurassique-Crétacé".
.
S'appuyant sur les travaux de BUSSON (1971), TAQUET (1976) place en équivalence
(voir encore infra) les dépôt argilo-gréseux nord-sahariens attribués au Jurassique
supérieur-Néocomien et les argiles de l'irhazer d'une part, la limite lithologique argiles de
l'irhazer-grès de Tazolé et celle, identique, du Néocomien-Barrémien d'Algérie, d'autre part.
Or il s'avère que la plus grande partie de la formation argilo-gréseuse attribuée par
BUSSON au Jurrassique supérieur-Néoconien serait d'âge jurassique supérieur et que les grès
dits du "Barrémien" qui surmontent cette formation seraient encore en partie du Néocomien
(FABRE, 1976). On sait aussi que le Jurassique supérieur correspond à un ensemble
sédimentaire homogène qui se termine pendant le Berriasien avec l'arrivée brutale de
matériel détritique. Ce brusque changement de sédimentation, qui de chimique devient
détritique, est remarquablement synchrone dans l'Atlas saharien et dans les bassins côtiers
marocains (Agadir-Essaouira et El Aaïoun-Tarfaya), et il en va très probablement de même
dans le bassin sénégalo-mauritanien. On sait encore que cette période du Jurassique
supérieur-Berriasien est encadrée par deux phases tectoniques bien exprimées au Maroc et
qui pourraient rendre compte de l'existence de faciès détritiques à son extrême base ou' de ceux
qui lui font suite. En outre elle est caractérisée par une subsidence considérable dans le
domaine de la marge atlantique sans que la sédimentation chimique dont elle est le siège ne soit
perturbée par d'autres phénomènes tectoniques. Le jurassique supérieur-Berriasien apparait
ainsi comme une période de sédimentation homogène chimique et terrigène fine, bien définie
par des évènements tectoniques qui l'encadrent, et de subsidence régulière. La formation de.

---

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Précambr1en
Tableau 3.2 - Llthostratlgraphle du groupe du Tégama.
Comparaison avec 1.. séries de Tefldet du ba88ln du Tchad
(d'après TAQUET, 1976, modifié).
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6rtJtIJ
EnvirtItItnInI
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conUnentii
Upper Eocène (?)
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Middle Eocene
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marine
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Late Paleocene
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T.lok. Formation
InterclleUon
Unconformfty
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11I0 and Gunduml Formations·
-ConUnental
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Intercalaire-
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Precambr1an
Basement
Complex
Tableau 3.3 - Llthostratlgraphle du Sud du ba88ln des lullemm"n
de. la région de Sokoto, au Nlgérla
(d'après KOGBE, 1981, modifié).

---

117
Dabla montre beaucoup de caractères qui s'accordent avec ces différents éléments : les faciès
sont fins, terrigènes et chimiques pendant l'Irhazer. Les faciès détritiques son présents à la
base de la formation (Tchirézrine 2) et lui succèdent avec le groupe du Tégama, L'épaisseur de
la formation de Dabla est importante (pour le bassin des lullemmeden) et voisine de 600 m et
la sédimentation à cette époque envahit l'ensemble du bassin, ceci supposant une certaine
subsidence régulière.
Un autre argument indirect est également fourni par ce que l'on sait de la
paléogéographie d'ensemble de l'Afrique de l'Ouest à cette époque : le bassin saharien est en
effet envahi au Crétacé inférieur par des sédiments détritiques qui proviennent du Sud ; il est
alors difficile d'expliquer la présence des séries fines argileuses de la formation de Dabla, si
elle correspond au Crétacé Inférieur, Interposées entre ces séries détritiques sahariennes et
les zones d'érosion d'où sont issus les éléments qui les composent.
En définitive rien ne s'oppose à ce que la formation de Dabla représente le Jurassique
supér;eur-Berrjaslen.
2.2.4 • Le groupe du Tégama
Ce terme de groupe du Tégama désigne les dépôts continentaux qui affleurent en un vaste
plateau dans la région du Damergou qui fait communiquer le bassin des lullemmeden avec celui
du Lac Tchad, entre la falaise de Tiguedi et la falaise cénomanienne du Damergou Nord
(parallèle 15°N), et les régions ouest (méridien 6°E) et sud d'In Gall (fig.3.2 et pl.h.t.).
Il s'étale sur tout le Nord et le Centre du bassin des lullemmeden et, vers le Sud, jusqu'au
parallèle 15°N où il est connu par forage. L'aire de sédimentation s'est accrue encore vers le
Sud et l'Est, l'Aïr étant semble-t-il entièrement recouvert ainsi qu'une partie du Niger
oriental. Le groupe du Tégama repose sur les argilites de l'irhazer et son contact de base est
alors souligné par une surface de ravinement et de remaniement, ou surmonte directement le
socle cristallin de l'Aïr.
Le groupe du Tégama est caractérisé par une sédimentation à dominante gréseuse
admettant des intercalations plus fines d'argiles ou de calcaires. Ces dépôts fluviatiles et
lacustres évoquent un paysage de larges vallées occupées par des zones marécageuses, de lacs et
de puissants fleuves permanents divaguant dans de nombreux chenaux, sous l'influence d'un
climat tropical humide et tropical aride. Le retour à des conditions de rhéxistasie est sans
doute lié à un assèchement du climat ayant entrainé la destruction partielle du couvert végétal.
A la suite des travaux de FAURE, GREIGERT, JOUlIA et du CEA, le groupe du Tégama a été
scindé en deux séries décrites ci-après: la série du Tégama à la base et celle de Farak au
sommet. La série inférieure a été découpée à son tour en trois formations (Tazolé ou Tiguedi,
Elrhaz
et Echkar : tab.3.1) ou huit unités (tab.3.2). Celles-ci représentent des entités
sédimentaires correspondant à la totalité des sédiments déposés par un fleuve tout au long de
son parcours, ce qui permet de reconstituer les zones d'épandage des différents cours d'eau
(CEA, in TAQUET, 1976). Ces ensembles ont été définis au Sud de l'Aïr dans la région de
Gadoufaoua et sont désignés par l'abréviation GAD 1 à 8 (fig.3.5). Le tableau 3.2 montre
que les coupures entre ces différents termes ne se correspondent pas : la limite entre les
formations de Tazolé et d'Elrhaz divise l'unité GAD 3, cetle des formations d'Elrhaz et
d'Echkar, l'unité GAD 5.
a-La série du Tégama comprend des dépôts évoluant des grès vers les argiles en deux
grands cycles qui résultent pour le CEA de grands rythmes climato-sédimentaires. Comme le
remarque TAQUET (1976), leurs limites sont soulignées par des niveaux à Vertébrés (dans
les GA 1, 5 et 8). La mortalité accrue de ces animaux au passage d'un cycle à l'autre est sans
doute imputable à des variations climatiques rapides que traduisent bien les changements
majeurs de sédimentation observés alors. les formations de Tazolé, à la base, et d'Ec~kar, au
sommet, qui sont formées de grès feldspathiques grossiers, hétérométriques, à stratifications
obliques, encadrent la formation plus argileuse et gréso-carbonatée d'Elrhas riche en
ossements de Dinosauriens et de Crocodiliens, Au Sud de l'A'ir cette dernière disparait' à l'Ouest
du méridien a030'E et FAURE (1966) souligne qu'elle "se présente comme une vaste lentille
très plate Intercalée dans l'ensemble plus gréseux du groupe du Tégama" (pl.h.t.).

---

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Figure 3.5 - Carte et coupe géologiques du Crétacé au Sud de l'Aïr (gisements de
Gadoufaoua)
(TAQUET,1976).

---

119
Le détail de chacune des unités de la série du Tégama, reporté ci-après est repris pour
l'essentiel de TAQUET (1976, p. 33-34).
GAD 1 : grés argileux à la base. avec des miches carbonatées. des bois silicifiés, et des débris
d'os de Poissons, Crocodiliens et Dinosauriens et grés congloméi'atiques à galets de quartz, au
sommet (unité correspondant à la falaise de Tigguedi).
GAD 2 : grès grossiers à moyens s'étendant plus loin vers l'Est que le GAD 1.
GAD 3 : grès grossiers. argiles rouges entrecoupées de chenaux gréseux et grès fins à miches
carbonatées, au sommet.
GAD 4 : grès bariolés passant latéralement à des argiles, et dont la base conglomératique
contient des bois silicifiés.
GAD 5 : unité remarquablement riche en bois silicifiés et en os de Reptiles Iguanodontidés et
Crocodiliens et de Poissons, composée de grès f1edspathiques grossiers et d'argiles comprenant au
sommet de nombreux chenaux de grès fins carbonatés.
GAD 6 : grès grossiers à bois silicifiés et argiles au sommet.
GAD 7 : grès grossiers plus ou moins argileux à intercalations d'argiles et bois silicifiés.
GAD 8 : grès grossiers à galets de quartz et à bois silicifiés. puis argiles à passées gréseuses,
petits niveaux calcaires et débris d'os de Théropodes.
En plus des variations lithologiques habituelles à ces types de dépôts, les ensembles GAD
4 à 8 montrent des variations latérales de faciès et des changements dans le sens des courants
de sédimentation le long ,de flexures orientées NW-SE, qui ont pu jouer pendant la
sédimentation (CEA, in TAQUET, 1976).
b·la série de Earak avec laquelle prend fin la sédimentation continentale, est une série
de transition entre les dépôts continentaux inférieurs et les dépôts marins supérieurs. Son
épaisseur est d'environ 200 m et elle est caractérisée par une série finement litée d'argiles
massives bariolées de teintes vives et de grès fins silteux localement micacés, qui se poursuit
au Crétacé supérieur et dans laquelle les intercalations de grès grossiers lenticulaires
apparaissent comme des récurrences des conditions de sédimentation qui régnaient lors du
dépôt des formations antérieures, au cours du Crétacé inférieur. A son sommet, elle comprend
des niveaux de calcaires lacustres grumeleux et d'aspect conglomératique, à stratifications
obliques et à restes de Poissons, Crocodiliens et Dinosauriens (GREIGERT et al., 1954 ;
TAQUET, 1976). "Le Continental intercalaire se termine donc dans le Nord du bassin actuel des
lullemmeden par un épisode à sédimentation fine, qui marque l'achèvement du colmatage
[détritique] d'une immense surface presque plane, exondée et recouverte de forêts ou occupée
par des marécages à Dinosauriens. Cette plaine s'adossait à un socle anté-cambrien vers [le'
Burkina-Faso] et le Nord du Nigéria, près duquel persistait une sédimentation grossière"
(GREIGERT, 1966).
Cette formation de Farak est l'équivalent stratigraphique continental de la formation
marine d'Alanlara du Niger oriental, à faune néritique, attribuée par FAURE au Cénomanien
inférieur à supérieur (voir chapitre 4). Ainsi le toit du Continental intercalaire est djachrone
: il est antérieur au Cénomanjen terminal dans le Damergou et antérieur au Cénomanien à
Téfidet.
L'épaisseur totale du groupe du Tégama diminue du Nord Damergou ( 800 m) à ln
Abangarit, sur le prolongement du môle d'In Guezzam, où elle est minimale (200 m selon
LAPPARENT, 1953). Elle augmente ensuite à nouveau vers l'Ouest dans le Tamesna (500 à
600 ml.
Les variations de faciès de détail sont nombreuses et rapides, mais, dans l'ensemble, les
grès dominent au Sud, alors qu'au Nord, dans le Tamesna, ce sont les argiles et silts micacés de
type Earak qui sont prépondérants avec plus de 500 m d'épaisseur. Dans cette région un banc
de calcaire rouge à silex apparaît au tiers inférieur du groupe du Tégama. Ces variations
démontrent que les sources d'apports se situent au Sud du bassin.
Pour GREIGER & POUGNET (1967), le groupe du Tégama représente, avec la formation
de l'irhazer. le Crétacé inférieur. DUBOIS & LANG (1981) le range dans l'Albien-Cénomanien
inférieur. Comme le fait remarquer TAQUET (1976), son âge ne peut être déduit directement
de son contenu paléontologique : les bois silicifiés de la série du Tégama et les nombreux
Unionidés de la série de Farak ont une large extension stratigraphique qui ne permet par de

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PALEOZOIQUE et PRECAMBRI EN
Figure 3.6 - Colonne lithologIque synthétique du Méso-Cénozoïque
du Sud du bassin des lullemmeden, région de Sokoto (Nlgérla)
(d'après les données de KOGBE, 1981 ).1 : Galets, graviers; 2 : Bois fossiles; 3 : Silts ; 4 : Ugnite, débris
charboneux ; 5 : Os de Vartébrés ;6 : Traces de bioturbation ; 7 : Gypse; 8 : Argiles papyracées ; 9 : Oolithes
ferrugineuses; 10 : Cuirasse latéritique.

---

121
datation précise, les Vertébrés ne donnent que de faibles indications. Par sa position
stratigraphique, le groupe du Tégama est postérieur aux argiles de l'irhazer. Au sommet du
groupe, la série de Farak correspond au Cénomanien inférieur à supérieur car elle est
directement surmontée par les calcaires marins à Ne%bites
du Cénomanien supérieur
terminal. la série du Tégama est donc encore antérieure au Cénomanien. Pour la dater de
manière plus précise, TAQUET établit des corrélations entre les séries du Niger et celles de la
plate-forme nord-saharienne étudiées par BUSSON (1971) et à propos desquelles BUROllET
& BUSSON (1983a et b) soulignent l'infinie progressivité des variations de faciès dans le sens
horizontal et au contraire leur extrême soudaineté dans le sens vertical. Dans ces conditions,
il semble parfaitement légitime d'accorder aux coupures lithologiques valeur de niveaux-
repères chronologiques. Malgré leur caractère hypothétique, ces corrélations déjà évoquées
par BUSSON (1971) entre séries nord-sahariennes et séries nigériennes sont très
satisfaisantes pour l'esprit ; elles font en effet intervenir de grandes influences climatiques,
facteur probablement dominant eu égard aux caractères des variations de faciès déjà
mentionnées. Ces influences climatiques (ou tectoniques dans certains cas) ont entrainé un
"parallélisme des pulsations sédimentaires" (BUSSON,
1971) et une superposition
comparable des faciès ; ceci sur d'immenses surfaces avec parfois cependant possibilité de
faibles décalages dans le temps.
Ainsi TAQUET (1976) fait correspondre
les formations gréseuses continentales du
Barrémo-Albien du Sahara algérien avec les grès du Tégama et plus précisément 1) la masse
gréseuse du Barrémo-Aptien inférieur avec la formation de Tazolé, 2) l'épisode argilo-
gréseux équivalent latéral de la barre carbonatée de l'Aptien supérieur avec la formation
d'Elhraz, 3) les dépôts grossiers albiens avec la formation d'Echkar. Vers le haut la
comparaison peut se poursuivre entre les séries argileuses puis carbonatées du Cénomanien et
la série de Farak surmontée par les calcaires du Cénomanien supérieur terminal.
Compte tenu de la modification, proposée plus haut, de l'âge de la formation de l'Irhazer
dont le sommet doit représenter le Berriasien, le groupe du Tégama équivaudrait à une partie
au moins. sinon à l'ensemble du Crétacé inférieur et au Cénomanjen inférieur à supérieur
lJ2,.J2J.. la formation de Tazolé serait comprise entre le Berriasien et l'Aptien, les autres
équivalences établies par TAQUET étant inchangées.
2.2.5- Gunduml
Formation et 11I0 Formation
Dans le bassin de Sokoto au Nigéria, des séries continentales sont connues-
respectivement sous les noms de Gundumi Formation
et plus au Sud, /1/0 Formation
(pl.h.t., f1g.3.6, 3.7 et tab.3.3).
La Gundumi Formation définie à 90 km environ au SE de Sokoto, est discordante sur le
socle. Elle consiste en des dépôts fluvio-Iacustres formés de sables argileux feldspathiques
lenticulaires et d'argiles, débutant par un conglomérat. Son épaisseurs maximale est d'environ
350 m.
l'lIIo Formation définie au Sud du fleuve Niger, à 200 km environ au SW de Sokoto, est
également discordante sur le socle. Il s'agit de dépôts continentaux, fluviatiles ou fluviaux-
lacustres, d'épaisseur supérieur à 240 m, et composés de sable et d'argiles qui admettent,
dans leur partie supérieure, une formation d'argile blanche à structure pisolithique et
composition de bauxite, appelée Pisolitic and Nodu/ar C/ays.
la position stratigraphique et l'âge de ces formations varient selon les auteurs :
- Pour GREIGERT & POUGNET (1967, p. 141 et 151) 1'/1/0 Group
représenterait un
équivalent latéral du Rima Group (Sénonien supérieur) ou du Gundumi Group
(Turonien
supérieur). le Gundumi Group correspondrait au Continental hamadien (Crétacé supérieur
continental) .
- Pour REYMENT (1965) ces deux formations seraient antérieures au Maastrichtien
(p. 122), et la Gundumi Formation- plus ancienne que 1'11I0 Formation. la première, d'âge
exact inconnu (p. 72). serait équivalente- aux Grès du Tégama du Niger et la seconde aux Nupe
Sandstones (p. 122), équivalent latéral de la Lokoja Formation
d'âge maastrichtien
supérieur (p. 55), placée (p. 123) à la base du "Maastrichtien (+ Campanien ?)".
- les deux formations sont regroupées par DUBOIS & lANG (1981) sous le figuré du
Continental hamadien.

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Figure 3.7 - Carte géologique schématique du Sud du bassin deslullemmeden,
région de Sokoto, Nlgérla
(d'après PETTERS, 1979, modifié).

---

. Selon KOGBE (1981), ces deux formations seraient équivalentes (tab.3.3). Il
subsiste cependant un léger doute dû à la présence des Pisolitic and Nodu/ar C/ays au sommet
de la seule 11/0 Formation, mais ce niveau peut représenter un passage latéral de faciès ( op.
cit., p. 145). Leur âge est fourni par les bois fossiles qui sont identiques à ceux du Continental
intercalaire du Niger. "The flora of the Gundumi and 1110 Formations are definitely not younger
than Early Cretaceous, and most probably are of late Jurassic age" (op. cit., p. 144).
. Dans le Nord-Est du Bénin, la formation continentale de Sendé, qui serait à rapprocher
de celle de 1'1110 Group, renferme de bois silicifiés d'âge vraisemblablement crétacé
inférieur, mais qui sont remaniés (ALIDOU et a/., 1979 ; ALIDOU et a/., 1986).
On peut supposer Que les grès grossiers continentaux qui se rencontrent à la bordure
méridionale du bassin des lullemmeden, du Nord-Bénin jusqu'au Sud du Damergou,
représentent le Crétacé inférieur à l'Ouest. le Crétacé inférieur et le Crétacé supérieur
séparés par une discordance, è l'Est dans la région de Maradi et de Zinder (voir plus loin, §
2.4).
2.3- Le
Cénomanlen
supérieur-Turonien
Inférieur
Le Crétacé supérieur débute par une invasion marine en provenance de la Mésogée au
Nord. Le Continental intercalaire disparaît sous les niveaux marins du Cénomanien
supérieur-Turonien inférieur qui affleurent du NNW de Ténékert, au Mali (méridien 3°),
jusqu'à Ouézeï, au SSE (méridien 6°), sous forme d'une falaise quasi-continue dont il ne
subsiste plus ensuite que quelques lambeaux jusqu'à Tanout, dans le Damergou (méridien 9° ;
flg.3.8 et pl.h.t.). La série qui est essentiellement constituée de grès calcaires, de grès fins
et d'argiles à gypse, riche en glauconie et très fossilifère, présente dans le détail de
nombreuses variations de faciès ; elle est caractéristique d'une sédimentation détritique de
plate-forme continentale consécutive à une transgression générale qui se fait en deux étapes
séparées par un bref épisode régressif, la plus récente couvrant une surface plus importante
que la première (flg.3.8).
La série, définie par GREIGERT (1966) aux Monts Iguellala (fig.3.8), comprend 25 m
de grès plus ou moins calcaires, parfois glauconieux, phosphatés et micacés, de marnes plus ou
moins sableuses à gypse et d'argiles. Elle est extrêmement fossilifère avec de nombreux
Lamellibranches, Gastéropodes, Oursins et Ammonites, dans sa partie inférieure, dont
Ne%bites vibrayeanus d'ORB. Puis au-dessus, Vascoceras, Paravascoceras, Acanthoceras
et Nigericeras . Cette dernière forme se retrouve dans les lits marno-sableux alternant avec
les dalles de grès glauconio-phosphatés qui terminent la série au-dessus de marnes et de grès
peu fossilifères.
La zone à Ne%bites vibraveanus. caractérise le Cénomanien supérieur, les niveaux à
Niqericeras . le Turonien inférieur.
En se déplaçant vers le Nord-Ouest (fig.3.8), la série est conforme à la coupe-type
avec cette épaisseur maximale de 25 m et les caractères marins les plus accentués jusqu'aux
Monts Tazerzait Kebir. Elle est particulièrement fossilifère dans le massif de Tamaïa
(flg.3.8). Elle diminue ensuite d'épaisseur et s'enrichit en sable en même temps que la faune
s'appauvrit. A l'Ouest du méridien 3°40', au Mali, les caractères marins s'estompent, des grès
à stratifications obliques séparent les équivalents des niveaux à Ne%bites et Nigericeras.
L'épaisseur totale est voisine de 12 m.
Vers le Sud, la série des Monts Iguellala, moins épaisse (15 m), se poursuit jusqu'à une
cinquantaine de kilomètres au Sud-Est de Ouézeï, vers le méridien 6°30' (flg.3.8). Au-delà
les niveaux à Ne%bites
disparaissent et les grès supérieurs à Nigericeras
reposent
directement sur des sédiments continentaux. Ces grès passent à des calcaires observés dans la
région de Dakoro (f1g.3.8), de même faciès que dans le Damergou où ils ont été décrits par
JOULIA sous le nom de "Lumachelle jaune" (in GREIGERT, 1966).
Dans tout le Damergou, ils forment un niveau continu de une ou plusieurs lumachelles
dont l'épaisseur diminue vers le Sud. Le niveau à Ne%bites
réapparait dans le Nord-
Damergou sous forme de dépôts très localisés et discontinus, connus seulement dans les trois
gisements de la région de Tanout (fig.3.8) dont l'extrême richesse fossilifère en individus
plutôt qu'en espèces est sans doute liée en partie à des phénomènes de concentration divers tels

---

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Figure 3.8 - Les rivages des transgressions du Cénomano-Turonlen et du Maastrlchtlen
Inférieur dans le bassin des lullemmeden
(d'après GREIGERT. 1966. modifié).
A.D. =Adar Dcutchi ; T.K. =Monts TazerzaU Kebir ; /'·M. =Monts Iguellala et Monts Maya.

---

125
que : transport par courant marin à profondeur variable, transport de surface par flottaison
dû au vent, accumulation préférentielle en fonction de la morphologie côtière (fond de golfe ...),
etc. Le premier niveau marin généralisé est le niveau à Nigericeras.
Vers l'Ouest et le centre du bassin, les forages n'ont pas recoupé de niveaux marins qui
ne semblent pas dépasser vers l'Ouest une ligne Ekkinéouane-Madaoua. Les limites des deux
transgressions cénomanienne et turonienne (fig.3.8) sont reprises de GREIGERT (1966).
L'épaisseur du Cénomano-Turonien est maximale entre les monts Iguellala et Tazerzaït Kebir,
en même temps que les caractères marins sont les plus accusés, ce qui permet d'envisager que
ces deux transgressions proviennent du Nord-Est. Elles n'ont envahi que le Nord du bassin, la
transgression turonienne montrant la plus vaste extension ; mais, durant celle-ci, la
sédimentation reste détritique et la faune littorale.
La possibilité, à cetle époque, de communications transahariennes marines par l'Ouest de
l'Adrar des Iforas dont font état plusieurs auteurs, ne doit pas être retenue. Une première
jonction marine entre la Téthys et l'Atlantique Sud a bien lieu au maximum de la transgression
turonienne mais par l'Est du Hoggar et la Haute Bénoué (KOGBE, 1981). Le passage vers le
bassin du Sahara doit cependant se situer légèrement plus à l'Ouest que celui qui est figuré par
cet auteur, le bras de mer empruntant les fossés du Niger oriental et rejoignant le Tinrhert
par le Nord du Ténéré du Taffassasset (voir chapitre 5).
La bordure nord-ouest du bassin ainsi que sa bordure méridionale sont occupées par des
grès grossiers continentaux, difficilement datables, étudiés précédemment (§ 2.2.5).
2.4- Le Turonien supérleur-Sénonlen Inférieur
Les niveaux grèso-calcaires à Nigericeras
du Turonien inférieur sont recouverts en
parfaite continuité par des alternances monotones de calcair~ et de marnes ou d'argiles,
caractéristiques d'une sédimentation chimique durant laquelle de brèves avancées marines ont
provoqué l'intime imbrication des dépôts continentaux et marins. Cette série d'alternances est
divisée en deux: un ensemble inférieur peu fossilifère, la série des calcaires blancs, et un
ensemble supérieur plus fossilifère.
- La série des calcaires blancs affleure du méridien 30 (au Nord de Ténékert, au Mali),
jusqu'au Nord-Est de l'Adar Doutchi, à Tan Haïdara au Niger (flg.3.8). Elle comprend
essentiellement des dépôts continentaux d'argile ou de marnes sableuses micacées et bariolées,
faciès très comparables à ceux de la série de Farak et dans lesquels ont été trouvés des restes
de grands Reptiles. Cependant quelques épisodes franchement marins se manifestent par des
dépôts purement chimiques de calcaires, calcaires à cherts, attapulgite, qui contiennent une
faune marine, extrêmement pauvre toutefois, et parfois de la glauconie, du gypse et du sel.
On trouve de rares Gastéropodes, Echinodermes et Lamellibranches à l'état de débris ou
de moules Internes le plus souvent indéterminables, ainsi que des ostracodes (Cythereidae).
Ces formes peu caractéristiQues rendent toute attribution d'âge incertaine. cependant de par sa
position stratigraph;Que au-dessus des grès à Niaedceras. une partie au moins de la "série
des calcaires blancs peut représenter le Turonien supérieur" (GBEIGEBT. 1966).
L'épaisseur de cetle série qui est maximale et de l'ordre de 250-300 m dans la région de
Tamaïa (fig.3.8), implique une subsidence importante du bassin. Elle diminue vers l'Ouest,
le Sud et le Sud-Est en même temps qu'elle se charge en sable. Au Sud surtout, elle passe
finalement à des dépôts grossiers fluviatiles qui correspondent donc au Continental hamadien.
En outre, cette série des calcaires blancs semble déborder légèrement vers l'Ouest et plus
largement vers le Sud, les domaines marins du Cénomanien supérieur et du Turonien
inférieur. Cependant elle se biseaute dans la région de Dakoro, où elle n'a pas été trouvée.
Selon une communication orale de GBEIGEBT (1986), ceci pourrait être du soit à la présence,
dans cetle région située entre le Damergou et la Tarka, d'une zone haute anticlinale orientée
NNE-SSW contre laquelle la série des calcaires blancs viendrait se terminer en biseau, soit
encore à un passage latéral de faciès de cette série à des dépôts détritiques qui,
s'interstratifiant dans des dépôts identiques. ne pourraient plus être individualisés . Dans le
Damergou, une série d'argile et de grès de 40 m d'épaisseur au maximum, devenant de plus en
plus grossière vers le Sud, serait l'équivalent de la série des calcaires blancs, au même titre

---

.326
qu'une partie des 60 m de dépôts argilo-sableux et calcaires rencontrés dans le forage de
Madaoua (voir ci-dessous).
Ainsi la série des calcaires blancs correspondant à une "sédimentation chimique
finement sableuse [au] Nord du bassin, où persistait des épisodes marins, fait place à une
sédimentation continentale, parfois à caractère torrentiel, alimentée par des reliefs qui se
trouva!ent vers le Sud et le Sud-Ouest "(GREIGERT,1966).
- L'ensemble
supérieur, dont l'extension est très voisine de celle de la série des
calcaires blancs et qui n'a pas été vue entre Ibeceten et le Damergou, est assez semblable à la
précédente. Elle s'en distingue cependant par une faune relativement riche et une grande
diversité de faciès dans le détail. Cette série qui n'est connue le plus souvent que par des
affleurements exigus et isolés entre Sehinn au Mali et Ibeceten au Niger, se caractérise par
des bancs de poudingues calcaires et de calcaires granuleux azoïques ou au contraire par des
calcaires lithographiques plus ou moins argileux et fossilifères ; ils peuvent être marins et
renferment alors des débris de foraminifères, d'ostracodes et de Lamellibranches allant
jusqu'à des lumachelles, et, lorsqu'ils sont continentaux et lacustres, des fragments de
Gastéropodes, d'ostracodes, et de bois silicifiés ou houillifiés, des oogones et des tiges de
Characées. La série comporte encore des attapulgites gypseuses et salifères ainsi que des
marnes plus ou moins sableuses marines à Huîtres, ou continentales à restes de Gastéropodes
et de Vertébrés, parmi lesquels de grands Dinosauriens trouvés principalement à son sommet.
Ainsi le gisement d'Ibeceten a fourni une très abondante faune de Vertébrés à Poissons et
Amphibiens, Reptiles Crocodiliens, Chéloniens, Sauropodes, Thérapodes et Squamates (BROIN
et al., 1974). Glauconie et phosphates en granules peuvent également se rencontrer ainsi que
du gypse en banc, très localement à la base de la série.
La faune est représentée par un mélange d'espèces turoniennes et maastrichtiennes et.
par sa position sous le Maastrjchtjen à Ubvcoceras ;smaeli. l'ensemble supérieur peyt être
attribyé au Sénonien inférieyr.
Sa puissance, difficile à évaluer par suite de la dispersion d~s affleurements, ne doit pas
dépasser 70 m. Vers le centre du bassin des témoins probables de èe Sénonien ont été traversés
sur une épaisseur de 20 m environ (Didigda). La subsidence évoquée à propos de l'ensemble
précédent a cessé durant la sédimentation de celui-ci.
Dans le forage de Madaoua 60 m d'argiles et de sables à fines intercalations calcaires,
dépôts apparemment continentaux surmontés par les "Lower Sandstones" (décrits plus loin),
pourraient représenter au moins en partie les équivalents non individualisables de la série des
calcaires blancs et du Sénonien inférieur.
Dans le Damergou une série peu épaisse (20 m), laguno-marine, à glauconie et
caractérisée par des lumachelles calcaires blanches, a fourni des Huîtres variées, des
Lamellibranches et des Crocodiliens ainsi que des Poissons parmi lesquels Onchosaurus
pharao DAMES (Sélacien), Acrotemnus fada AGASSIZ et Coelodus plethodon ARAMBOURG
et JOLEAUD (Ganoïdes), Ceratodus africanus
HAUG et C. rumei
PRIEM (Dipneustes),
Enchodus lamberti ARAMBOURG et JOLEAUD (Téléostéens). Là encore il s'agit d'un mélange
de formes turoniennes et maastrichtiennes (ARAMBOURG & JOLEAUD, 1943).
Plus au Sud, dans la région de Zinder et près de la frontière du Nigéria, dans la région de
Maradi, la série est entièrement continentale et une discordance de ravinement sépare deux
formations non datées. Il en est de même à l'Est dans le Koutous. Deux interprétations extrêmes
parmi toutes les hypothèses possibles sont envisagées :
a) La série continentale supérieure correspondant au Sénonien supérieur surmonte en
discordance le Continental intercalaire qui correspondrait à une zone anticlinale érodée. Ceci
suppose une phase de plissement avant le Sénonien supérieur, et il y aurait aussi de ce fait
lacune des termes représentant le Cénomano-Turonien et le Sénonien inférieur.
b) Après le dépôt du C,ontinental intercalaire, cette région est alimentée au Crétacé
supérieur, par une sédimentation détritique pseudodeltaïque s'avançant vers le Nord, dans une
mer peu profonde. Les deux séries détritiques appartenant au Continental hamadien,
traduiraient alors deux phases d'alluvionnement différentes séparées par une période de
ravinement.
Quoi qu'il en soit. rien ne permet de pencher pour l'une ou l'autre de ces interprétations.

---

127
Plus au sud, dans le bassin de Sokoto, les sédiments continentaux constituent la
Gundumi Formation et, près du fleuve Niger, 1'11/0 Formation (voir plus haut).
2.5- Le Sénonlen supérieur
Le Sénonien supérieur diffère essentiellement du reste du Crétacé supérieur par une
sédimentation argilo-silteuse en fines alternances, riche en débris végétaux carbonés et en
reste de grands Vertébrés, dans laquelle s'intercalent des dépôts marins, liés à deux
transgressions qui surviennent au début (?) et à la fin du Maastrichtien.
Il comprend, lorsqu'il est complet, quatre ensembles. Les trois premiers, qui passent
insensiblement de l'un à l'autre, constituent dans la partie nigériane du bassin des
lullemmeden (ou bassin de Sokoto), le Rima Group
(fig.3.6 et 3.7, tab.3.3 et 3.4). Son
contact de base avec le Sénonien inférieur n'est nulle part visible. La dénomination anglaise de
ces trois premiers ensembles, plus évocatrice, est employée ci-après. Le quatrième
ensemble, carbonaté, marque le début de la dernière incursion marine qui envahit le bassin,
du Maastrichtien terminal au Paléogène. La question de l'âge de ce dernier ensemble a été
traitée en détail dans le chapitre 2 auquel on se reportera.
Les Lower Sandstones and Mudstones et les Upper Sandstones and Mudstones (1 er et
3ème ensemble) sont très similaires. Ils sont caractérisés par:
a) des argiles ou silts, parfois sableux, en feuillets, à lits ou lentilles de sable fin, à
très nombreux débris Iigniteux ou morceaux de bois houillifiés et à pyrite très fréquente.
Ces niveaux renferment habituellement des pellicules ferrugineuses, des concrétions
limonitiques, des efflorescences de sel ou de gypse et des amas de minces coquilles nacrées
correspondant sans doute à des naissins de Lamellibranches, ainsi que des restes de grands
Dinosauriens localisés surtout dans les termes de passage aux Mosasaurus Shales.
L'ensemble de base a fourni, à son sommet, des restes de Chéloniens et de Poissons
sélaciens et de très nombreux débris de Poissons (Dipneustes, Sélaciens et Ganoïdes; TAQUET,
1976) et de Crocodiliens dans un bone bed phosphaté.
La base des Upper Sandstones and Mudstones renferme à Termert (fig.3.8) des restes
de Dinosauriens théropodes et sauropodes et du Dipneuste Ceratodus humei PRIEM.
b) des bancs bien réglés de grès fins à silteux, à quartz non usés, et des niveaux sableux
d'épaisseurs plurimétriques et apparemment azoïques.
Les derniers mètres des UQper Sandstones and Mudstanes passent latéralement vers
l'Ouest à des calcaires marins très fossilifères Qui représentent le Maastrichtien terminal
(yoir infra l.
Les Mosasaurus Shales (2ème ensemble), du nom du Reptile trouvé dans le bassin de
Sokoto, correspondent à des dé~ts marins consécutifs à une trangression dont l'extension vers
le Sud-Ouest est plus importante .que celle du Cénomano-Turonien (fig.3.8). Ces dépôts sont
constitués d'alternances de marno-calcaires fossilifères, de lumachelles à Huîtres, de marnes
ou d'argiles souvent papyracées et parfois sableuses, salifères et gypseuses. Cette formation a
fourni en abondance des moules internes de Lamellibranches, des Huîtres, des Laffittéines
ainsi que les formes: Raudaireia auressensis
PERON, Libycaceras ismaeli ZITTEL et, au
Nigéria uniquement, Mosasaurus nigeriensis SWINTON ; ces espèces gui caractérisent les
Masasaurus $hales permettent de les ranger dans le Maastrjchtjen.
L'épaisseur totale des trois premiers termes du Sénonien supérieur est de l'ordre de
200 m, les Lower et Upper Sandstones and Mudstones atteï'gnant respectivement 130 et 40
à 60 m, les Masasaurus Shales
20 à 30 m. D'une manière générale le Sénonien supérieur
diminue d'épaisseur et devient plus détritique vers les bordures précambriennes du .bassin,
Adrar des Iforas, Liptako, socle du Nigéria.
.
Ces dépôts marins, continentaux et margino-littoraux, qui se succèdent en fines
alternances, ainsi que leur faune, évoquent, comme le signale GREIGERT (1966), uri paysage
très comparable à certains paysages actuels de la côte ouest-africaine, tels que ceux de la
Casamance ou du Sine Saloum au Sénégal ou de la région côtière de la Guinée-Bissau: un

---

.328
EtIgM
Séri85!()CI!85
[pIi5581r
Siri85 nigirilMS
(muimum)
Miocène el Pliocène
. Grès rouges
ou encore appelé
Grè.s argileux
450m
Gwandu Formation-
·ConUnenlal terminar
(el niveaux ferrugineux
oolithiques InterstraUnés)
Oligocène
Eocène moyen
Niveaux ferrugineux oolilhiques
(el supérieur)
Série ferro-manganésifère
Q.
Gamba Formation-
;:,
à
0
Eocène inférieur
Argiles papyracées
L.
- - -
~
(phosphates, gypse)
60m
0
~
0
Plléocène supérieur
Calcaires el marnes
""
Kalambalna Formation-
0
(f)
Dange Formation-
-------------
Argiles papyracées el sables
/
Paléocène inférieur
Lacune
Maastrlchtlen terminai
Calcaires à LilJycOC'8rI5
Maastrlchtlen
Grès el argiles
Wurno Formation·
Upper Sandslones and Mudslones••
Q.
;:,
0
à
Calcaires à LiIJYC()Cer65
220m
L.
Dukamaje Formation-
~
Mosasaurus shales--
.,
E
Campanlen
Grès el argiles
a:
Taloka Formation-
Lower Sandslones and t1udslones-·
- Terminologie de PARKER(1964)
-- Terminologie de JONES (1948)
Tableau 3.4 - Llthostratlgraphle du Crétacé supérieur et du Cénozoïque du bassin de.
lullemmeden
(d'après DUBOIS & LANG, 1981, modifié).

---

paysage plat de plaine littorale marécageuse d'estuaire ou de delta, parcourue par un réseau
complexe et Instable de chenaux envahis par des eaux marines ou douces en fonction de
fluctuations diverses (climat, marée ... ). Les pollens fossiles rencontrés à la parie supérieure
des Upper SBndstones and Mudstones sont ceux de flore de type forêt dense sous climat chaud
et humide (BOUDOURESaUE, 1980).
Les principales variations de faciès, qui sont nombreuses dans le ,détail, sont résumées
cl-après.
Au Nord·Est, à la bordure méridionale et orientale de l'Adrar des Iforas, les Upper
Sandstones de la région de Séhinn reposent sur le Sénonien inférieur. Les Mosasaurus
Sha/es et Lower sandstones and Mudstones sont ici absents.
Au Sud·Est dans la région de région de Zinder et de Maradi, la partie supérieure de
dépOts continentaux essentiellement gréseux, pourrait appartenir au Sénonien supérieur. On
aurait là un complexe Continental intercalaire-Continental hamadien déjà évoqué
précédemment.
Au Sud-Ouest d'une ligne joignant Sokoto (Nigéria) et Sehinn (Mali), les Mosasaurus
Sha/es disparaissent par biseautage et les Lower et Upper Sandstones and Mudstones, par
conséquent directement superposés, sont ihséparables. Cette ligne représente le rivage de la
première transgression à Libycoceras
(flg.3.8): le forage de Digdiga, par exemple, a
recoupé sur 150 m un seul ensemble continental très riche en lits de débris végétaux
houillifiés. La taille des éléments détritiques qui envahissent la série augmente ensuite vers
le Sud-Ouest, en direction du socle du Liptako.
La paléogéographie des Mosasaurus sila/es, bien établie par GREIGERT pour le bassin
des lullemmeden et son prolongement au Nigéria doit être complétée au niveau du fossé de Gao.
RADIER (1959) a en effet signalé la présence d'un Pycnodonte, antérieur au Crétacé
terminal selon ARAMBOURG, dans des argilites micacées et des grès glauconieux marins que
RADIER attribue au Sénonien. Celui-ci "constitue [bien] le sommet du remplissage du fossé de
Gao": il est atteint à la base du puits de Gangaber qui est peu profond (50 m au total) et d'où
provient le Pycnodonte ; les coupes structurales schématiques du détroit soudanais (pl. 31 de
RADIER) montrent que les niveaux de la base de ce puits ne peuvent être beaucoup plus anciens
que les carbonates du Maastrichtien terminal connus latéralement à une cote très voisine. On
peut donc penser qu'ils appartiennent encore au Maastrichtien et qu'ils pourraient
représenter un équivalent latéral local des Mosasaurus Shales
; mais, compte tenu des
limites de rivage déjà évoquées, on doit admettre soit une communication avec le bassin des
lullemmeden par des chenaux non décelés à cause du nombre trop faible de forages. soit une
arrivée d'eau marine depuis le Tanezrouft par l'Ouest de l'Adrar des Iforas. Deux éléments
viennent étayer cette dernière hypothèse (flg.3.8) :
1 • Dans la région d'Aït Nafa une épaisse série laguno-marine étudiée par AYME &
HUBAULT (1955) renferme une alternance de grès, marnes et calcaires fossilifères de 50 m
d'épaisseur située 150 m en-dessous de la barre calcaire du Maastrichtien terminal
(Terrecht 1 de MONOD, 1939) ; elle pourrait encore représenter le Maastrichtien.
2 - Plus au Sud, le forage Ma 5 a révélé l'existence d'un niveau marin lumachelljgue et
de niveaux continentaux riches en pollens caractéristiques du Maastrjcbtjen (voir chapitre
2). Ce dernier jalon marin est situé à environ 200 km au Sud de An Nafa et 350 km au Nord
de Gao. /1 permet de relier les dépôts marins d'Ait Nafa et ceux qui constituent le sommet du
remplissage continental crétacé du fossé de Gao.
j
/
/1 apparait ainsi que cette transgression maastrichtienne, sans doute synchrone de celle
\\
qui est connue au Niger par le dépôt des Mosasaurus Shales, a pu atteindre le seuil du bassin
1
l,
des lullemmeden par l'Ouest de l'Adrar des Iforas et le fossé de Gao, mais on ignore encore
jusqu'où elle a pu progresser vers le Sud-Est et si, momentanément
au moins, les deux
1 j
j
domaInes marins ont pu se rejoindre, isolant ainsi une partie émergée de l'actuel Hoggar.
1
1
l
Au Nigéria, dans la province de Sokoto, le Rima Group
qui est séparé de 1'11I0
"
j
Formation et de la Gundumi Formation par une discordance de ravinement, disparaît vers
:
..'1
le Sud par diminution rapide d'épaisseur. Les géologues anglophones dénomment encore
respectivement les Lower Sandstones, les Mosasaurus Shales et les Upper Sandstones de la
/,
!1
t
1

---

130
00550
SOKOTO
1. GUSAU
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EOCENE
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THANETIAN
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MAESTRICHTIAN
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LATE
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f07l Coarse
,.,J'....NIGERIA
:.::~ Silt
~ Fine Sand ~ Sand
JURASSIC
- - - - -
Figure 3.9 - Coupe IIthostratigraphlque schématique du Sud-Est du bassin de.
lullemmeden
(PETTERS, 1979).
Symboles des formations: G ., Gwandu ; K = Kalambaina ; DA -= Dange ;
W = Wurno ; Du = Dukamaje ; T = .Taloka ; G·I = Gunduml et 1110.
EPOCH
N. W. NIGERIA
S. W. NIGER
EOCENE
GWANOU
CONTINENTAL
TERMINAL
GAMBA
KALAMBAINA
AOAR OOUTCHI
PALEO-
CENE ~
WURNO
UPPER
SANOSTONES
.s SHALES
LATE
CRETA-
CEOUS
TALOKA
LOWER
SANOSTONES
E,aRLY
GUNOUMI
CREr.acrous
CONTINENTAL
+
+
INTERCALAIRE
L.are
JUR.aSSJC
/LLO
. .
Figure 3.10 - Les ensembles IIthostratlgraphlques du bassin des lullemmeden
(PETIERS, 1979).

---

131'
manière suivante : Taloka Formation, Dukamaje Formation et Wurno Formation (flg.3.6
et 3.7, t 1 b .3 .4 ) .
Selon les auteurs les ages de ces formations varient : pour les uns la limite Crétacé-
Tertiaire correspond au toit de la Wurno Formation, pour d'autres elle se situe encore plus
haut; dans les deux cas ces termes sont alors anté-paléocènes.
Pour PETTERS (1979), au contraire, elle se placerait au mur de la Wurno Formation
qui serait dano-montienne, la Dukamaje Formation représentant alors les couches de passage
du Crétacé au Tertiaire ou encore " the late Maestrichtian " (flg.3.9) . La figure 3.10,
reproduite de PETTERS (1979, fig. 3), qui montre la position de ces différentes formations
dans la série crétacée-tertiaire du Niger et du Nigéria est équivoque : elle a à la fois valeur de
coupe géologique et de colonne lithostratigraphique évolutive et Il y manque la figuration
d'isochrones, qui devraient ici être courbes, matérialisant les limites des différents étages
mentionnés.
Cette position prise par PETTERS modifie la stratigraphie établie par GREIGERT pour le
bassin des lullemmeden.
PETIERS (1979), ignorant la reconstitution paléogéographique de GREIGERT (1966, p.
209) relative à la première transgression à Libycoceras de composante NE-SW, semblable à
celle du Cénomanien et du Turonien, et qui tient compte pourtant des affleurements du Nigéria
de la région de Sokoto (flg.3.8), attribue à la Dukamaje Formation, qu'il considère bien
comme étant les Mosasaurus Shales (dont il cite la faune), les contours de la seconde
transgression à Libycoceras
de GREIGERT (1966, p1.80, p. 210), la plus récente, bien
différente de la précédente puisque de composante NW-SE. Ce faisant, il rend implicitement la
Dukamaje Formation
équivalente des dépôts correspondant aux deux transgressions à ,
Llbycoceras, plaçant ainsi ces deux ensembles en continuité latérale et supprimant de ce fait
l'ensemble Inférieur.
Il semble pourtant difficile de remettre en cause les observations de GREIGERT, qu'il a
d'ailleurs confirmées lors de discussions récentes à Dakar, et la réalité des deux séries
marines è Libycoceras
intra- et fini-maastrichtiennes et il y a lieu de considérer avec
réserve les ages attribués par PETIERS (1979) aux différents termes du Rima Group.
L'age des trois ensembles qui constituent le Rima Group est donné par la présence de
l'Ammonite Libycoceras dans les Mosasaurus Shales, genre qui est caractéristique du
Maastrlchtlen, et par sa position sous la barre calcaire à Libycoceras
et Laffittéines du
Maastrichtien terminal. La base du Rima Group est soulignée au Nigéria par une surface
d'érosion qui représente une discontinuité majeure (KOGBE, 1981). Celle-ci peut être
Interprétée comme la conséquence de l'épisode tectonique fini-santonien qui a affecté le bassin
de la Basse Bénoué. Le Rima Group, et les trois ensembles qui lui sont équivalents au Niger,
pourrait donc correspondre è une partie ou à la totalité du Campanien et au Maastrichtien.
L'ensemble carbonaté du Maastrjchtien terminal marque le début d'une sédimentation à
caractère essentiellement chimique, commune à tous les bassins ouest-africains et
concommltante d'une Importante phase d'altération en milieu continental, qui fait suite au
Crétacé supérieur détritique et qui se poursuit jusqu'à l'Eocène moyen.
Ces dépôts résultent de la dernière grande transgression, en provenance du Nord, qui a
envahi le bassin des lullemmeden par l'Ouest de l'Adrar des Iforas et le Tanezrouft, du
Maastrichtien terminal à l'Eocène moyen. Dans le détail, cette transgression correspond à deux
Incursions marines qui ont submergé la terminaison méridionale de l'Adrar. La plus récente,
qui survient au Paléocène supérieur (voir ci-dessous), présente la plus grande extension :
elle a atteint la partie nigériane du bassin de la région de Sokoto.
L'ensemble carbonaté du Maastrichtien terminal surmonte les Upper Sandstones le
plus souvent en continuité mais parfois aussi par l'intermédiaire d'une surface d'érosion'
1
(région de Mentess ; KRASHENINNIKOV & TROFIMOV, 1969, p. 120) ou d'un niveau de
remaniement (région de Tahoua et de Tillia; GREIGERT, 1966, pl. 39 et 36). Il débutent par
1
des argiles papyracées plus ou moins sableuses à débris végétaux à leur base et rares
phosphates. Les calcaires argileux et les marno-calcaires qui les surmontent ont fourni de
très nombreux fossiles; à l'espèce la plus souvent citée au Niger, Roudaireia auressensi
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Figure 3.11
-
La
transgression
du
Maastrlchtlen terminai-Paléocène
supérieur
(traduit de KRASHENINNIKOV & TROFIMOV, 1969).
: Socle ; 2 : Sédiments argilo-carbonatés ; 3 : Sédiments argilo-sableux ; 4 : Sédiments continentaux lagunaires
du graben de Gao. A : Horizon à Laffitteina bibensis
(deuxième transgression à Libycoceras) ; B : Horizon à
ElphidielJa africana ; C : Horizon à Operculinoïdes bermudezi et Lokhania haïmei.

---

133
PERON, s'ajoutent au Mali Alectryonis nicsisei COaUAND, Csrdits besumonti D'ARCHIAC
et des lIbycoceras dont L. ismse/i ZIIIEL ou sa forme synonimique Indocerss sfricsnense
IWIN (IL'IN et sI., 1970). Ainsi l'espèce Libveoceras ismaeli ZITIEL existe à deux niveaux
de la série maastrlchtienne. Ceux-ci, qui sont séparés par des dépôts continentaux,
caractérisent les deux transgressions à Libycoceras de GREIGERT (1966). La microfaune est
caractérisée par Lsffitteina bibensis
MARIE en nombre tel que parfois le calcaire est
exclusivement constitué de ses tests. Selon KRASHENINNIKOV et IROFIMOV (1969), la forme
L. monodi
MARIE citée par RADIER (1959) et MONCIARDINI (1959) n'ayant été que
partiellement figurée par MARIE mériterait une révision et ne correspond pas à l'espèce
•
caractéristique qui est de loin bien plus fréquente.
L'épaisseur de cet ensemble carbonaté du Maastrichtien terminal varie de 2 à 3 m dans
le seuil du détroit soudanais, è 22 m (épaisseur maximale) dans la région centrale de la
dépression de l'Azaouak (longitude 3°30'E environ);
elle diminue ensuite rapidement vers
l'Est et rensemble disparaît sur le méridien de Mentess. Cetle variation rapide de puissance et
la présence d'une surface d'érosion au toit du Crétacé à cet endroit relèvent sans doute de
manifestations tectoniques (voir plus loin). Cette assise calcaire n'est pas non plus
représentée au Sud du parallèle 15° (flg.3.11).
2.6- Le Cénozoique Inférieur, du Paléocène è l'Eocène moyen
2.6.1- Le Paléocène
On rappellera tout d'abord que MONOD (1939), CORNET (1943 et 1948) puis RADIER
(1959) ont mis en évidence trois ensembles lithologiques extrêmement fossilifères, au-
dessus du Crétacé supérieur détritique. Ces trois ensembles correspondent à trois zones
mlcropaléontologiques dont l'étude a été abordée dans le chapitre 2. Elles sont caractérisées
respectivement par les foraminifères benthiques Laffitteina monodi MARIE, Elphidiella
africana (LE ROY), Ranikothalis (Operculinoïdes ) bermudez/ (PALMER) et Lockhartia
hafme/
(DAVIES). L'ensemble de base qui est carbonaté, représente le Maastrichtien
termlnaLet vient d'être décrit dans le paragraphe précédent. Les deux autres, qui sont étudiés
ci-dessous, appartiennent au Paléocène (tab.3.1 et 3.4).
Le premier ensemble paléocène correspond à des argiles et des marnes lumachelliques,
gypseuses et à efflorescences salines, dans lesquelles peuvent s'intercaler des niveaux
calcaires ou gréseux à oolithes, grains de phosphates et glauconie. Dans le détail ces faciès
montrent une grande variabilité. Cet ensemble argileux dans lequel s'individualise de façon
assez constante un niveau sableux è restes de Vertébrés (Crocodiliens et Poissons), montre un
net caractère régressif par rapport aux deux assises carbonatées qui l'encadrent, le maximum
de la régression étant souligné par l'horizon sableux à Vertébrés. Cet ensemble a également
fourni des Lamellibranches (Huitres surtout), des Gastéropodes, des Echinodermes et des
Nautlloldés ainsi qu'une association de foraminifères caractérisée par Elphidiella africana
(LE ROY) et qui est légèrement plus pauvre en individus et plus riches en espèces que
l'association caractérisée par Laffitteina monodi
MARIE (voir ch.2). Dans le détail ce
premier ensemble paléocène comprend des argiles et grès à la base, des argiles papyracées au
sommet et des calcaires dans sa partie médiane. Son épaisseur varie comme l'ensemble
carbonaté du Maastrichtien terminal et dans les mêmes zones respectives de 5 à 25 ou 30 m.
le second ensemble paléocène est formé presque exclusivement de calcaire organogène et
chimique dont les faciès sont très homogènes. Il peut admettre cependant localement quelques
horizons marneux localisés à sa moitié supérieure et plus particulièrement à la base de la
zone à Lockhsrtis. Son épaisseur varie de 5 à 20 m dans le détroit soudanais à plus de 50 m
dans le centre du bassin des lullemmeden (Chinazaran ; GREIGERT, 1966, pl. 35). Ces
calcaires fins parfois crayeux renferment une faune littorale à caractère récifal, variée dans
le détroit soudanais et au Mali, un peu moins au Niger. Elle comprend des Lamellibranches, des
Gastéropodes, des Nautiloïdés, des Echinodermes dont Linthia sudanensis BATHER (à sa
base) et des ostracodes, ainsi qu'une association de foraminifères représentée par de
nombreux Individus et peu d'espèces et caractérisée par les formes Rsnikothslia
(OperculinoTdes ) bermudezi
(PALMER) et Lockhartia haimei
(DAVIES) qui apparaît

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Figure 3.12 - La transgression du MustrlchUen termlnal-Palttoc.ne en Afrique de
l'Ouest
(a: Selon KOGBE, 1981 . b: Selon PETrERS. 1982).

---

135
dans les derniers bancs sommitaux. Selon KRASHENINNIKOV & TROFIMOV (1969), l'espèce
Elphidiella africana (LE ROY) persiste dans les niveaux plus argileux de cet ensemble
calcaire.
Les études micropaléontologiques récentes des séries du Nord du Tilemsi qui ont été
exposées au chapitre 2, ont montré que le niveau à Elphidiella et Rotaliidae correspond au
Montlen (sommet du Danien 5.1. ; Zone P2 à Globorotalia uncinata ) , et que l'écozone à
Ranikothalia (Operculinoides
) bermudezi
représente les zones P4 (Globorotalia
pseudomenardii ) et P5 (Globorotalia velascoensis ) du Paléocène supérieur (BERGGREN,
1974). Il Ya donc dans cette région de Tichet une lacune correspondant au Danien s.s. (Zone
P1). La transgression provenant du Sahara, au Nord, les deux ensembles argilo-sableux et
carbonaté du paléocène du bassin des lullemmeden sont de même âge ou plus récents que leurs
homologues maliens du Tilemsi. Ils représentent le paléocène supérieur et le paléocène
inférieur est absent en partie ou en totalité (ta b.3.4).
Par ailleurs la comparaison des travaux de KRASHENINNIKOV & TROFIMOV (1969) et de
GREIGERT (1966) fait apparaître des différences concernant les positions dans les forages des
quatre espèces de foraminifères qui caractérisent les trois ensembles lithologiques du
Maastrichtien terminal-Paléocène. Il s'agit en particulier du forage de
Chinazaran (figure 8
de KRASHENINNIKOV & TROFIMOV, 1969, et pl. 35 de GREIGERT, 1966), et des forages
voisins et Iithologiquement très comparables de Tahabanat. (fig.8 de KRASH ENINNIKOV &
TROFIMOV,
1969)
et
Ouarissibitil
(GREIGERT,
1966,
pl.
31).
Ces
points
de
micropaléontologie de détail mériteraient d'être approfondis car de telles précisions souvent
très ponctuelles seraient susceptibles d'entraîner des modifications parfois importantes dans
l'échelle stratigraphique et, partant, dans la paléogéographie régionale.
Les reconstitutions des rivages des transgressions du Paléocène supérieur (et du
Maastrichtien terminal) établies par GREIGERT (1966, p. 210) ont été complétées et
précisées par KRASHENINNIKOV & TROFIMOV (1969) qui ont individualisé les différents
domaines lithologiques (fig.3.11). Elles ont été ensuite reprises par PETTERS (1977 et
1979),
BOUDOURESQUE
et al. (1982), LANG et al. (1986). Deux hypothèses sont
développées actuellement qui concernent la paléogéographie de l'Afrique de l'Ouest lors de cette
transgression. Pour REYMENT (1980) et KOGBE (1981), la jonction de la Téthys et de
l'Atlantique Sud par la région du Tilemsi, à l'Ouest du Hoggar, a été réalisée au Paléocène
supérieur (flg.3.12a), alors que pour PETTERS (1977 et 1982), elle n'a jamais été
effective. Selon cet auteur, il existait, du Cénomanien au Paléocène, deux golfes marins
indépendants: l'un septentrional, peu profond, à eaux chaudes fortement salées et à limites
fluctuantes, qui correspondait à une profonde avancée de la Téthys à l'intérieur du continent
africain ; l'autre, méridional, à eaux pauvres en oxygène et peu salées, qui ne représentait
qu'une modeste incursion de l'Atlantique Sud dans le bassin de la Bénoué (fig.3.12b). Cette
jonction ne peut cependant être prouvée par suite de l'absence d'affleurement dans la région de
Bida au Nigéria : pour adopter définitivement l'une ou l'autre de ces hypothèses, il manque, à
l'emplacement de la vallée du Niger, 600 km d'affleurements intermédiaires entre ceux du
Mali et ceux de la Basse Bénoué, au Nigéria.
Au sujet des limites de ces transgressions reportées sur la figure 3.11, on
remarquera qu'elles sont sans doute proches des rivages réels à l'extrémité méridionale de
l'Adrar des Iforas dans le seuil du détroit soudanais où les sédiments sont fortement chargés en
éléments détritiques ou passent rapidement à des dépôts grossiers continentaux. Vers l'Est par
contre elles correspondent à des limites d'érosion qui doivent être assez voisines des rivages
des ensembles carbonaté maastrichtien et argilo-sableux paléocène (fig.3.11 A et B). Elles
doivent être au contraire vraisemblablement plus éloignées des rivages de l'ensemble
carbonaté du Paléocène supérieur (flg.3.11 Cl, sa limite orientale extrême ayant atteint le.
68 méridien mais n'ayant sans doute jamais dépassé selon GRE/GERT, la vallée de la Tarka vers
l'Est (localisation : flg.3.2). Les tracés méridionaux, sud-ouest et sud-est, donnent une
bonne idée de l'extension des domaines marins, mais ils sont néanmoins schématiques et
approximatifs dans la mesure où le passage du domaine marin au domaine continental,
extrêmement progressif dans ces directions, se fait par un domaine margino-Iittoral aux
frontières très floues et se traduit sur une même verticale par une très fine imbrication des
dépôts correspondants. En réalité les tracés des rivages vers le Sud-Ouest, le Sud et le Sud-Est
doivent être extrême nt variables, sinueux et complexes.

---

136
Dans ces zones de passage des domaines marins aux domaines continentaux, les dépôts
sont extrêmement fins et variés, et ils sont très difficilement séparables, lorsqu'ils sont
azoïques, des Upper Sandstones and Mudstones auxquels ils font suite en continuité. Ces zones
margino-littorales se caractérisent par des argiles noires, riches en matières organiques et
débris végétaux, dans lesquelles s'intercalent des lits ou lentilles de sables fins ; elles sont
aussi plus ou moins sableuses et localement lumachelliques (naissains d'Huîtres) ou à restes
de Vertébrés. Ces faciès évoquent des dépôts de vasières d'estuaire et de lagune. Les recherches
palynologiques de BOUDOURESQUE (BOUDOURESQUE et al., 1982) ont mis en évidence des
spectres de pollenospores auxquels s'ajoutent des Dinoflagellés dès que la sédimentation subit
une influence marine. Ces spectres évoquent à la fin du Maastrichtien et au début du Paléocène
"une flore de type forêt dense sous climat chaud et humide". Ils montrent localement comme
dans le forage de Fogha (20 km SSW de Menaka) la présence de végétaux typiques de
mangroves.
Ces dépôts margino-littoraux et continentaux sont diachrones. Leur âge variable,
difficile à établir, est compris entre le Maastrichtien et l'Eocène inférieur.
2.6.2- L'Eocène inférieur et moyen
La régression qui débute à l'Eocène inférieur entraîne la réduction du domaine marin et
provoque une sédimentation en milieu confiné devenant rapidement azoïque.
Les dépôts qui succèdent aux calcaires et calcaires argileux sommitaux à Lockhartia
haimei du Paléocène supérieur, sont en effet constitués par des argiles papyracées bariolées,
riches en gypse et en nodules de phosphates. La zone à Lockhartia haimei, qui débute dans les
derniers mètres de la série carbonatée décrite précédemment, se termine à mi-hauteur à peu
près de cette série argileuse dont l'épaisseur maximale atteint 35 à 40 m (GREIGERT, 1966),
en même temps que disparaît toute trace de vie animale. Dans la région de Dogondoutchi, les
calcaires et calcaires argileux du Paléocène supérieur se raréfient et sont remplacés par des
argiles azoïques dont la partie inférieure occupe la place de la zone à L. haimei.
Ainsi, les argiles papyracées dont la base appartient encore au Paléocène supérieur.
doivent représenter ensuite l'Eocène inférieur par leur position sous la série à oolithes
ferrugineuses datée de l'Eocène inférieur et moyen (tab.3.1 et 3.4).
L'Eocène inférieur-moyen est en effet représenté par des dépôts d'argiles, de sables et de
grès qui débutent par des argiles à débris végétaux houillifiés et dans lesquels apparaissent les
premiers niveaux à oolithes ferrugineuses. Ils correspondent au premier ensemble du
Continental terminal de GREIGERT ou "série sidérolithique de l'Adar Doutchi", Ct1 (GREIGERT
, 1966, et GREIGERT & POUGNET, 1967). Pour LANG et al. (1986, p.609), "la série de
l'Ader Doutchi" est une entité transitionelle [...] dont le sommet, annoncerait le Sidérolithique
surincombant", qui est discordant et formé de deux ensembles principaux gréseux à niveaux
interstratifiés d'oolithes ferrugineuses. Pour éviter toute éQuiVOQue terminologiQue entre
"série sidérolithiQue de l'Adar Doutchi" (CO de GREIGERT) et "SidérolithiQue. ou formation ou
série sidérolithiQue" de Lang et al.. les dénominations premières de GREIGERT seront
utilisées dans la suite du texte.
La "série sidérolithique de l'Adar Doutchi" repose le plus souvent en continuité sur les
argiles papyracées paléocènes supérieures-éocènes inférieures, et très localement en
discordance : ainsi dans le centre du bassin des lullemmeden, le mur de cette série
sidérolithique (Ct1) est parfois souligné par un niveau de remaniement. par une surface
rubéfiée au toit des argiles. del'Eocène inférieur ou même par une surface d'érosion
(GREIGERT, 1966, p.153-172).
Dans la vallée du Niger, au Niger, au Nigéria et au Bénin, une formation à oolithes
ferrugineuses est transgressive jusque sur le socle précambrien (fig.3.13) érodé et débute
fréquemment par des conglomérats et des brèches, la surface d'érosion présentant parfois de
forts reliefs. Pour GREIGERT (1966) cette formation transgressive correspondait de ce qu'il
dénommait "Continental terminal" (Ct1 à Ct3). les recherches de DUBOIS (1979 ), DUBOIS &
LANG (1981), BOUDOURESQUE et al. (1982) ont montré qu'elle appartenait en fait à un

---

137
ensemble de grès, qui sont discordants sur la "série sidérolithique de l'Adar Doutchi" (Ct1) et
sur les séries antérieures et qui correspondent donc au Continental terminal (s.s.) de ces
auteurs (voirplus loin § 2.6.4). Il en est de même au Nigéria, où "une discordance angulaire
d'érosion, visible sur le terrain, sépare la formation ferrugineuse éocène des faciès
surincombants attribués au Continental terminal [... ] [et] souligne une discontinuité majeure
à l'échelle régionale" (LANG et al., 1986). Cette discontinuité apparaît comme le résultat de
la phase tectonique Intra-éocène.
L'étude
palynologjgue
de
BOUDOURESQUE
(1980)
permet de dater la "série
sidérolithjgue" de l'Adar Doutchj tCll de GREIGERD de l'Eocène inférieur et moyen
(BOUPOUBESQUE et aL 1982 ; LANG et at 1986l.
Les pollens de la cinquième palynozone de BOUDOURESQUE qui sont représentatifs d'une
flore de savane arborée, témoignent d'une dégradation du climat. : celui-ci, chaud et humide au
Paléocène, devient plus sec à l'Eocène moyen. Les conditions de sédimentation sont margino-
littorales è continentales et les oolithes se formant en milieu lacustre réducteur (ALZOUMA,
1982) ou marin (FAURE, 1966), ce dernier auteur évoque un paysage plat et, comme
GBEIGEBT & POUGNET (1967), une mer fermée relique résultant de la régression générale de
l'Eocène Inférieur, mer peu profonde alimentée par des eaux continentales et, partant, à
salinité variable très comparable à celle de l'actuelle mer d'Aral.
2.6.3- Les séries du Nord-Ouest du Nigéria
Dans la région de Sokoto au Nigéria, les séries du Paléocène et de l'Eocène correspondent
au Sokoto Group. Il est composé de quatre termes et surmonte le Rima Group
pa r
l'Intermédiaire d'une discordance de ravinement.
LeSokoto Group est représenté de bas en haut par la Dange Formation, la Kalambaina
Formation, la Gamba
Formation
et l'Oolitie
Ironstone
Formation
(ffg.3.6 et 3.7,
t8b.3.4).
La Kalambaina
Formation, d'âge paléocène supérieur, est presqu'entièrement
carbonatée et karstifiée, quelques bancs calcaires s'observent également dans la Dange
Formation
(KOGBE, 1973) qui appartiendrait également au Paléocène supérieur. Cette
formation débute par un niveau ferrugineux à terriers de "Callianassa", ou par un bone-bed à
os de Vertébrés, ou encore par un banc de gypse massif. Ainsi, comme l'a déjà souligné KOGBE
(1981), il apparaît que la plus grande partie. sinon la totalité. du Paléocène inférieur
mangueralt.
Selon .PETIERS (1978), seule la zone à O. bermudezi de la Ka/ambaina Formation
correspond à des sédiments marins; cet auteur signale pourtant la présence de foraminifères
arénacés è la base de la formation inférieure. Il place ces deux formations dans le Paléocène
supérieur, attribuant un âge paléocène inférieur à la Wurno Formation
(voir plus haut,
§
2
5 )
La Gamba Formation, constituée d'attapulgites à gypse et phosphates (granules et
nodules) contient, à son sommet, l'Oolitie Ironstone Formation. Cette formation à oolithes
ferrugineuses primaires est plus récente que la Gamba Formation
(KOGBE, 1981) qui
représente avec les autres termes du Sokoto Group le Paléocène supérieur, D'après DUBOIS
& LANG (1981), la Gamba
Formation
et la formation oolithique qui lui est rattachée
correspondent
à
l'Yprésien et à l'Eocène
moyen
(et
supérieur).
Elles
sont
très
vraisemblablement équivalentes, au moins en partie, aux argiles papyracées du Niger et à la
·série sidérolithique de l'Adar Doutchi". Cependant, étant donné que la microfaune de la Gamba
Formation
lKOGBE. 1981) indiQue un âge paléocène supérieur. l'Oolitie
Ironstone
Formation pourrait débuter légèrement plus tôt Qu'au Niger. au paléocène supérieur ou à
l'Eocène inférieur, en liaison avec un retrait plus précoce du domaine marin.
Ces formations tout en gardant un Iithofaciès remarquablement constant diminuent de
puissance vers le Sud et, dans la zone de confluence de la Sokoto et du Niger, elles auraIent été
érodées selon GBEIGERT (1966) avant le dépôt de la Gwandu Formation (cf. infra).
On retiendra que la limite crétacé-tertiaire est marquée, au Nigéria, par la lacune de la
Quasi !Plalné du paléocène inférieur.

---

2.6.4-
Le
Cénozoïque
post-éocène
moyen
(Continental
termina.
• ••••
Quaternaire)
On rapellera que le Continental terminal du Niger comprenait selon GREIGERT trois
grands ensembles : à la base, la "série sidérolithique de l'Adar Doutchi" (Ct1), la·série
argilo-sableuse à lignites" (Ct2) et, au sommet, les "grès argileux du Moyen Niger"(Ct3).
'A la suite de travaux récents de BOUDOURESQUE et al. (1982), DUBOIS & LANG
(1981) et LANG et al. (1986), le premier (Ct1), décrit au paragraphe précédent, est daté
de l'Eocène inférieur-moyen. La "série sidérolithique de l'Adar Doutchi" (Ct1) marque par
conséquent la fin du cycle sédimentaire marin dans le bassin des lullemmeden et doit donc être
exclu du Continental terminal s.s. qui correspond aux dépôts discordants qui la surmontent.
Le second (Ct2) n'a pas une position stratigraphique ni un âge bien établis ; il en est de
même de ces rapports avec les autres ensembles. Ces questions ne sont pas précisément
abordées dans les mises au point récentes déjà citées.
Le troisième (Ct3), discordant sur toutes les séries antérieures, représente le
Continental terminal s.s.
Pour DUBOIS & LANG (1981) et LANG et al. (1986), le Continental terminal s.s.
comprend deux ensembles principaux, les grès argileux et les grès rouges, dans lesquels
s'interstratifient plusieurs couches discontinues et trois niveaux principaux d'oolithes
ferrugineuses (tab.3.4).
La "série argilo-sableuse à lignites" (Ct2) correspond à des dépôts sableux et argileux
ou vaseux de couleur claire ou bariolée à oolithes ou croûtes ferrugineuses et imprégnations
d'oxyde de fer lorsque la sédimentation s'est faite en régime oxydant, ou au contraire de
couleur sombre à lignites, débris végétaux houillifiés et pyrite lorsqu'elle a eu lieu en régime
réducteur. Elle peut se caractériser par une fine et rapide succession désordonnée de ces
niveaux ou au contraire être presque uniquement gréseuse ou argileuse. Selon GREIGERT &
POUGNET (1967), elle résulterait d'une sédimentation lacustre ou marécageuse proche de
zones boisées. Cette série dont l'épaisseur moyenne serait d'une centaine de mètres, affleure
très mal dans la partie nord du domaine du Continental terminal jusqu'aux abords du parallèle
14°N; elle s'amenuise vers le Sud et n'est pas connue dans la partie nigérianne du bassin, ni
dans la vallée du Niger.
Cette série à lignites (Ct2) surmonte directement les argiles papyracées du Paléocène
supérieur-Eocène inférieur dans l'Ouest du bassin (détroit soudanais et vallée de l'Oued
Azaouak). Dans l'Est du .bassin (Adar Doutchi) c'est la série sidérolithique (Cn) qui occupe
cette position et, dans le centre du bassin, elle a été rencontrée par forage sous la série à
lignites. GREIGERT (1966) conclut que "la série sidérolithique passe [...] vers l'Ouest à la
base de la série à lignites, et [qu'elle est aussi] recouverte par la partie supérieure de cette
série", leur attribuant ainsi une valeur chronostratigraphique, que révèle d'ailleurs leur
numérotation.
" convient plutôt de considérer que les trois lithofaciès (Ct1, Ct2 et Ct3) n'ont aucune
signification chronostratigraphique comme l'écrivent ensuite GREIGERT & POUGNET en 1967.
Il reste que les "grès
argileux du Moyen Niger" (Ct3) étant discordant sur la ·série
sidérolithique "(Ct1), on ignore si les dépôts riches en lignites (Ct2), qui sont bien
localement intercalés entre ces deux ensembles, sont antérieurs ou postérieurs à la
discordance, ou s'ils sont présents indifféremment de part et d'autre de cette discontinuité
majeure. Par comparaison avec les dépôts à lignites de l'Ameki Formation ou ceux de
"
l'Ogwashi-Asaba Formation du Nigéria, en Basse Bénoué (REYMENT, 1965), ceUe ·série
argilo-sableuse à Iigoites" (Ct2) du Niger pourrait avoir le même âge éocèoe Supérieur Ou
oljgo-mjocène et, par conséquent, appartenir au Continental terminal s.s.
Les grès argileux qui sont les plus abondants, correspondent à des dépôts bioturbés,
tendre et pulvérulents, en bancs parfois épais traversés par un réseau dense de conduits
racinaires ou de terriers, qui vont des argiles silteuses à des grés bariolés fins à matrice
surtout kaolinique. Des oolithes apparaissent fréquemment au sommet des bancs. Ces grès
argileux qui représentent sans doute la plus. grande partie (inférieure ? ) des "grès argileux
du Moyen Niger" (Ct3) de GREIGERT (1966) reposent en discordance sur la ·série

---

139
sidérolithique de l'Adar Doutchi" (Ct1). Il présentent une disposition transgressive sur les
niveaux antérieurs et jusque sur le socle ou sa frange altérée dans la vallée du Niger
(flg.3.13), termes sur lesquels ils reposent souvent par l'intermédiaire d'un niveau
conglomératique ou bréchique.
Au Nord-Ouest, dans le détroit soudanais, ils ravinent les dépôts paléogènes qu'ils
surmontent ici encore en discordance GREIGERT (1966).
Les faciès fins, la présence d'oolithes ainsi que celle de Lamellibranches et de
Gastéropodes d'eau douce trouvés par DUBOIS (1979) et vraisemblablement contemporains de
la formation des oolithes (DUBOIS & LANG, 1981), sont représentatifs d'un milieu de
sédimentation de faible énergie, à eaux calmes, peu profond, lacustre (selon GREIGERT, 1966)
ou plutOt palustre (selon les auteurs précédents).
Les grès rouges grossiers à très grossiers et à stratifications obliques forment des bancs
qui peuvent atteindre 10 m d'épaisseur. La surface de ces bancs est parfois soulignée par des
feuillets gréseux ferruginisés noirs. Ces grès qui ravinent localement les grès argileux sous-
jacents, sont caractéristiques d'un milieu de sédimentation de forte énergie, fluviatile à
tendance torrentielle (DUBOIS & LANG, 1981).
Les grès argileux et les grès rouges à niveaux oolithiques de DUBOIS & LANG (1981) et
LANG et al. (1986), constituent sans doute l'équivalent de l'ensemble des "grès argileux du
Moyen 'Niger" (Ct3 de GREIGERT & POUGNET, 1967). Son épaisseur obtenue à partir des
valeurs fournies par GREIGERT (1966) dépasse 300 m.
Le Continental terminal s.s. n'est pas daté avec précision. Il est plus jeune que la "série
sidérolithique de l'Adar Doutchi" (Ct1) de l'Eocène inférieur et moyen et plus ancien que la
surface d'aplanissement généralisée du toit du Continental terminal dont le cuirassement est
fini-pliocène. Son âge est donc post-éocène moyen et anté-quaternaire. Dans le fossé de Gao, il.
recouvre différents niveaux du Paléocène et de l'Eocène érodés (GREIGERT,1966).
pans le Nord-Ouest du N;gérja. la Gwandu Formation qui surmonte le Sokoto Group,
le Rima Group et 1'1/10 Group
en discordance, représente le Continental terminal s.s.
(f1g.3.6 et 3.7, tab.3.4). Cette formation correspond à des argiles massives blanches ou
bariolées à intercalations de grès rouges ferruginisés, de tourbes, et de concrétions ou
d'oolithes ferrugineuses. Le milieu de sédimentation de cette formation continentale serait
f1uvlo-palustre ou lacustre, sous climat tropical sahélien (KOGBE, 1981 ; LANG et al.,
1986).
L'épaisseur maximale de la Gwandu Formation n'est pas connue avec précision ; les
auteurs fournissent des valeurs variables: 75 m (KOGBE, 1973), 270 m (KOGBE, 1978),
350 m (LANG et al., 1986) et 450 m (DUBOIS & LANG,1981). Son âge a été modifié au fur
et à mesure de l'avancement des recherches: éocène ou plus récente, elle équivaut au Ctl et au
Ct3 de GREIGERT (KOGBE, 1973) ; éocène à miocène (KOGBE 1978) ; "pour KOGBE (1977)
[...] [elle] est équivalente au "grès argileux du Moyen Niger" Ct3 de GREIGERT" et d'âge mio-
pliocène, (DUBOIS & LANG, 1981, texte et tableau 1).
Selon BOUDOURESQUE et al. (1982), la Gwandu Formation a fourni à sa base des
pollens de végétation tropicale de marécages et de mangroves attribués à l'Eocène-Miocène
(KOGBE & SOWUNMI, 1975). Mais les déterminations des pollens miocènes mériterant d'être
confirmées, "les sédiments [...] seraient éocènes, ce qui n'exclut pas l'âge mio-pliocène des
assises supérieures de la formation de Gwandu" (BOUDOURESQUE et al., 1982, 'p. 619).
Enfin tout récemment LANG et al. (1986), tenant compte de la lacune partielle de l'Oligocène
dans d'autres régions de l'Afrique de l'Ouest, concluent: "des analyses palynologiques (KOGBE
& SOWUNMI, 1975) permettent d'attribuer à cette formation un âge mio-pliocène avec lacune
probable de l'Oligocène; mais la présence d'Eocène supérieur n'est pas exclue, ce qui amène à
proposer pour le Continental terminal [s.s.] un âge post-éocène moyen et anté-quaternaire".

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(d'après LANG et al., 1986, modifié).
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Tableau 3.5 • Essai de corrélation entre quelques schémas d'évolution
morphogénétlque pendant le Pllo·Quaternalre en Afrique de l'Ouest
(DUBOIS et al., 1984).

---

141
Le Quaternaire du bassin des lullemmeden n'a pas fait l'objet, à ce jour, d'une étude
d'ensemble. Il est très rapidement évoqué ci·après. è partir des publications de DUBOIS &
LANG (1981) et de DUBOIS et al. (1984).
A la fin du Pliocène s'édifie une surface généralisée, dite surface intermédiaire
cuirassée. Elle est sous-tendue par une cuirasse ferrugineuse de type pseudo-nodulaire
dévelopée dans les grès argileux du Continental terminal. Localement. elle repose sur des
horizons d'oolithes ferrugineuses. Son édification précède le creusement des vallées actuelles.
La fin du Cénozoïque est en effet marqué par une importante reprise d'érosion
consécutive è des mouvements orogéniques positifs survenus à la fin du Pliocène et au tout
début du Ouaternaire.
Cette reprise d'érosion généralisée et les cycles climatiques qui caractérisent le
Ouaternaire, se traduisent par une succession de périodes de creusement et de comblement
aboutissant à l'élaboration de dépôts et de surfaces étagées, terrasses ou glacis.
Dans le bassin des lullemmeden ces niveaux seraient au nombre de quatre (tab.3.5),
les deux plus anciens qui peuvent correspondre respectivement au Pléistocène inférieur et au
Pléistocène
moyen, sont constitués soit par des horizons à oolithes ferrugineuses du
Continental terminal, soit par des cailloutis fluviatiles ferruginisés. Dans les vallées du Niger
et de ses affluents, ils correspondent aux terrasses anciennes ,conglomératiques et cuirassées
T1 et T2.
Les deux plus récents (T3 et T4) sont attribués au Pléistocène supérieur et à l'Holocène.
Ils sont formés de dépôts alluviaux plus fins et non cuirassés, ne montrant que de faibles
traces de ferruginisation exprimées localement sous forme de minces feuillets aliotiques, le
niveau T4 argilo-sableux étant emboité dans le précédent.
D'autres entablements sont uniquement liés à la lithologie et à la structure du
Continental terminal : ils résultent simplement du dégagement et de l'induration de niveaux à
oolithes ferrugineuses du Continental terminal, et non pas d'un cycle morpho-climatique
quaternaire, et disparaissent en même temps que ceux-ci.
Au maximum des récurrences arides se sont accumulés des sables éoliens. L'erg ancien
est antérieur à 50000 ans, les dunes rouges ogoliennes se sont édifiées entre 20000 et
12000 ans, les derniers apports éoliens se produisent sans doute après 6000 ans BP, date qui
marque le début de l'édification du niveau le plus récents (T4).
3· TECTONIQUE
3.1- Introduction, structure d'ensemble du bassin
Le bassin des lullemmeden dessine un synclinal, à pendages très faibles, dont l'axe
subméridien se situe approximativement entre les méridiens 3° et 4°E. La profondeur du
bassin est généralement inférieure ou égale à 1000 m. Elle dépasse cette valeur au Mali, dans
la zone de l'Azakareï effondrée à l'Ouest du prolongement de l'accident de socle du 4°50', où elle
est supérieure à 2000 m, et à l'Est et au Sud-Est de Niamey, dans le compartiment effondré
entre les prolongements de l'accident précédent et de celui d'In Guezzam, ainsi que dans le fossé
de Gao où elle atteindrait 3500 à 4000 m (fig.3.14 ; GUIRAUD et al., 1985b).
Les formations secondaires et tertiaires sont subhorizontales sauf en de rares points où
elles dessinent des plis, généralement peu accentués, ou des flexures.
Le bassin est interrompu vers le Sud-Ouest par des accidents importants, d'orientation
NW-SE. qui limitent le socle du Liptako vers l'Est et contre lequel le bassin vient bute~
(flg.3.14 et 3.15).
De nombreux accidents tectoniques affectent les assises du Mésozoïque inférieur au Nord
et au Nord-Est du bassin.
Les manifestations tectoniques les plus fréquemment évoquées sont celles qui influent
sur la nature et l'épaisseur des dépôts. Elles s'observent à différents niveaux de la série
sédimentaire et résultent de mouvements orogéniques accompagnés de rejeux d'accidents et
parfois de manifestations volcaniques.

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Figure 3.14 • Schéma structural du bassin post-paléozoïque des lullemmeden
(d'après DUBOIS & LANG, 1981, modifié).
L'équidistance des isobathes du socle est de 1000 m. 1 : Socle antécambrien;
2 : Couverture paléozoïque. En blanc, sans figuré: Couverture sédimentaire méso-cénozoïque.

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(d'après GREIGERT, 1966, modifié).
1 : Sables, grès, conglomérats; 2 : Argiles; 3 : Carbonates; 4 : Niveau repère à
Neolobires; 5 : Premier niveau à
Libycorceras; 6: Deuxième niveau à Libycorceras; Cê·Tu : Cénomanien supérieur à Turonien supérieur.
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(VALSARDIEU, 1971).
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(base du Jurassique supérieur)
(VALSARDIEU, 1971).

---

145
3.2- Les
relaflons
tectonique-sédimentation
Les manifestations tectoniques s'expriment par des variations de faciès, des variations
d'épaisseur, des discontinuités, et par certains dépôts symptomatiques d'activités volcaniques.
GREIGERT (1966) et GREIGERT & POUGNET (1967) signalent à plusieurs reprises des
variations d'épaisseur et des limites de faciès imputables à des facteurs tectoniques, mais les
données les plus précises dont on dispose concernent les séries susceptibles de renfermer de
l'uranium dans le Nord-Est du bassin, en bordure de l'Aïr, qui ont été étudiées en détail. C'est
d'ailleurs pour cette raison que, paradoxalement. les relations tectonique-sédimentation qui
sont les plus délicates à mettre en évidence, sont assez bien connues alors qu'aucune étude
détaillée des fractures et des plis n'a encore été publiée.
Les recherches concernant l'uranium ont montré que les séries sédimentaires à l'Ouest
de l'AYr s'organisent en magaséquences positives séparées par des discordances
cartographiques et de ravinement consécutives à de lents mouvements orogéniques,
d'importance variable selon les périodes envisagées, et à des reprises d'érosion auxquels elles
sont liées.
Ainsi, après le Carbonifère, on dénombre plusieurs de ces discordances reportées sur la
figure 3.4. La sédimentation grossière qui leur succède, représente le début d'un nouveau
cycle de démantèlement des reliefs et de comblement du bassin qui se termine par une période
de sédimentation plus fine. Du Permien au JurassiQue cette sédimentation plus fine est
contemporaine de manifestations yolcanigues acides voisines, mais dont les points de sortie ne
sont pas connus, et Qui témoianent de mouvements tectoniQues en distension.
Cette sédimentation cyclique et l'origine en partie volcanique du matériel déposé sont
bien révélateurs d'une longue période d'instabilité tectonique.
Cette instabilité tectoniQue se traduit encore par des variations d'épaisseur. VALSARDIEU
(1971) signale des réductions ou des disparitions de séries à l'aplomb de dorsales délimitées
par des accidents de socle (p. 314 -fig.3.16-) ou à l'aplomb du linéament majeur
subméridien d'In Azaoua et d'autres flexures d'orientations NNE-SSW, NE-SW et ENE-WSW,
ainsi que des épaississements dûs à des jeux de failles synsédimentaires (p. 177). Ces
variations Intéressent les séries permiennes de la formation d'Izégouandane, les séries
trlasico-jurasslques du groupe des grès d'Agadez et les argilites de l'irhazer du Jurassique
supérieur-Berriasien :
- diminution d'épaisseur des séries d'Aguélal, de Wagadi et des argilites de l'irhazer ;
- biseaux de la série de Goufat, des grès du Tchirézrine 1, du Tchirézrine 2
(flg.3.17), des analcimolites d'Abinky.
Pour plus de détail concernant les struc.tures responsables de ces variations on se
reportera è "inventaire détaillé dressé par VALSARDIEU (1971, p. 177, 202, 314·319 et
329-336). Cet auteur et d'autres ensuite (TAUZIN, 1981;
SEMPERE, 1981; ASKIA, 1984 ;
ASKIA & JAMES, 1984 ; CAZOULAT, 1985), ont signalé des variations de même nature liées
aux mêmes structures qui se sont produites au cours du Carbonifère, le long de lignes
structurales de directions précambriennes. En définitive, après le Carbonifère, les relations
tectoniQue-sédimentation découlent de réajustements de paléostructures, témoignant ainsi de
la pérennité de ces dernières. Ces réajustements correspondent à des rejeux de socle résultant
de mouvements épirogéniques lents plutôt que de véritables phases tectoniques. GREIGERT
(1966) et GREIGERT & POUGN ET (1967) font également état de certaines de ces variations
qui concernent des niveaux plus récents.
Ainsi l'épaisseur du groupe du Tégama est minimale dans Je prolongement du môle d'In
Guezzam, lequel rejoue alors ou constitue déjà à cette époque un relief. Dans le massif de
OuézeY, l'épaisseur du niveau à Neolobites se réduit "vraisemblablement sous l'influence d'un
pli anticlinal ayant déterminé un haut-fond dans la mer cénomanienne (GREIGERT & POUGNET,
p. 126)". A Chin Salatin, dans le prolongement de l'anticlinal de Ouézeï vers le Sud, il y a
lacune des niveaux du
Cénomano-Turonien à Neolobites
et Ni(}ericeras. la série des
calcaires blancs du Turonien supérieur présente également des réductions d'épaisseur à
l'aplomb d'un anticlinal prés d'Illatan. Dans le "forage d'Egarek (4°58'-16°30), qui est situé
sur un axe anticlinal NE-SW, le Maastrichtien repose directement sur la série des calcaires
blancs" (GREIGERT & POUGNET, p. 195). Ainsi "le Cénomanien. le Turonien et le Sénonien

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Figure 3.18 - SChéma structural des bordures sud et ouest de l'Aïr
(VALSARDIEU.1971).

---

147
inférieur présentent des variations d'épaisseur Qui semblent sous le contrôle de plis
subméridjens QU d'QrientatiQn NE-SW" (GREIGERT & POUGNET, p. 194), en rapport, selon
GREIGERT (1966), avec des mouvements de surrectiQn également respQnsables des
déplacements des rivages. Ces QbservatiQns mériteraient d'être cQnfirmées, étudiées en détail
et étendues è l'ensemble du bassin. Compte tenu de leurs Qrientations, ces déformatiQns
peuvent résul.ter enCQre du rejeu de structures anciennes comme cela s'est produit IQrs de la
sédimentation du CQntinental intercalaire.
Plus haut dans la série, ces mêmes auteurs signalent encore:
- la lacune des Lower Sandstones and Mudstones et des Mosasaurus Shales , les Upper
Sandstones and Mudstones reposant directement sur le Sénonien inférieur (GREIGERT, p.
91) è Eradéïdé. dans la partie nord-ouest du bassin, près de Sehinn (méridien 3°E). au Mali
(f1g.3.8) ;
- le biseau des niveaux marins de la trangression du Maastrichtien terminal, dans la
région de Mentess et plus au Sud, la position du rivage oriental pouvant résulter du rejeux du
prolongement de l'accident subméridien dit du 4°50' et de la montée du compartiment est.
lequel constituait alQrs le bord du continent ;
• le biseau des séries calcaires et argileuses du Paléocène supérieur selon un rivage
correspondant au tracé de la vallée de la Tarka (voir fig.3.2), lui-même parallèle à la
direction axiale de la plupart des anticlinaux de la série crétacé au Nord de l'Adrar Doutchi
(GREIGERT. p. 151) et qui pourrait correspondre à un axe anticlinal (GREIGERT & POUGNET.
p. 157).
Ces disparitions de série pourraient être les échos des phases tectQniques fini-
santonienne et fini-crétacé connues dans le bassin de la Bénoué où elles SQnt bien exprimées.
La phase fini-crétacé est également marquée par la lacune quasi totale du Paléocène inférieur
et I~ discordance du Paléocène supérieur sur le Maastrichtien de la région de SokQto au Nigéria
(KOGBE. 1981).
Enfin dans le fossé de Gao, l'érosion du Paléocène et de l'Eocène inférieur et moyen avant
le dépOt du Continental terminal est l'une des conséquences de la phase tectonique intra-éQcène.
la plus générale étant la discordance du Continental terminal sur les séries antérieures.
3.3- Les défQrmations souples et cassantes.
Les plis sont décrits d'abord, puis les flexures qui occupent une position intermédiaire
entre ceux-ci et les accidents dont elles dépendent très étroitement et qui SQnt envisagés en
dernier.
3.3.1- Les plis.
Ils sont peu nombreux dans le bassin des lullemmeden. Ils ont été reCQnnus
essentiellement dans le Nord et le Nord-Est du bassin (fig.3.18 et pl.h.t). Ils sont bien
visibles dans le Cénomano-Turonien et d'autres séries constituées d'alternances de couches
plastiques et de couches rigides. Leurs pendages sont généralement très faibles (inférieurs à
5° selon GREIGERT).
Sur la carte géQIQgique du Niger de GREIGERT & POUGNET (1965, pl.h.t) sont reportés
les axes des plis anticlinaux des monts Maya, Iguellala, Tazerzaït Kebir et de Tamaïa qui
affectent le Crétacé supérieur entre les méridiens 4° et le 6°E et qui Qnt été signalés par
GREIGERT (1966). On ne dispQse d'aucune donnée précise à leur sujet. Leur QrientatiQn axiale
varie de N-S à NE-SW, à l'exception de l'anticlinal situé au Nord-Est d'In Aridal, d'Qrientation
NW-SE. Plusieurs d'entre eux montrent des torsions d'axe et des inflexions vers le Sud ou
"Est, certaines se produisant au vQisinage d'accidents subméridiens. Ceci pourrait signifier
qu'il s'agit de plis d'entraînement comme les plis associés aux accidents ENE-WSW de la plaine
de l'irhazer, à "Ouest d'Agadez (ci-dessous). Dans le même ordre d'idée, on remarque encore
que les anticlinaux des monts Iguellala et Maya se situent dans le prolongement de ces mêmes
accidents de la plaine de l'irhazer et que leurs directions forment avec ceux-ci un angle
compris entre 30° et 45° comme dans le cas de plis d'entraînement.

---

148
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Figure 3.19 - Structures en demi-dômes et en demi-cuvettes
associées aux décrochements N70 à
N90oE, à "Ouest de l'Aïr
. (VALSARDIEU, 1971).
Localisation des extraits de carte : fig,3.1B.

---

149
Les plis rapidement décrits ici SQnt pQstérieurs au Crétacé supérieur. mais les
~arialjQns d'épaisseur éVQQuées précédemment prQuyeD1 Que certains d'entre eux étaient déjà
ébauchés a~ant le Crétacé supérjeur et Que d'autres ont cQmmencé à se former pendant cette
même période.
D'autres plis. d'extensiQn généralement limitée, SQnt également décrits dans les assises
antérieures au Crétacé marin de la partie nQrd-Qrientale du bassin. II s'agit de structures
anticlinales et synclinales le plus SQuvent de petites tailles et situées en bordure immédiate
d'accidents subméridiens QU ENE-WSW à E-W, à la fQrmatiQn desquels elles sont étrQitement
associées et au mQins contemporaines de leur rejeux. VALSARDIEU (1971) décrit des petites
structures fermées, généralement IQcalisées à l'intersectiQn des grands accidents d'Qrientation
subméridienne et ENE-WSW, en fQrme de dôme QU de hQrst plissé, et de sillQns, de graben
pincé ou de cuvettes ; coupées par des failles, elles se présentent parfois en demi-dôme ou en
demi-cuvette (fig.3.19). Des structures tQut à fait analQgues, assQciées à des accidents ENE-
WSW qui affectent le carbonifère, résultent de la phase tectQnique cassante intra-viséenne
(VALSARDIEU. 1971. p. 82) et les défQrmatiQns ultérieures apparaissent alors comme des
structures héritées. Leur QrientatiQn est subparallèle à celle des fractures ENE-WSW à E-W
(JOULlA, 1957) ou obliques par rappQrt aux directiQns des accidents et vQisines de NE-SW
(VALSARDIEU, 1971). Ces défQrmatiQns de la cQuverturesédimentaire présentent tous les
caractères de plis d'entraînement, qui SQnt ici en partie synsédimentaires, associés à des
décrochements (TAUZIN, 1981). Elles affectent généralement l'ensemble du Continental
intercalaire, cependant, quelques unes d'entre elles ne concernent que les argiles de l'irhazer
et les terrains antérieurs. au vQisinage du linéament d'In AzaQua qui rejQue avant le dépôt des
grès du Tégama (VALSARDIEU, 1971).
Il faut enfin signaler l'existence de replis synclinaux étroits et très IQngs qui bordent
quelques grands accidents, Nflexure-faille" d'QrientatiQn subméridienne à NNE-SSW, et qui
ont plus valeur de crQchon de faille ou de partie de flexure que de véritable plissement. Ils
correspQndent
très vraisemblablement
à l'exagératiQn
de
crQchQn
QU
de
flexure
synsédimentaires. à la suite de mQuvements ultérieurs en compressiQn.
3.3.2- Les flexures.
Les flexures apparaissent à l'Est du méridien 7°E en longues crêtes isoclinales dégagées
par l'érosion (flg.3.18). Elles affectent principalement le Carbonifère et le Continental
intercalaire antérieur au groupe des grès du Tégama, et se répartissent surtout selon deux
directions principales subméridiennes (N1700E à N-S) et NNE-SSW (N20° à N300E),
identiques à celles d'accidents de sQcle de l'Aïr. Les plus fQrts pendages Qbservés sont voisins de
45° (flexure de MadaQuéla : VALSARDIEU, 1971). SQuvent la flexure est longée par une faille
parallèle : la partie nord du linéament d'In AzaQua (QU trQnçQn d'Arlit) se présente comme une
successiQn de flexures et de flexures faillées. Elles cQrrespQndent à des défQrmatiQns des
couches sédimentaires superposées à des accidents de sQcle dont elles moulent les rejets
verticaux. et s'amQrtissent rapidement en mQntant dans la série stratjgraphiQue. Ceci prouve
leur caractère synsédjmentaire et le fait gu'elles Qnt jQué plusieurs fois. Leur disparition,
lorsqu'on s'éloigne du sQcle en direction du centre du bassin, est sans doute imputable à leur
amonissement dans les termes supérieurs de la série, plutôt qu'à l'absence de compartiments
de socle faillé en prQfQndeur.
3.3.3- Les accidents tectoniques.
Les accidents tectQniques sont beaucQup plus nombreux que les plis et affectent surtQut
les séries anciennes dans le NQrd et Je NQrd-Est du bassin (fig.3.18 et pl.h.t). Certains
d'entre eux sont sensibles jusque dans le Crétacé supérieur. On en CQnnait aussi à la bordure
méridionale de l'Aïr et plus au Sud, jusque dans la régiQn de Zinder ; d'autres, beaucoup plus
discrets, sont également visibles dans le CQntinental terminal. Les mieux connus se IQcalisent
à l'Ouest de l'Aïr: JOULIA (1957) les classe en trQis grQupes et en donne les principaux
caractères. VALSARDIEU (1971) en dresse un inventaire et fQurnit des descriptiQns très
précises auxquelles il ne manque que des mesures micrQtectQniques. A l'Ouest. des accidents

---

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Figure 3.20 - Répartition en direction des accidents
tectoniques des bordures ouest et sud de l'Aïr
(en fréquence des longueurs cumulées).
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Figure 3.22 • Carte sch6matlque des IIn6aments guln6o-nublel)s
(GUIRAUD et al., 1985a).
1 : Umite du Précambrien métamorphique ; 2 : Contact anormal ; 3 : Unéament tectonique ; 4 : Dolérltes liasiques ;
5 : Massifs Intruslf. ; 6 : Volcanisme néogène et quaternaire ; 7 : Epicentre du séisme de Guinée du 22
décembre1983. A : Assouan ; G : Gourma ; L : Lot ; Lé : Léone ; N : Nara ; Tf : Tefldet.

---

151
très Importants délimitent le profond fossé de Gao étudié plus loin. L'analyse en direction des
accidents cartographiés par VALSARDIEU (1971) fait ressortir quatre familles, d'importance
très Inégale, qui sont subor1hogonales et conjuguées deux à deux, et dont les orientations sont
les suivantes: N600E à E-W, N110 à N140C'E, N1700E à N-S et N10 à N30C'E (flg.3.20)
-Les fractures N600E à E-W. Les"fractures des Teguida" de JOULIA (1957) ou
"faisceaux" de VALSARDIEU (1971) appartiennent à cette famille qui est largement dominante.
Elles correspondent à des fractures en relais ou en échelon, légèrement obliques par rapport à
la direction de l'ensemble formé. Localement elles peuvent se dédoubler, délimitant des
successions de petits grabens pincés. Des structures plissées d'écrites plus haut (fig.3.19)
accompagnent ces "faisceaux" qui déterminent parfois, comme les nombreuses cassures N11 0°
1 ;
à N1400E qui leurs sont associées, des éffondrements où sont conservés des lambeaux de série
supérieure (flg.3.21 A). Dans d'autres cas, les crochons des couches de par1 et d'autre de ces
1 !
accidents sont de même sens (flg.3.21 B). Ces structures sont tout à fait révélatrices de
mouvements en décrochement dextre des accidents auxquels elles sont associées. Les
décrochements sont discrets dans la région d'Arlit, au Nord, et beaucoup plus nombreux et
mieux marqués au Sud du parallèle 18°N, dans les argiles de l'(rhazer. Ceci semble résulter
surtout de la nature lithologique du niveau affecté: selon VALSARDIEU (1971), le plateau des
grès du Tégama est recoupé par un grand nombre de ces accidents dont les effets sont beaucoup
moins spectaculaires. Cependant, au Sud du parallèle HON, au voisinage de l'extrémité
méridionale de l'Aïr où leur orientation tend à devenir E-W, quelques uns d'entre eux se
traduisent par d'étroites bandes mylonitiques caractéristiques de zones de cisaillement, dans
lesquelles sont pris des témoins de socle précambrien. Ces bandes mylonjtigues sont découpées
par des accidents dextres. par des failles inverses et des failles plates à stries de djrection
N1600E à submérjdjenne gui matérialisent la direction de raccoucissement (GUI RAUD et sI..
1981>.
Ces décrochements du Sud de l'Aïr correspQndent à une portiQn d'un cQulQir structural
majeur de la plague africaine gui relie la marge sénégalQ-gujnéenne à la Mer RQuge
(11;.3.22; GUIRAUD et al" 1985a), et qui pourrait bien marquer la limite du bassin
paléozQïque de Tim MerSQï vers le Sud (GUIRAUD et al., 1985b).
Dans la régiQn de Zinder, GREIGERT & POUGNET (1967) signalent la présence
d'Importantes fractures N70oE, repQrtées sur la carte géQIQgique du Niger à 1/2000000
(pl.h.t), rectilignes et CQntinues sur plus de 250 km et dQnt le rejet est à la fQis vertical et
horizontal. Ces accidents SQnt très mal marqués à l'affleurement et le sens du déplacement
horizontal n'est pas CQnnu. TQutefQis à 20 km à l'Ouest de Zinder, d'autres miroirs verticaux
Qnt pu être observés dans le Crétacé qui affleure le IQng de la rQute natiQnale menant à Niamey
(vQir plus loin).
·Les fractures NW-SE lN11 P à N14poEl, qui cQrrespQndent dans l'Aïr aux failles
majeures ayant joué en décrQchement sénestre (BLACK et al., 1967), sont fréquentes à
l'Ouest de ce massif mais de faible IQngueur. Elles SQnt également plus nombreuses contre la
bordure de l'Aïr et au Sud du parallèle 17°30'N. Elles SQnt assQciées à l'accident subméridien
d'In Azaoua ainsi qu'aux accidents décrQchants ENE-WSW à E-W. Elles délimitent localement
de petits grabens étroits mais prQfQnds QU sont cQnservés des témQins de grès du Tégama, Les
limites de ces fQssés fQrmés en extension pure SQnt Qrientées N11Q à N14poE. Ces
orientations, dont les légères variatiQns sont imputables à des rotations de CQntrainte à
proximité de structures préexistantes, définissent le secteur CQntenant la directiQn majeure
de raccourcissement de l'épisQde compressif fini-crétacé.
La mise en place du vQlcanisme plio-quaternaire de l'Aïr est également liée au rejeu de
ces fractures NW-SE.
A 20 km à l'Ouest de Zinder, le Crétacé est affecté par des accidents qui SQnt Qrientés
N120oE. Leurs miroirs verticaux
portent des stries
subhQrizontales indiquant des
déplacements horizontaux dextres .
-Les accidents submérjdiens. Cette directiQn qui apparaît nettement sur la figure
3.18,
caractérise en fait des accidents très peu fréquents (flg.3.20). Le plus impQrtant
d'entre eux correspond au linéament ou accident d'In AzaQua ou encore faille d'Arlit. Cet
accident majeur et cQmplexe, constitue "un des prolongements dans la cQuver1ure

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Figure 3.21 • Structures liées au décrochement de Fagoschla
(JOU LIA, 1965).
Localisation des coupes: lig.3.18.

---

153
sédimentaire, des grands décrochements subméridiens du Hoggar. Il correspond è ,une
1
succession quasi continue de fractures et de flexures sur plus de 200 km de long, entrè les
parallèles 16°30' et 19°N. Au delà du 1ge parallèle et après une interruption importante, il
se prolonge vers le Nord par l'accident de Farazékat. De part et d'autre du 18e parallèle ses
rejets s'inversent : au Nord c'est le compartimemt oriental qui est soulevé, au Sud le
compartiment occidental. Les structures qui lui sont associées, telles que fractures sénestres
N1400E, plis d'entraînement d'orientation axiale N300 à N45°E, démontrent qu'il s'agit d'un
décrochement sénestre. Il a joué plusieurs fois et principalement au Carbonifère et au
Mésozoïque, pendant le Jurassique qu'il affecte.
D'autre prolongements d'accidents subméridiens du Hoggar sont connus plus à l'Ouest
dans le Tamesna. 1/ s'agit "de longues failles [... ] sans rejet appréciable [qui] affectent le
Turonien" (GREIGERT, 1966, p. 197), le Sénonien de façon moins évidente (GREIGERT &
POUGNET, 1967 ; GUIRAUD et al., 1981), et les dépôts de la deuxième trangression à
Libycoceras du Maastrichtien terminal qui se biseautent dans la région de Mentess (voir plus
haut). Elles prolongent les accidents d'In Guezzam et, plus à l'Ouest, l'accident dit du 4°50',
traversent le bassin des lullemmeden sans marquer les assises tertiaires et se poursuivent,
plus au Sud, par les accidents du bassin de Kandi. Les observations mjcrotectoniQues (GUIRAUD
& ALiDOU. 1981) montrent Que la "faille de Kandi" et les accidents du bassin de même
direction submérjdienne. ont joué en cisajllement sénestre à la suite d'une phase de
compression Qui se situe à la fin du Crétacé.
Mais, la faille de Kandi, l'accident du 4°50' et leur fractures satellites ne constituent
que les tronçons d'un accident crustal intraplaque ou " linéament de la zone mobile centrale
ouest - africaine" (GUIRAUD et al., 1985b) qui se suit de la dorsale de Gassi Touil au Nord,
au large du Togo au Sud, sur plus de 2600 km. Ce linéament a joué plusieurs fois du
précambrien à la fin de Crétacé, la plupart du temps en faille normale synsédimentaire, ~
pendant le paléogène et le Quaternaire de manière plus tocale toutefois: au Sud une faille qui se
situe dans son prolongement, affecte les dépôts du bassin côtier de Cotonou, d'âge crétacé è
éocène moyen, à l'Est de Lomé; au Nord du Hoggar, il rejoue au Quaternaire dans la région
d'Amguid ; il présente en outre une sismicité notable aU Nord de Tamanrasset (inédit) et à son
extrémité méridionale au Bénin. au Togo et au Ghana lBLUNDEL. 1976 ; BACON & BANSON.
1979 ; BELLION et al.. 1984).
-Les accidents N10° à N300E sont bien représentés dans le socle de l'Aïr. Vers l'Ouest
ils s'amortissent rapidement dans la couverture sédimentaire et passent à des flexures qui.
s'atténuent, elles aussi, progressivement vers le haut.
Ces accidents (et les flexures qui les matérialisent dans le sédimentaire) détermjnent
des rides OU dorsales et des bassins dont l'influence sur la sédimentation est sensible depuis le
Carbonifère au moins (voir plus haut). Dans le socle, certains de ces accidents seraient
inverses (GUIRAUD et al., 1981), d'autres ont également joué en décrochement sénestre,
comme par exemple la flexure-faille de Madaouela ou celle de Mouron (TAUZIN, 1981).
Des observations microtectoniques effectuées dans le secteur d'Azelic et du mont
Ebadargène, à la périphérie de l'Aïr, et de la faille de Kandi (GUIRAUD et al., 1981; GUIRAUD
& ALiDOU, 1981), et les caractères de l'ensemble des éléments structuraux évoqués
précédemment sont réyélateurs de mouvements en compression impljQuant une direction
moyenne de raccourcissement N1300E et Qu'il y a lieu de situer à la fin du Crétacé par
comparaison avec les régions voisines du Niger oriental et de la Bénoué. Plusieurs biseaux
stratigraphiques et passages latéraux de faciès, et la plupart des déformations souples et
cassantes résultent de réajustements successifs du socle et dU reieu d'accidents depuis le
précambrien. démontrant la pérennité remarQuable de ces structures.
3.3.4- Le fossé de Gao
Ce fossé par lequel le bassin des lullemmeden communique, à l'Ouest, avec le bassin de
Taoudenni, est limité par des accidents très importants, d'orientation NW-SE et, dans leur
partie médiane, E-W. Le plus méridional met eri contact le socle précambrien du Liptako-
Gourma, soulevé à l'Ouest, et les séries méso-cénozoïques de remplissage du bassin effondré à

---

354
l'Est. Le fossé de Gao se superpose assez précisément à la suture panafricaine (FABRE 9t al.,
1982), résultat de la collision du bouclier Touareg et du Craton ouest-africain, et découle du
rejeu en distension de cette zone cicatricielle. Ce fossé présente l'allure d'une demi-graben
plongeant au Sud-Ouest et dans leQuel le remplissage crétacé atteindrait 3500 à 4000 m
d'épaisseur (GUIRAUD et aL 1985bL \\1 s'est formé dès le Crétacé inférieur en même temps
sans doute que les fossés du Niger oriental dont il présente une orientation générale voisine :.Ja.
forage d'Ansongo profond de 1700 m, a en effet traversé 1645 m de sédiments continentaux du
Crétacé inférieur et supérieur. sédiments Qui ne sont pas plus anciens Que le Barremjen
(communication personnelle de la SNEA(P), 1985). Le caractère rythmique de la
sédimentation dénote une certaine continuité dans l'effondrement de cette structure. Cette
longue période de subsidence est interrompue avant le dépôt du Continental terminal : celui-ci
repose en effet en discordance sur le Crétacé supérieur, les dépôts du Paléocène à l'Eocène
moyen ayant été érodés à la suite de mouvement positifs (RADIER, 1959, p. 404) qui sont
attribuables, par conséquent, à l'épisode tectonique intra-éocène. Des rejeux se produisent
ensuite, le Continental terminal étant en contact par faille avec le socle dans la région
d'Ansongo (GREIGERT, 1966), et au Quaternaire dans la même zone (RADIER, 1959, p. 418).
Ces rejeux récents n'ont rien d'étonnant : la partie médiane du fossé, d'orientation E-W. se
situe en effet sur le passage des "linéaments guinéo-nubiens" (fIg.3,22 : GUIRAUp et al"
1985a) dont la portjan tchadienne a joué à la même épOQue, livrant passage à un volcanisme
basaltiQue (yoir chapAL Et ces linéaments sont encore le siège d'une sismicité historiQue et
actuelle (BELUON et a/II 1984) ; à leur extrémité ouest, en Guinée. s'est produit le séisme
de Koumbia en 1983 (OORBATH et a/" 1984).
4- ESSAI DE SYNTHESE GEODYNAMIQUE
4.1- L'héritage
anté-mésozoïque
Le Paléozoïque constitue la bordure tassilienne du Hoggar,dans une zone ayant joué, à
plusieurs reprises, le rôle de zone de transition entre des aires continentales situées au Sud et
le domaine marin saharien au Nord. Cette région a ainsi été le siège de va et vient de la mer.
Celle-ci l'a occupé au Silurien inférieur, au Dévonien moyen-supérieur et à trois reprises au
cours du Carbonifère inférieur, avec des faciès le plus souvent néritiques. Chaque formation
déborde la précédente vers le Sud, tout en diminuant d'épaisseur et en devenant plus détritique
dans la même direction, Au cours du Carbonifère la zone de sédimentation semble se réduire au
bassin du Tim Mersoï. La progression vers le Sud et le Sud-Ouest des aires de sédimentation
successives va se poursuivre ensuite durant le Mésozoïque et le Cénozoïque, aboutissant à la
configuration actuelle du bassin.
Le
Paléozoïque
est conservé
dans
des
structures
synclinales
d'orientation
subméridienne, la plus importante étant celle de Tin Séririne entre le Hoggar et l'Aïr (bassin
du Tlm Mersoï), L'ensemble inférieur, du Cambro-Ordovicien et du Silurien inférieur, est
plissé lors de la phase calédonienne à laquelle sont associées des venues basaltiques.
L'ensemble supérieur, affecté par deux épisodes tectoniques principaux intra-viséen et post-
carbonifère inférieur, est marqué par plusieurs épisodes de volcanisme acide qui se
manifestent à la fin du Dévonien, pendant le Viséen et, le plus important, pendant le Permien
supérieur. D'autres se produiront plus tard encore au cours du Mésozoïque inférieur. Dans le
détail, les formations du paléozoïQue supérieur sont suiettes à des variations de facjes et
d'épaisseurs et à des déformations dépendant des Quatre directions structurales N·S, NNE-
SSW. NW-SE et ENE-WSW à E-W. Qui sont activées à plusieurs reprises lors du Carbonifère
et du permien, Elles rejouent à des degrés divers après le paléozoïQue, démontrant la
pérennité des structures anciennes et l'importance de l'héritage anté-mésozoïQue sur la
structuration du bassin des lullemmeden.
4.2- Du Trias au Crétacé supérieur, une période de sédimentation continentale
et de réajustements tectoniques.
Pendant le Mésozoïque inférieur l'histoire géodynamique du bassin des lullemmeden est
ponctuée, comme au Paléozoïque, par des mouvements épirogéniques dont rendent compte les
mégaséquences sédimentaires et les discordances de ravinement qui les séparent, ainsi que par
1

---

155
des réajustements de structures anciennes qui influent localement sur la nature, l'épaisseur
et la répartition des dépôts dans le bassin.
Du Trias au Jurassique moyen. on assiste à une sédimentation fluviatile de plaine, les
apports provenant du Sud. La sédimentation, d'abord fine au Trias inférieur, traduit l'absence
de manifestations volcano-tectoniques. Elle devient ensuite plus grossière, soulignant une
reprise d'érosion vigoureuse liée sans doute à un soulèvement d'ensemble de la dorsale
agadésienne qui s'est accompagné de la formation de reliefs volcaniques. A cette sédimentation
fluviatile se mèlent en effet des épandages de piedmont très grossiers provenant de la dorsale.
et des éléments magmatiques acides résultant d'émissions fissurales ou de l'activité et de
l'érosion des appareils volcaniques.
Deux Importantes phases volcaniques affectent la région d'Agadès durant cette période
triasico-jurassique. Les dépÔts témoignent d'une grande instabilité tectonique consistant en
des réajustement localisés le long de grandes structures. Ces manifestations rendent compte
d'une tectonique générale en distension avec des épisodes plus marqués d'activité magmatique
(au Lias- ?)
Au Jurassique supérieur-Berrjasien on assiste à la naissance du bassin. Le domaine
sédimentaire s'élargit en effet considérablement, jusqu'aux abords de l'Adrar des Iforas, à la
suite d'une inondation de grande envergure qui survient au début du Jurassique supérieur. Les
dépôts cantonés au bassin du Tim Mersoï depuis le Carbonifère envahissent le bassin des
lullemmeden, dépassant pour la première fois vers l'Ouest la dorsale d'In Guezzam. U
Jurassique supérieur - Berrjasjen est marqué par une sédimentation homogène, détritique
fine et chimique. Qui suppose une subsidence lente et continue. en l'absence de tout autre
événement tectonique brutal généralisé. et des conditions bjostasiQues. Ce calme tectonique
prend fin au Berrjas;en en même temps Que se produit une dégradation du climat. Ceci se
traduit par un changement important de la sédimentation.
Au Crétacé inférieur, la sédimentation lacustre, argileuse et homogène qui a régné sur le
bassin pendant le Jurassique supérieur-Berriasien, devient fluviatile chenalisante et à
dominante détritique grossière: des grès envahissent "ensemble du bassin.
Des mouvement tectoniques locaux surviennent à la base du Crétacé inférieur et d'autres
avant et pendant le début du Barrémien :
.
-des plis et des rides structurales affectent en effet les argiles de l'irhazer et influent
sur la répartition des lentilles gréseuses de l'unité d'In Gall qui préfigurent, au sommet de la
formation, les épandages du Tégama. Ces déformations résultent de rejeux d'accidents et en
particulier de celui d'In Azaoua ;
-après le Berriasien, le domaine sédimentaire s'accroit encore, le groupe du Tégama
recouvrant même l'Aïr et le Niger oriental. Le comblement du bassin se poursuit et équilibre
son enfoncement lent à la faveur de rejeux des accidents NW-SE qui le limitent contre le socle
du L1ptako, au Sud-Ouest. La dorsale d'In Guezzam rejoue à cette époque;
- à l'Ouest, le fossé de Gao commence à s'ouvrir, les sédiments qui le comblent au fur et
à mesure de son effondrement n'étant pas plus anciens que le Barrémien.
Ay tout début du Crétacé supérieur. les apports grossiers diminuent et cessent
rapidement sans doute par suite de la diminution des pentes par érosion et comblement des
reliefs. et de l'implantation d'un climat moins contrasté Qui peut être dÛ à l'envahissement du
continent par la mer. Le Continental intercalaire prend fin en effet avec la série de Farak qui
passe latéralement vers l'Est, au Niger oriental, à une série marine attribuée au Cénomanien
Inférieur.
4.3- Le Crétacé supérieur, période de sédimentation marine et continentale
finement Imbriquées
Le Crétacé supérieur est caractérisé par des dépôts détritiques généralement fins sauf
dans les régions les plus méridionales du bassin, proches des sources d'apports, et par des
dépôts d'origine chimique en fines alternances, formés en domaine marin ou continental. .Qn
assiste en effet au Crétacé supérieur à l'invasion par la Téthys d'un contjnent africain très
aplanL ay cours d'avancées de la mer de plus en plus poussées vers le Sud, Trois
transgressions principales surviennent au Cénomano-Turonien, pendant le Maastrichtien

---

.356
inférieur et au sommet de cet étage, la première étant marQuée par un bref épisode régreyU,
comme la dernière Qui se prolonge pendant le début du Paléogène. Cependant de brèves
incursions marines locales, aux contours variables comme la topographie des plaines
littorales marécageuses dont ils dépendent, se produisent au Turonien et au Sénonien. Les deux
premières transgressions pénètrent dans le bassin par le Nord-Est, l'Aïr n'étant pas exondé à
cette :époque, et montrent une composante NE-SW. Au contraire, la transgression fini-
maastrichtienne
et paléogène gagne le bassin par l'Ouest de l'Adrar des Iforas et le Détroit
soudanais et se dirige vers le Sud-Est. Ce changement résulte du début du soulèvement lent du
massif central saharien interrompant la voie de pénétration nord-orientale. L'activité
tectonique, pratiquement inexistante, se réduit à de faibles réajustements très localisés qui
vont influer sur l'épaisseur des dépôts du Cénomanien, du Turonien et du Sénonlen. Certains
réajustements pourraient représenter les échos très atténués de l'épisode tectonique fini-
santonien connu dans la Bénoué et dans les fossés du Nord du Tchad.
Puis la sédimentation devient plus détritique au Campanien - Maastricht/en. Ce
changement est sans doute dû au début du soulèvement des régions méridionales et, plus tard,
septentrionales. Ces mouvements sont cependant suffisamment lents, continus et discrets pour
être compensés par une sédimentation homogène et ne pas se traduire par des apports
grossiers généralisés. Durant le Maastrichtien, entre les deux transgressions à Libycoceras,
ils provoquent le recul du domaine marin jusqu'au bassin saharien.
4.4- L'épisode tectonique fini- à post-crétacé.
L'ensemble du bassin des lullemmeden est affecté par des déformations soyples et surtout
cassantes à la fin du Crétacé, Un soulèvement, précurseur de l'épisode tectooiQue proprement
dit, clôt définitivement le passage marin vers .Ie Nord-Est en même temps Qu'il provoQue, par
un mouvement général de bascule vers l'Quesi, l'ouverture de la voie de communication marjne
par le pétroit soudanais. Ce mouvement précurseur est donc directement responsable de
l'arrivée de la mer dans le bassin par le Nord du Mali, à l'Ouest de l'Adrar des Iforas. C'est ce
qui différencie de façon fondamentale la transgression du Maastrichtien terminal et du
Paléogène, des transgressions précédentes.
L'épisode tectoniQue fini-crétacé correspond à la phase majeure enregistrée dans le
bassin. Ses effets sont cependant modestes : il s'agit essentiellement de réajustements
structuraux ou de rejeux, en décrochement le plus souvent, d'accidents tectoniques formés au
Paléozoïque sinon avant, au Précambrien pour la plupart d'entre eux, et qui entrainent
l'apparition dans la couverture de plis généralement peu accentués ou de flexures. Les
conséquences de cet épisode tectonique sur l'évolution du fossé de Gao ne sont pas connues.
Toutes les déformation enregistrées dans le bassin -sont compatibles avec une direction de
contrainte horizontale maximale orientée approximativement N13QoE. L'épisode compressif
survient à la fin du Crétacé, comme dans le bassin de la Bénoué : il se signale par des apports
détritiques continentaux, qui se produisent entre les niveaux marins de la fin du Maastrichtien
(deuxième transgression à Libycoceras ) et ceux du Paléocène supérieur (maximum de la
transgression), et par une lacune du Paléocène inférieur, partielle au Nord ou quasi totale au
Sud. Cette lacune apparait comme la conséquence directe de cel épisode tectonique.
4.5- La période de sédimentation
chimique et d'altération du
Maaatrlchtl."
terminai à l'Eocène moyen.
pu Maastrichtjen terminal à l'Eocène moyen le bassin des lullemmeden est le siège d'une
sédjmentation à caractère essentiellement chimiQue. représentée par des calcaires. des a~iles
à attapulgjtes prépondérantes, des phosphates et de la glauconie. Cette sédimentation est le
résultat de l'arrivée massive dans le bassin d'éléments djssouts au cours d'une période de
profonde altération du domaine continental. Les calcaires et les argiles se forment d'abord, le
fer stocké dans les profils latéritiques sur le continent parvenant plus tard dans le bassin à la
suite d'une reprise d'érosion qui le libère par destruction de ces profils. Cette reprise
d'érosion se signale par le retour à une sédimentation détritique sableuses et par les niveaux
de grès apparaissant dans la "série sidérolithique de l'Adar Doutchi" attribuée à l'Eocène
inférieur et moyen. Cette sédimentation chimiQue. comme l'altération dont elle découle, est
pratiQuement synchrone et remarQuablement homogène dans les bassins de l'AfriQue de l'Quest

---

,
157
1
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situés dans les mêmes positions géographjQues et soumis à des conditions çlimatiQues voisines
sinon identiques.
4.6- L'épisode tectonique Intra-éocène
L'épisode tectoniQue intra-éocène est très discret dans le bassin des lullemmeden mais il
est également peu étudié et par conséQuent très mal connu. Il se traduit par le retrait définitif
de la mer et l'isolement du bassin, par l'érosion du sommet de la série de l'Eocène moyen et
enfin par le dépôt de sédiments détritiques discordants, mais la discordance angulaire est
extrêmement faible et non mesurable. 1/ provoque également le déplacement de l'aire de
1
sédimentation des terrains postérieurs à l'Eocène moyen, vers le Sud-Ouest. Dans cette
1·
,
direction en effet, ceux-ci reposent directement sur les terrains antérieurs érodés et jusque
sur le socle précambrien altéré. Dans .Ie fossé de Gao où le Continental terminal repose
directement sur le Crétacé supérieur, cet épisode tectonique est responsable de l'érosion du
Paléogène. Celle-ci est consécutive à des mouvements positifs qui résultent d'une compression
connue ailleurs et dont la direction de raccourcissement n'est pas définie ici.
4.7- De l'Eocène supérieur au Quaternaire
Après l'épisode tectoniQue jntra-éocène. l'évolution du bassin JUSQu'à l'Actuel se fait en
!
régime continental. 1/ est d'abord le siège d'une nouvelle phase' de comblement de l'Eocène
supérieur au Pliocène, mais il y a sans doute une lacune partielle. sinon totale. des séries de
1 :
l'Eocène supérieur et de l'Oligocène Qui est commune à la plupart des bassins de l'AfriQue de
J!
l'Ouest.
La grande surface d'aplanissement généralisée et cuirassée du sommet du Pliocène
marque le début d'une nouvelle période d'érosion. Celle-ci est due au soulèvement du Massif
Central saharien qui s'accompagne, dans l'Aïr, de manifestations volcaniques d'abord trachy-
phonolitiques, puis basaltiques. Cette période d'érosion généralisée se traduit par une
succession de phases de creusement et de comblement, en rapport étroit avec les variations
cycliques du climat qui caractérisent le Quaternaire. On retiendra aussi la présence de
quelques failles dans le Continental terminal sur le tracé du couloir Iinéamentaire guinéo-
nubien, comme celles de la branche E-W du fossé de Gao qui rejoue dans son ensemble.
4.8- Conclusion
En définitive l'histoire géodynamique post-paléozoïque du bassin des lullemmeden,
fortement Influencée par les structures paléozoïques et même précambriennes, est polyphasée
: les déformations sont toujours discrètes et résultent le plus souvent de réajustements
tectoniques locaux. Les séries sédimentaires ont enregistré les effets de plusieurs événements
tectoniques de faible ampleur dont les deux plus importants se produisent après le Crétacé et
après rEocène moyen.
Cependant l'étude tectonique de détail du bassin des lullemmeden reste à faire. Elle
permettrait d'apporter des précisions peut-être décisives concernant la nature, l'importance
et l'Age des manifestations tectoniques qui surviennent, en l'état actuel des connaissances, au
Jurassique et pendant le Crétacé inférieur (entre le Néocomien et le Barrémien). Ces
dernières méritent une attention toute particulière dans la mesure ou elles ne peuvent pas
être rapprochées de l'épisode tectonique intra-aptien, dont les effets sont connus dans les
réglons voisines.

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Chapitre 4

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Figure 4.1 • Le bassin du Lac Tchad et les grands ensembles géologiques de l'Afrique
de l'Ouest
(GUIRAUD et al., 1985b).

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Figure 4.2 • Carte géologique générale du bassin du Lac Tchad
(CRATCHLEYetal.• 1984).
Argiles lacustres des Formations du Tchad (Quaternaire) ; 2 : grès du Continental terminal (Tertiaire) ;
1 3:Argiles principalementmarines du Crétacémoyenet supérieur ;4 :grès grossiers du Continental intercalaire ;
5 : Paléozo'ique sédimentaire; 6 : Complexe granitique et gne"ssique du socle précambrien: 8: Roches volcaniques
ba.lques et acides : 9 : Failles ; 10 : frontière.
1

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Figure 4.3 • SChéma de localisation des principal" formations et lieux cités du
Niger orientai
(d'après FAURE, 1966).
Echelle: 1/5000 000.

---

163
f!
1· INTRODUCTION
1
Le bassin du Tchad, de forme complexe et digitée, est le plus vaste des bassins étudiés ici
(flg.4.1 et 4.2) ; il est commun à six pays: Algérie, Cameroun, Centrafrique, Niger, Nigéria
et Tchad, les plus grandes superficies étant tchadienne et nigérienne, Sa longueur est voisine de
2000 km depuis le Nord du Ténéré du Taffassasset, au Nord-Ouest, jusqu'à la zone
septentrionale de la République centrafricaine, au Sud-Est; sa largeur, maximale entre le
plateau de Jos au Sud-Ouest et l'ensemble Borkou-Ennedi au Nord-Est, dépasse 1200 km.
" est limité au Nord-Est par les bassins paléozOïques du Djado et des Erdiss de part et
d'autre du massif du Tibesti, à l'Est et au Sud par le Précambrien du massif des Ouaddaï, du
Nord de la Centrafrique et du plateau de l'Adamaoua-monts des Mandara, au Sud-Ouest par le
socle du Plateau de Jos et de Damagaram-Mounio. A l'Est de l'Aïr, il s'enfonce profondément
vers le Nord-Ouest dans le Massif Central saharien. Au Sud-Est du Lac Tchad, il se rétrécit
fortement (300 km) à la hauteur du massif Central tchadien, ou massif du Guera, qui
représente le prolongement du massif du Ouadda'j vers le Sud-Ouest, A l'Ouest, il communique
par le seuil du Damergou avec le bassin des lullemmeden et avec celui de la Bénoué par le
bassin de Bornou (Maiduguri) et la branche de la Gongola au Nigéria.
La géologie de détail de ce bassin presque totalement recouvert par des formations
quaternaires, est mal connue. Les rares affleurements des séries plus anciennes du Crétacé
sont relativement plus nombreux et surtout plus variés au Niger que partout ailleurs. Le
remplissage sédimentaire de la majeure partie du bassin du Tchad est essentiellement constitué
de terrains du Continental terminal (Cénozoïque postérieur à l'Eocène moyen) relativement
peu épais, et par des séries crétacées et tertiaires accumulées préférentiellement dans des
fossés tectoniques sur des épaisseurs de plusieurs milliers de mètres.
L'étude géologique du bassin du Tchad s'appuie principalement sur les travaux de FAURE
(1966), GREIGERT & POUGNET (1967), LOUIS (1970), PIRARD (1967) et diverses autres
publications citées dans le texte, sur les résultats d'une étude structurale effectuée dans le
Ténéré en 1981 et sur les informations pétrolières publiées par GREIGERT (1978) ou qui
paraissent chaque année dans le bulletin de l'American Association of Petroleum Geologists. La
Iithostratigraphie, puis la tectonique et enfin l'histoire géodynamique du bassin du Tchad sont
développées ci-après.
2..
LITHOSTRATIGRAPHIE
2.1- Le
Continental
Intercalaire
Au Niger oriental FAURE (1966) a individualisé différentes formations qui sont plus ou
moins équivalentes (tab.4.1 et flg.4.3). La sédimentation débute dans le Damergou avec le
groupe du Tégama dans lequel FAURE et JOULIA distinguent, à la base, la série du Tégama qui
comprend trois formations et, au sommet, la série de Farak. A la pointe sud-est de l'Aïr des
formations équivalentes composent le groupe du Téfidet. A l'Est de l'Aïr. dans le Ténéré du
Tafassassel et la région de Bilma. le Continental intercalaire est représenté par les formations
homologues de Ojbella. Achegour et Tifta.
Ces dépôts continentaux renferment en abondance, surtout au Sud de l'Aïr, des bois
siliclfiés et des restes de Vertébrés. Leur épaisseur totale est très variable : elle dépasse 1500
m dans les grabens du Ténéré alors que dans le Koutous (FAURE, 1966) ces dépôts sont sans
doute absents.
Dans la région du seuil du Damergou qui fait communiquer le bassin des lullemmeden
avec celui du Tchad, la série du Tégama décrite en détail dans le chapitre 3, comprend de bas en
haut la formation transgressive de Tazolé, qui repose soit sur les argilites de l'irhazer soit sur
le socle de l'Aïr, les formations d'Elrhas et d'Echkar. les formations de Tazzolé et d'Echkar, qui
sont formées de grès feldspathiques grossiers. hétérométriques,
à stratifications obliques,
encadrent la formation plus argileuse et gréso-carbonatée d'Elrhas, riche en ossements de
Dinosauriens et de Crocodiliens. Ces formations sont attribuées au Crétacé inférieur (cf.
chap.3).
La sédimentation continentale prend fin avec la formation de Farak qui correspond à une
série de transition avec les assises marines du Crétacé supérieur. Cette formation est

---

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Tagrézou
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Angornakouer
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BERRIASIEN
à
Irhazer
JURASSIQUE
PALEOZO/QUE
PRECAMBRIEN
Tableau 4.1 - Corrélations des séries sédimentaires du Sud de l'Aïr et du Niger
orientai
(d'après FAURE, 1966, modifié).

---

j65
l'équivalent stratigraphique continental de la formation marine d'Alanlara à faune néritique
attribuée par FAURE (1966) au Cénomanien inférieur à supérieur. Pour cette raison, ces
couches équivalentes sont rangées d'un côté dans le Continental intercalaire du Damergou et de
l'autre dans le Crétacé supérieur marin du Téfidet et décrites respectivement dans les deux
paragraphes correspondants au Continental intercalaire et au Crétacé supérieur.
Entre l'Aïr et le Damagaram, sur le méridien 9°, l'épaisseur maximale du groupe du
Tegama
serait de 600 00 environ. Il s'amincit du Sud-Ouest vers le Nord-Est et cette
diminution générale résulte à la fois de la disparition successive des niveaux inférieurs et de
leur réduction d'épaisseur respective.
Dans le graben du Téfidet d'orientation NW-SE et situé à l'extrémité sud-est du massif de
l'Aïr, FAURE (1966) définit de bas en haut les trois formations d'Angornakouer, de Tagrézou
et de Tanguérat, en tout point comparables à celles de la série du Tégama. Elles constituent le
groupe du Téfidet qui repose en discordance sur le socle et dont la puissance dans la zone
centrale du fossé serait d'environ 600 m. Sur le parallèle de l'Arbre du Ténéré, FAURE
(1966) note cependant des variations de puissance importantes entre le bord occidental du
fossé où l'épaisseur serait très faible (60 00) par suite de la réduction des niveaux inférieurs,
et son bord oriental où plus de 1000 00 de sédiments surmonteraient le socle. Ces variations
traduisent la remontée du socle vers l'Ouest ainsi que le jeu synsédimentaire de l'accident
oriental qui limite le fossé et qui lui confère dans cette zone l'aspect d'un demi-graben penté
vers l'Est.
A l'Est de l'Aïr, dans le Ténéré et la région de Bilma, les affleurements sont plus épars.
FAURE (1966) a cependant pu reconstituer la série sédimentaire qui caractérise le
Continental intercalaire. Cet auteur distingue trois formations pratiquement synchrones.
La formation de Dlbella
affleure à 350 km au Nord du Lac Tchad sous forme de
petites buttes ennoyées dans les sables et allongées NW-SE, qui sont déterminées par des zones
de failles où les grès sont silicifiés. Cette silicification que FAURE (1966) a signalée à'
plusieurs reprises explique que la plupart des petits affleurements disséminés dans le Ténéré
fournissent souvent des informations tectoniques intéressantes.
La formation de Dibella est discordante sur un granite rose. Elle se caractérise par des
grès grossiers clairs à stratifications obliques fortement pentées vers l'Ouest et soulignées par
des lits de graviers. Elle contient encore de rares interbancs silteux décimétriques et, à sa
base, des niveaux cong1omératiques. Son épaisseur serait de l'ordre de 200 à 300 m. .L.â
formation de Pibella renferme des empreintes de feuilles d'Angiospermes dicotylédones
déterminées par BOUREAU et correspond très yraisemblablement au sommet du Crétacé
inférieur. anté-Cénomanjen. comme la formation d'Echkar.
La formation d'Achegour qui affleure dans la région du même nom et dans celle de
Fachi, et qui montre des caractères communs et des puissances comparables, lui est
équivalente. Il en est de même pour la formation de Tiffa plus gréseuse et moins épaisse.
La base de ces formations homologues de Djbella. Achegour et Tiffa serait cependant de plus en
plus récente en direction du pjado (FAURE. 1966).
En résumé, le sommet du Crétacé inférieur de la région de Bilma se présente sous un
faciès gréseux et une épaisseur réduite due à la disparition progressive des termes inférieurs
et à la diminution de puissance des termes supérieurs. Il apparaît également que le Néocomien,
en partie ou en totalité, est absent.
Dans le Sud du bassin du Tchad, le Continental intercalaire est représenté par des grès et
des argiles lacustres (LOUIS, 1970) de la série de Léré définie par ROCH (1953),
discordante sur le socle (MATHIEU, 1983), en remplissage' des demi-grabens du Nord du
Cameroun où lui est associé un volcanisme synsédimentaire (GUIRAUD et al., 1985b). \\1 est
également connu par forage dans les fonds des fossés de Bongor et de Doba où il correspond à des
formations détritiques d'âge aptien-albien (MATHIEU. 1983). Dans le fossé de Doba, ies grès
de Bebo correspondraient à un affleurement très local, sur le tracé d'un accident majeur,
d'une formation gréseuse épaisse de 2000 à 3000 m qui représenterait le Continental
intercalaire (LOUIS, 1970). Selon MATHIEU (1983), cette formation est datée de l'Aptien au
Cénomanien.
Les forages pétroliers
implantés dans le Ténéré et aux abords du Lac Tchad (voir
plus loin : flg.4.7 et 4.11, § 3), à l'aplomb de fossés d'effondrement mis en évidence par
LOUIS (1970), fournissent des renseignements complémentaires (tab.4.2). Les données

---

166
Seauedlne
Tlffa
Fechl
MadDIIa
Sables fins il
Sables et 8rg11es
Quaternaire
Sables fins il
grossiers. graviers.
verslcolores.
+
Sables non consolidés grossiers. Niveaux
1ntercalations
AIternances de grès
"COntinental
moyens il grossiers.
d'argile abondants.
métriques d'argiles.
silteux, de sables
terminal"
et d'argiles.
790 m
1037 m
606m
649m
D1scordance
Sables non consolidés
Argiles. lits de
séries d'argiles
EϏne moyen
moyens il grossiers.
sable métriques.
contenant des
il
Argi le il la base.
ferrug'inisations.
( Lacune)
niveaux métriques
Paléocène
lignite.
de sables
970 m
639m
947 m
Sénonien
Alternance de sables
Sables moyens il
Sables fins il
supérieur
Sables non consolidés. et d'argUes, 140 m
grossiers non
grossiers non
( "Continental
d'argiles à la base.
censo1idés.
consolidés.
ham~ien")
290 m
290m
415 m
1 300 m
Discordance
Sables moyens
Alternances très
Alternances régulières.
Sénonien
il grossiers.
serrées. en bancs
métriques. d'arg1 les
inférieur
SChistes et argiles
Argiles marines,
métriques. d'argUes,
et de sables fins.
à
sur 120 m. il la base.
sables fins.
de calcaire et
Quelques calcaires.
Cénomanien
de grès silteux.
815 m
262m
1036 m
914 m
Grès fins il
Alternances
Créttr:é inférieur
Sables. sables
gross'jers alternant
régu1ières de grès
( "Conti nental
conglomératiques.
avec des argi les
fins et d'argiles.
intercalaire")
(50i d'argiles)
Quartzites
205 m
560m
1683 m
Discordance
Gneiss
Précambrien
et
Deamatites
Profondeur finale
FT =3148 m
FT = 2188 m
FT = 3140 m
FT = 3810 m
Tableau 4.2 - Les données des forages pétroliers du Niger orientai
(GREIGERT. 1978).

---

167
reprises d'une synthèse de GREIGERT (1978) ont été réinterprétées à la lumière de
connaissances acquises ailleurs, au Niger occidental et au Mali.
A l'Ouest du Djado et à 280 km au Nord-Nord-Ouest d'Achegour, le forage de Séguédine
débute, au-dessus du socle gneissique et pegmatitique, par 200 m de conglomérats, de grès et
de sables, celui de Tiffa à 210 km d'Achegour dans la même direction a été arrêté à 2788 m de
profondeur après avoir traversé 560 m de grès fins à grossiers à intercalations argileuses
sans atteindre la base de cette série. Ces dépôts grossiers représentent dans les deux forages le
Continental intercalaire.
Dans le forage de Fachi situé à une soixantaine de kilomètres à l'Ouest de l'oasis du même
nom, le Continental intercalaire d'âge aptien-albjen. selon les résultats des recherches
pétrolières (MATHIEU. 1983l. est connu sur une épaisseur partielle de HOO m environ. Il
est formé de "quartzites" et d'alternances régulières de grès fins et d'argiles (GREIGERT,
1978). A défaut de données plus précises publiées, ces différentes valeurs semblent déjà
indiquer que les fossés étaient plus profonds ou s'approfondissaient davantage au Sud, pendant
le dépôt du Crétacé inférieur terminal. Des arguments géodynamiques développés plus loin
montrent qu'ils se seraient bien ouverts après le Néocomien 5.5., la sédimentation débutant en
général très vraisemblablement à l'Aptien supérieur (GUIRAUD et al.,1985b), ou parfois un
peu avant : ainsi, selon MARTIN (1978, tab.1), les sédiments atteints au fond du forage de
Naramaya 1, dans le fossé de Bongor (Sud du Tchad), appartiendraient au Barrémien, et les
grès du Barrémien et de l'Albo-Aptien renfermeraient déjà des intercalations marines de
rivage, deltaïques et lagunaires.
2.2- Le Crétacé supérieur
Dans le bassin du Tchad, le Crétacé supérieur correspond à diverses formations locales
définies par FAURE (1966) et présente dans le détail des variations de faciès et d'épaisseur
(tab.4,1 et Ilg.4.4).
Une sédimentation plus fine, argileuse et épisodiquement carbonatée, à riche faune
marine, s'instaure après l'accumulation des dépôts détritiques du Crétacé inférieur et, selon
FAURE (1966), sans discontinuité perceptible sur le terrain.
Elle représente le Cénomanien
inférieur et moyen, le Cénomanien supérieur-Turonien et le Sénonien inférieur.
Le Sénonien supérieur correspond globalement à une période de régression soulignée par
la prépondérance des sédiments détritiques, mais ce changement de faciès n'est pas synchrone
dans tout le bassin. Il survient plus tard dans la région de Termit, proche de la zone centrale du .
bassin.
2.2.1- Le Cénomanlen
inférieur-moyen
Le Cénomanjen inférieur-moyen est représenté dans la région du Téfidet par la formation
d'Alanlara qui correspond à celle de Farak connue au Damergou et dans le bassin des
lullemmeden. Dans la région de Bilma, les formations d'Ezerza et de Chetfadène lui sont
éQuivalentes. mais. selon FAURE (1966), leur toit pourrait cependant appartenir déjà au
Cénomanien supérieur.
Dans le fossé de Téfidet, la formation d'Alanlara, bien que strictement équivalente de
celle de Farak, s'en différencie nettement par une plus forte proportion d'argile, par la
présence de calcaires et par une plus grande rareté des grès grossiers. Elle s'en differencie
aussi par l'existence à plusieurs niveaux de la série et dès sa partie inférieure, de divers
fossiles marins ou lagunaires sans valeur stratigraphique : restes de Poissons (Ceratodu5 ),
Gastéropodes, Lamellibranches dont plusieurs formes d'Huîtres. La présence simultanée d'os de
Vertébrés et de rares fragments de bois silicifiés qui souligne le mélange des faciès
continentaux et marins, témoigne de la proximité du rivage et de l'installation progressive du
domaine marin.
Quoi Qu'i! en soit, les caractrères lithologiQues et paléontologiQues de la
formation d'Alanlara traduisent bien une implantation du domaine marin plus précoce dans
la région du Téfidet Que dans le Damergou et. comme le remarQue FAURE (j966) . une
composante de la transgression dirigée du Nord vers le Sud.
Gette formation est attribuée au Génoman;en inférieur (GBEIGERT & POUGNET. 1967) ou
au Génomanjen inférieur et moyen (FAURE, 1966). Pour SEYMENT (1983L il s'agirait de

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169
Cénomanjen supérieur. Quel Que soit son âge exact. la formation d'Alanlara. épaisse de 200 m
envirQn. cQnstitue le témoin connu le plus ancien de la transgression crétacée. Elle survient à
la base du Crétacé supérieur.
Dans la région d'Achégour. la formation d'Ezerza
présente une lithologie comparable
à celle de la formation d'Alanlara mais, d'après les descriptions de FAURE (1966), les niveaux
fossilifères semblent se raréfier.
'
Plus au Nord-Est, la formation de Cheffadène
est plus détritique avec des
alternances d'argiles kaoliniques gréseuses et de grès fins à mQyens. On peut se demander si ces
argiles d'altération ne sont pas l'indice d'émersions locales temporaires survenues à proximité
des limites du bassin de Bilma à cette époque. FAURE (1966, p. 81) admet que ces "matériaux
[... ] issus de l'érQsion des zones émergées se sont déposés sous la mer jusqu'à une certaine
distance de la côte". En se déplaçant encore vers le Djado, les argiles sédimentogénétiques
disparaissent et la formation de Cheffadène devient gréseuse avec des lentilles de kaolin.
parfois remaniées en partie sous forme de traînées de galets d'argile dans les stratifications
obliques des grès.
2.2.2- Le Cénomanlen supérieur et le Turonien
Le Cénomanjen supérieur et le Turonien sont caractérisés par des dépôts totalement
dépourvus d'éléments détritiQues sauf à l'approche du Piado. au Nord-Est. et du pamaoaram. au
Sud de l'Aïr.
Dans le bassin des lullemmeden, ils sont intimement liés et montrent des faciès
uniformes contenant trois niveaux-repères à Ammonites. Ils se retrouvent sans grand
changement dans le bassin du Tchad qui ne formait à cet époque qu'un seul ensemble avec le
précédent.
Dans le bassin du Tchad. le CénomanQ-Turonien marin a d'abord été mis en évidence dans
la formation de Zoo Baba. du nom d'une oasis située au Sud de Bilma, où il a fourni des
Ammonites de grande taille. classiques dans le Damergou : Neolobites, Metengonoceras.
Nigericeras et Hoplitoïdes. FAURE (1966) a retrouvé ces formes dans la région d'Alanlara
(Téfidet) et dans toute la région de Bilma. A proximité du Djado cependant. des changements de
faciès l'amènent à définir la formation équivalente d'Arentigué.
Dans la région d'Alanlara, le Cénomano-Turonien est très semblable à celui. classique, du
Niger et plus précisément à celui du Damergou. Il correspond à un ensemble épais de 200 à
250 m d'argiles vertes feuilletées, parfois glauconieuses ou gypseuses, riches en
lamellibranches, dans lequel s'intercalent quatre niveaux calcaires de 20 à 30 cm d'épaisseur.
Ces calcaires plus ou moins argileux en bancs ou en miches sont de véritables lumachelles à
Lamellibranches. Gastéropodes, Oursins et Ammonites. Le premier banc, à la base. a fourni de
nombreux exemplaires de Neolobites
,le troisième, des Nigericeras
• le dernier. des
Ammonites indéterminables.
Dans la région d'Achegour et de Kafra. la formation de Zoo Baba garde les mêmes
caractéristiques mais affleure assez mal. Par contre son épaisseur diminue fortement vers le
Nord-Est, près de Cheffadène (60 00), en même temps qu'apparaissent dans la série des
intercalations détritiques à glauconie. Des quartz envahissent le dernier banc calcaire qui a
fourni des Pseudotissotia . Le banc de base à Neolobites correspond à un siltstQne à ciment
d'oxyde de fer. faciès qui se développe plus au Nord-Est. Seul le niveau à Niçzericeras reste
totalement dépourvu d'éléments détritiques, indiquant par ce caractère le maximum de la
transgressjon,
Plus au Nord-Est, les calcaires Qnt totalement disparu au sein de la formation
d' Arentlgué qui se caractérise par des alternances d'argiles, de grès et de silts dans
lesquelles s'intercalent de nombreux feuillets. lits ou bancs ferrugineux. FAURE (1966) nQte
les similitudes de faciès entre ceUe fQrmatiQn et celle, plus récente, de Kafra (voir plus loin).
Les fQssiles, Lamellibranches, Gastéropodes et Ammonites des zones à Nigericeras et

---

·HO
Neolobites , se situent dans les niveaux gréseux ou ferrugineux où ils ne subsistent le plus
souvent qu'à l'état de moule en creux.
La faune d'Ammonites Qui apparaît à trois niveaux distincts de la série comprend les
formes suivantes :
- à la base, Neolobites vibrayeanus D'ORBIGNY, en grand nombre;
.. Nigericeras cf.lamberti SCHNEEGANS (sous ses deux formes aplatie et renflée), N.
ct. jaqueti SCHNEEGANS. N. aft. gadeni CHUDEAU, Vascoceras sp. et Paravascoceras. sp. :
• au sommet. Pseudotissotia (Bauchioceras) nigeriensis WOODS.
La première espèce caractérise le Cénomanien supérieur, les autres. le Turonien
inférieur. Elles permettent de dater les formations de Zoo Baba et d'Arentigué dont le sommet
"appartient sans doute au Turonien supérieur" (FAURE. 1966. P, 236).
Dans le Sud du bassin du Tchad, le Cénomano-Turonien correspond à des lentilles de
calcaire lumachellique interstratifiées dans les grès arkosiques de la série de Lamé (définie
par ROCH, 1953) transgressive sur le socle et dont l'épaisseur dépasserait 1500 00 (LOUIS,
1970). Dans l'interprétation du remplissage sédimentaire du fossé de Doba, LOUIS (1970)
suppose que le Crétacé marin pourrait être représenté par 700 m de marnes ou d'argiles, mais
MATHIEU (1983) signale que "les forages pétroliers n'ont pas révélé la présence de
Cénomano-Turonien marin". Selon MERMILLOD (in LOUIS, 1970) la sédimentation serait
entièrement continentale dans lfi partie est du fossé de Baké-Birao.
2.2.3- Le Sénonten
Inférieur
Le Sénonjen inférieur comprend les formations éQuivalentes de l'Aschja Tinamou,
d'Agadem. de Kafra et de Séguédine, Qui pourraient encore se situer à leur base dans le
Turonien supérieur. et dont le caractère détritique s'accentue vers l'Est et le Nord-Est
(FAURE. 1966).
La formation de l'Aschia Tinamou est définie à partir des déblais d'un puits situé à
45 km à l'Ouest-Sud-Ouest de Termit-Sud. Elle se caractérise de bas en haut par des argiles
schisteuses feuilletées à nodules de pyrite et rares bancs ou lentilles de calcaire argileux et
par des argiles papyracées gypseuses à attapulgite. De petits niveaux phosphatés à ciment
pyriteux, dont la position n'est pas connue, s'intercalent dans ces argiles.
La faune de l'Aschia Tinamou est extrêmement riche en Ammonites Tissotia
cf.
latelobata
SOLGER, en Poissons (dent d'Enchodus) et en Lamellibranches variés. La
microfaune est représentée par quelques exemplaires de Rotalidés et Hophophragmordes sp.
Les Ammonites indiquent un âge coniacien. Les Lamellibranches. moins caractéristiques,
peuvent se rencontrer du Cénomanien au Maastrichtien, mais sont principalement d'âge
santonien à campanien.
La formation argileuse de l'Aschia Tinamou pourrait représenter le Sénonjen inférieyr-
moyen. avec du Turonien supérieur à sa base. Cependant. la présence d'une discordance dans les
fossés du Ténéré (tab.4.2)' datée de la fin du Sant0njen en Basse Bénoué. permet d'attribuer à
la formation continue de l'Aschia Tinamou un âge anté-campanien. Son épaisseur, supérieure à
170 m, est le double de celle des niveaux homologues du Damergou : elle augmente encore plus
rapidement vers l'Est, dans les fossés qui occupent la partie centrale du Ténéré, où "ensemble
cénomanien à sénonien inférieur aUeint plus de 900 m à Madama 1 et plus de 1000 00 à Fachi
1 (tab.4.2). Ces variations très fortes d'épaisseur prouvent l'instabilité de ces fossés et le
jeu synsédimentajre des failles Qui les délimitent. comme pendant le Crétacé inférieur.
Ces niveaux marins disparaissent vers le Sud-Ouest, en direction du Damagaram et du
Mounio, où affleure la formation entièrement détritique du Koutous (voir chapitre 3).
La formation
d'Agadem est visible entre les méridiens 13° et 14°E, à 260 km
environ au Nord du Lac Tchad. Elle se caractérise par une grande variabilité lithologique de
détail. Son épaisseur pourrait atteindre 120 m. Elle comprend des grès fins à Lamellibranches
marins et des argiles à gypse à intercalations de grès fins parfois glauconieux. Les argiles
apparaissent dans la partie moyenne de la série ainsi que des bancs lumachelliques
ferrugineux. La proportion des grès augmente ensuite en s'élevant dans la série. Selon FAURE

---

171
(1966) les lumachelles ferrugineuses seraient plus récentes que celle de Kafra (voir ci·
dessous) et l'association des Lamellibranches conduirait à placer la formation d'Agadem dans le
Santonien supérieur-Campanien. D'après les données des forages pétroliers ces séries marines
qui sont surmontées en discordance par le Sénonien supérieur, ne seraient pas plus récentes
que le Santonien.
Dans la partie septentrionale du massif d'Agadem le sommet de la formation a subi une
profonde altération représentée par une vingtaine de mètres de kaolin et de bauxite
pisolithique et dont l'âge est envisagé plus loin.
la formation de Kafra affleure en falaise à 60 km au Nord-Ouest de Bilma. Elle est
constituée, sur 60 m environ, de grès fins et d'argiles sil1euses à nombreux niveaux
ferrugineux. L'un d'eux, situé à peu près au milieu de la série, correspond à un grès silteux à
ciment d'oxyde de fer et renferme de très nombreux Lamellibranches et Gastéropodes
constituant la "lumachelle ferrugineuse" de FAURE (1966). Selon cet auteur l'association de
Lamellibranches caractériserait le Sénonien inférieur-moyen (Coniacien ou Santonien à
Campanien) mais, comme la formation précédente, celle-ci serait anté-campanienne.
Dans la région de Cheffadène et d'Arantigué les niveaux équivalents à ceux de Kafra
diminuent d'épaisseur, les argiles kaoliniques dominent la fraction argileuse en même temps
qu'apparaissent quelques lits de grès grossiers. Des grès fins ferrugineux renferment encore
des Lamellibranches.
Certains niveaux de la base de la falaise de BUma contiennent à la fois de la glauconje et
des fossiles végétaux. éléments gui confirment leur caractère littoral.
Plus au Nord et au Nord-Est, la formation de Séguédine constituée de grès à bancs
d'argile kaolinique et de plaquettes ferrugineuses a fourni uniquement des empreintes de
feuilles d'Angiospermes dicotylédones. En se rapprochant du Djado, l'hétérogénéité de ces
dépôts s'accentue encore: absence de classement des éléments détritiques, grande variabilité
des faciès, caractère lenticulaire prépondérant des dépôts, contacts de ravinement nombreux ;
tous ces éléments évoquent un milieu de sédimentation extrêmement perturbé.
. ;
Les données des forages pétroliers (GREIGERT, 1978) indiquent la présence de
dépôts du Cénomanien au Sénonien inférieur, généralement fins, argilo-gréseux, et parfois
calcaires, marins dans le forage de Tiffa, ainsi que dans les autres forages de Seguedine, Fachi
et Madama (tab.4.2 ), compte tenu du caractère marin des affleurements voisins décrits par
FAURE (1966). Les premières découvertes pétrolières substantielles dans les bassins
intérieurs africains ont été obtenues dans les forages de Mjandoum (fossé de Doba), de Kanem
et de Sedigi (toSSé de TermU-Ténéré) en 1974
et 1975 (ta b.4.3)' La couche productrice
semble être le Crétacé supérieur marin.
2.2.4 • Le Sénonien
supérieur. Paléocène
(1)
Le Sénonjen supérieur correspond aux formations de TerroU, Galhama. Bilroa. Emi-Bao
et Totomaye. Le sommet de certaines d'entre elles pourrait représenter la base du Tertiaire
selon FAURE (1966). Le Sénonjen supérieur repose en discordance sur le Cénomanjen-
Sénonien inférieur dans les fossés du Niger oriental (GREIGEST. 1978 ; tab,4.2). ceUe
discordance représentant l'écho d'un épisode tectonigue connu dans le bassin de la Bénoué (voir
plus loin).
la formation de Termlt constitue la partie inférieure du massif qui lui a donné son
nom. Celui-ci se situe à peu près à mi-distance de l'Aïr et du Lac Tchad, pratiquement dans le
prolongement du fossé de Téfidet, et s'allonge sur plus de 160 km selon une direction
subméridienne.
.
Celte formation correspond à une alternance assez finement stratifiée de grès fins à rares
lentilles grossières, de siltstone et d'argile kaolinique. Des dalles ferrugineuses se rencontrent
à tous les niveaux de la formation ainsi que la muscovite, qui est abondante. Quelques
discordances internes locales et des remplissage de chenaux sont également visibles ....ss:m
sommet est Qccupé par une frange d'altération à kaolin et alunite pouvant être sensible sur 50
ID d'épaisseur. FAURE (1966) estime sa puissance à 350 m, mais il s'agit d'une valeur
minimale puisque le sommet de cette formation consiste en une surface d'érosion.

---

Année Pays
Forage
, Fossé Fond dB trou
Age
Remarque
(en mètres)
Fond de trou
1973 Tchoo
Doba 1
Doba
4268
Crétacé
1974 Tchad
Kanem 1
K1 Ténéré
3726
-d-
Tcha1
Kosaclci 1
Ks Ténéré
3312
-d-
TchtKl Naramaya 1
Bonoor
2596
-d-
1975 Niger
Fochi 1
F Ténéré
3740
Crétacé inférieur
Tcha1
Kanem 2
K2 Ténéré
2169
Tertiaire
Niger
Madamal
Ma Ténéré
3810
Crétacé supérieur
TchtKl Mianooum 1
Doba
3571
Crétacé
Tchad Miandoum 2
Doba
1905
-d-
Niger N'Geledji 1
NE N'Geledji
2776
Socle
TchtKl
5edigi 1
se Ténéré
3682
Crétacé
Huile &gaz
Niger 5eguedine 1 Sg
Kafra
3148
Socle
Niger
Tiffa 1
Kafra
2787
Crétacé inférieur
1976 Tchad
Kumia 1
K Ténéré
4272
Crétacé
Huile
TchtKl
Largo 1
L Ténéré
3841
-d-
Tcha1
Nerga 1
N Ténéré
1706
Tertiaire
Tchad
semeain 1
Bonoor
3441
Crétacé·-
1977 TCh~ Dama11a 1
Doba
2750
-d-
Teh
Kedeni 1
Doba
3178
-d-
Teh
Kame 1
Doba
3054
-d-
Huile
1978 Tchad
Bambara 1
Doba
·2919
-d-
Tchad
Beboni1
Doba
3496
Socle
Tchad
Belanga 1
Doba
3567
Crétacé
Hulle
Tchad
Kassi 1
Doba
2766
Socle
Tcha1
Manaarfî 1
Doba
3234
Crétacé
Huile
1979 Niger
I~uil A1
lA Ténéré
2486
Socle
Niger
Moul1
Mu Ténéré
3535
Crétacé
TchtKl
Tega 1
Doba
3356
-d-
Huile
Niœr
YOOlu 1
YI Ténéré
3995
-d-
Indices d'huile
1980 Niger Di lia Langrin 1 DL Ténéré
1988
Socle
Niger
Donga 1
D Ténéré
3202
Crétacé
Niœr
YOOlu2
Y2 Ténéré
2729
-d-
1982 Niger
Solcor 1
51 Ténéré
2470
Maastrichtien
Huile. Eocène sup.
Niaer
Tralces 1
TK Ténéré
3659
Cèno. ·inf. ou Alb.sUD.
1983 Niger
Solcor 2
52 Ténéré
1895
Eocène
Huile
Niœr
Solcor 3
53 Ténéré
1994
Eocène
1984 Niger
Solcor 4
54 Ténéré
1870
Indices d'huile
Niœr
Solcor 5
55 Ténéré
1860
1ndices d'hui le
Tableau 4.3 - Les forages pétroliers du bassin du Lac Tchad
(sources: AAPG Bull.)

---

173
Elle ne renferme aucun fossile animal, mais les quelques bois silicifiés ou ferruginisés
et empreintes végétales qu'elle a fournis montrent une structure hétéroxylée à affinité
tertiaire.
.
par sa position stratjgraphiQue au-dessus de la formation de l'Aschja Tinamou datée du
Sénonjen inférieur. la formation de TermU est attribuée au Campanjen-Maastrjchtjen.
Selon
FAURE (1966. p. 340). sa partie supérieure poUrrait peut-être appartenir au paléocène;
mais cette formation a été déformée et faillée par un épisode tectoniQue daté de la fin du
Maastrjchtien dans la Haute Bénoué (BENKHELIL. 1986). et le Paléocène est ici absent.
La formation de Galhama, correspond à un ensemble continental superposé à la
formation marine d'Agadem et défini dans le Sud du massif du même nom. Elle comprend des
grès fins i:I très fins et des siltstones à dalles ou plaquettes ferrugineuses épais de 70 m
environ. Son sommet est occupé par une frange d'altération dont l'épaisseur. yariable. ne
dépasse pas 30 00 et Qui se compose de kaolin. d'alunite et de bauxite.
La formation de Bilma se développe sur près de 200 m dans la falaise d'orientation
subméridienne qui limite vers l'Est la dépression du Kaouar. Elle est assez semblable à celle de
Galhama avec simplement des éléments détritiQues plus grossiers, des intercalations
kaoliniques gréseuses et d'autres passées ferrugineuses fréquentes. Les niveaux ferrugineux et
les niveaux gréseux renferment des débris végétaux. Sa partie inférieure serait d'âge sénonien
moyen i:I supérieur alors que son sommet pourrait représenter la base du Tertiaire selon
FAURE (1966, p. 299). Elle correspond au Sénonien supérieur comme la formation de Termit.
L'hétérogénéité de la sédimentation détritiQue augmente encore dans la formation de
"Eml Bao définie à l'extrémité nord de la falaise de Bjlma qui domine l'oasis de Séguédine. Des
lits à graviers de quartz apparaissent, ainsi que des dragées de quartz dispersées dans toute la
série épaisse de 150 m environ. Les niveaux argileux essentiellement kaoliniques et silteux
sont minces et rares. Les stratifications obliques, les indurations et rubéfactions ainsi que les
remaniements des lits argileux indiquent une sédimentation cyclique, un milieu de dépôt de
forte énergie vraisemblablement f1uvio-deltaïque soumis à des émersions répétées selon
FAURE (1966). " pourrait s'agir aussi d'une sédimentation fluviatile affectée de manière
variable par des altérations continentales fréquentes.
La formation de Totomaye, caractérisée par des grès grossiers à rares intercalations
kaoliniques gréseuses épais d'une centaine de mètres. constitue la couverture tabulaire et
discordante des reliefs paléozoïques du Djado. Les faciès sont très comparables à ceux de la
formation de l'Emi Bao, mais, sa base étant située topographiquement plus haut que le sommet
de cette dernière, FAURE (1966) considère que la formation de Totomaye correspond sans
doute à des niveaux stratigraphiquement plus élevés. Ces dépôts détritiQues grossiers
présentent les caractéristiQues d'une sédimentation de comblement d'un bassin dont les limites
se déplacent vers l'extérieur de l'aire sédimentaire au fur et à mesure des apports ; de ce fait
les niveaux plus récents montrent une disposition transgressjye sur ceux Qui leur sont
Immédiatement antérieurs,
Le Sénonjen supérieur des
forages
pétroliers présente de très importantes
variations d'épaisseur, de 290m à 1300m. liées à de fortes différences de subsjdence, celle-ci
étant maximale dans la partie méridionale du fossé de TerroU-Ténéré. à Madama (GREIGERT,
1978 ; tab.4.2).
2.3- Le Cénozoïque
2.3.1- Le Paléocène et l'Eocène inférieur
pans le bassin du Tchad. les affleurements attribués au CénozoïQue correspondent à des
niveaux oolithiQues discordants sur le Crétacé supérieur.
Auparavant, et dès le début du Tertiaire, les dépôts à caractère régressif attribués au
Crétacé supérieur sont soumis à une profonde altération responsable de leur transformation
plus ou moins complète en kaolin, alunite et bauxite. Cette franae d'altération dont l'épaisseur
est assez constante (20 à 30 m) malgré des variations de détail. est limitée vers le haut Dar

---

j14
une sudace d'érosion et de discordance Qui constitue le mur des formations ooUthiQues décrjtes
plus IQ;n. Elle présente en Qutre la partjcularité d'être QbliQue par rapport à différents
niveaux du Crétacé supérieur :' formations d'Agadem et de Galhama (plus récente), formation de
Termit qui est l'équivalente de cette dernière. Les altérites se sont donc formées pendant une
période de temps dont le début est postérieur à l'âge des séries altérées les plus récentes, et la
fin antérieure à celui des plus anciennes non affectées ; les premières correspondent aux
formations de Termit ou de Galhama attribuées au Campanien-Maastrichtien, les secondes à
celles de Dollé ou d'Homodji rattachées à l'Eocène inférieur (p.p.) et moyen (voir plus loin).
Pendant cette période de temps se sont succédé différents évènements dont rend compte la
disposition de cette Iithomarge : le Crétacé supérieur a. d'abord subi des déformations suivies
d'une érosion provoQuant l'affleurement de formations d'âge différent. Cette surface d'érosion
va ensuite subir d'impQrtantes mQdifications minéralQgiQues, par lessivage intense. dues à un
climat chaud et humide, vraisemblablement tropical humide (FAURE. 1966 : DUBOIS & LANG,
1981 : BOUDOURESQUE et al.. 1982 : LANG et al.. 1986).
De quand date cette altération attribuée à l'Eocène par FAURE (1966), et au Paléocène
par GREIGERT & POUGNET (1967)?
Dans le bassin des lullemmeden, le Paléocène et l'Eocène basal correspondent à des
carbonates et à des attapulgites phosphatés. Ces dépôts communs et synchrones dans tous les
bassins marins de l'AfriQue de l'Ouest et aUXQuels succèdent au Niger occidental des niyeaux
manganésjfères puis ferruQineux. sont caractéristiQues d'une sédimentation biochimiQue et
chimiQue basiQue classiQuement considérée comme le résultat de l'arriyée, dans le milieu
marin. d'éléments dissous libérés par des processus d'altération continentale (ferralitjsatjon.
allitisatjoo) affectant les bordures des bassins. La sédimentation par précipitation de ces
éléments est contemporaine de l'altération qui les a libérés en comparaison de celle du fer qui
est différée par suite de la fixation de cet élément dans les profils pédologiques. Ainsi il
apparait Que la frange altérée du Crétacé supérieur des massifs d'Agadem et de TermU s'est
formée pendant le paléQcène et une partie de l'Eocène inférieur.
2.3.2- L'Eocène inférieur et moyen
La formation d'Homodji constitue l'entablement sommital du massif d'Agadem. EUe
repose en discordance angulaire très faible sur différents niveaux altérés du Crétacé supérieur
; sa puissance tQtale est cQmprise entre 30 et 50 m. Elle COrrespQnd a un ensemble d'argiles
gréseuses QU de grès fins Que surmQntent des bancs à Qolithes et pjsolithes ferrugineuses
superpQsés à des grès grQssiers furrugjnisés à graviers. Des plaques QU lits ferrugineux,
souvent à ripple marks, occupent la partie inférieure de la formation par lesquels elle débute
parfois ; des horizons d'aspect cendreux, sans doute plus riches en matière organique, s'y
localisent également. Dans le détail les différents niveaux de cette formation montrent une
extrême variabilité de faciès et d'épaisseur: les grès grossiers de sa partie moyenne varient de
1 à 15 m. Dans les massifs voisins d'Homodji et de Tcheni-Tchadi les niveaux stratifiés
d'oolithes ferrugineuses du sommet de la formation alternent avec des limons plus ou moins
détritiques à oolithes ou pisolithes ferrugineuses.
La formation de Dallé définie dans le massif de TermU. est "éQuivalent latéral de
celle d'HQmodjL Sa puissance maximale est d'environ 90 m. A sa partie inférieure
apparaissent des niveaux conglQmératiques à éléments gréso-ferrugineux qui dénotent des
conditions de sédimentation mQins calmes qu'à Agadem. L'un d'eux est discontinu et comble les
irrégularités topographiques de la surface de discordance qui souligne la base de la fQrmatlon.
La partie supérieure de celle-ci se compose d'alternences d'argiles sableuses et de grès
argileux tendres, à empreintes végétales indéterminables, de 50 m d'épaisseur maximale et
qui sont absentes par érQsiQn à Agadem. La série se termine par un niveau de grès ferruginisé
très induré. La zone sous-jacente. à oolithes ferrugineuses, montre d'importantes variations
d'épaisseur (2 m à 20 m). Elle cQmprend localement JUSQu'à une dizaine de bancs métriQues
d'oolithes bien calibrées.
FAURE (1966) considère que ces oQlithes SQnt d'origine sédimentaire et qu'elles Qnt pu
cependant
subir un déplacement faible, Il observe des remaniements sur place des bancs

---

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175
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oolithiques et les éléments mal roulés des conglomérats seraient aussi l'indication de transport
à courte distance. Il signale en outre à plusieurs reprises les modifications qui affectent ces
formations oolithiques par remobilisation de l'oxyde de fer sur de faibles distances et conclut
qu' "une partie importante des transformations subies par ces roches peut être liée aux
périodes humides du Quaternaire" (p. 340).
Les formations homologues de Poilé et d'Homodii sont discordantes sur le Sénonjen
supérieur et postérieures à une importante phase d'altération paléocène à éocène inférieur.
FAURE (1966), prenant argument de l'absence d'Eocène marin au Niger oriental, les rattache
au Continental terminal" d'âge sans doute post-éocène moyen".
1 i
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Les travaux récents menés dans les bassins des lullemmeden et de la Bénoué par
différents auteurs (voir chap.3
et ci-après) permettent de redéfinir l'âge de ces formations
en faisant appel à des arguments indirects d'ordre stratigraphique ou géodynamique
puisqu'elles n'ont fourni aucun fossile caractéristique.
Les connaissances concernant les formations oolithiQues du bassin des IUllemmeden et
celles QU; affleurent au Niger oriental se résument ainsi :
- dans le premier bassin, il existe deux ensembles faiblement discordants entre eux qui
contiennent des niveaux oolithiques. Ils surmontent des sédiments marins du Paléogène ou la
frange d'altération de terrains plus anciens. Ils sont affectés par des déformations à grand
rayon de courbure. l'ensemble inférieur est daté Eocène inférieur et moyen par des pollens ;
l'ensemble supérieur est postérieur à l'Eocène moyen et attribué au Mio-pliocène et peut-être
aussi à l'Eocène supérieur, l'Oligocène étant vraisemblablement absent.
- au Niger oriental les séries marines du paléocène et de f'Eocène n'exjstent pas. Un seul
ensemble oolithique non daté surmonte en discordance le Crétacé supérieur et en concordance,
ou par l'intermédiaire d'une surface d'érosion locale, la frange d'altération du Crétacé.
A
l'affleurement, il est érodé et n'est pas recouvert par des niveaux plus récents. Il est plissé et
faillé, certains accidents ayant joué en décrochement (voir plus loin, § 3).
Ainsi le problème de "attribution d'un âge à la formation de Dollé-Homodji se résoud à
deux questions: peut-on placer en équivalence cette formation et l'un des ensembles à oolithes
du bassin des lullemmeden ? Pans l'affirmative avec lequel d'entre eux?
La genèse des formations détritiques oolithiques est unanimement attribuée à la
destruction des franges d'altération et plus précisément des sommets des profils. sols et
niveaux latéritiques plus ou moins indurés, dans lesquels le fer est temporairement stocké.
Cette frange d'altération et la sédimentatiqn chimique en domaine marin qui lui est
associée, se produisent en période biostasique sous climat chaud et humide et dans un
environnement végétal de type forêt dense. Le retour à une sédimentation détritiQue riche en
fer impliQue la fin de la période biostasiQue et la reprjse de l'érosion.
Ainsi il apparaît Que le principal facteur régissant la sédimentation après le Crétacé est
d'ordre climatiQue. La position latitudjnale voisine. sinon identiQue à cette épOQue du bassin
des lullemmeden et de la zone située au Nord du Lac Tchad. permet de considérer la formation à
oolithes de Oollé-Homodii comme un éQujyalent stratigraphiQue de l'un des deux ensembles
présents au Niger Occidental.
Dans le bassin de lullemmeden
(chapitre 3),
les études palynologiques de
BOUDOURESQUE mettent en évidence l'apparition à l'Eocène moyen d'espèces de flore de savane
ou de savane arborée (BOUDOURESQUE et al., 1982) indicatrices d'un changement climatique
et de dégradations importantes du couvert végétal.
le faciès détritique de la série sidérolithique de l'Adar Doutchi (Ct1 de GREIGERT) qui les
renferme et qui marque le terme de la sédimentation à caractère chimique de la partie
inférieure du Paléogène, est en bon accord avec le changement de climat déduit des spectres de
pollenospores. Il est en effet caractérisé par des alternances argilo-silteuses ou gréseuses à
débris végétaux épars et à oolithes ferrugineuses primaires dispersées ou regroupées en lits.
On voit Que rien ne s'oppose à ce Que la formation de Dollé-Homodii soit mise en
éQuiyalence avec le cu de GBEIGEBT et Qu'elle soit attribuée à l'Eocène inférieur et moyen,
Mais on peut encore objecter qu'elle est bien postérieure au Ct1 et équivalente aux
formations également oolithiques qui le surmontent, car séparée, comme elles, des séries
antérieures par une discordance angulaire. Cette objection doit être repoussée.

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Figure 4.'5 - Le continental terminai et le quaternaire du bassin du Lac Tchad
(SERVANT-VILDARY, 1973).
1 : Socle cristallin: 2 : Dépôts fluviatiles du Miocène (Oligocène à la base ?), à Oolithes ferrugineuses, et argiles sans
Diatomées (au sommet), formation Bodelé (2a), formation Chari Bagulrml (2b) ; 3 : Série lacustre à Diatomée. du
Bahr el Ghazal, Pllo-Pléistocène ancien ; 4 : Série des Soullas, Pléistocène; 5 : Série de Labdé, fin du Pléistocène et
Holocène.
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(MOREL & KARCHE, 1980).
1 : Massifs anorogéniques essentiellement granitiques ; 2 : Massifs rhyolitiques ; 3 : Trachytes, phonolytes et tufs
4 : Coulées de basalte; 5 : (a) cônes stromboliens, (b) dômes de lave acide ; 6 : limite du socle cristaUin.

---

177
On sait en effet qu'un bref épisode tectonique marque la fin du Crétacé en Haute Bénoué
(voir plus haut). On sait encore que la formation de Kerri-Kerri datée du Paléocène par des
pollens, repose d'Ouest en Est sur le socle du plateau de Jos et sur les formations crétacées
Fika Shale et Gombe Sandstone (CARTER et al., 1963 ; REYMENT, 1965 ; ADEGOKE et al.,
1978, et qu'elle est affectée par des déformations synsédimentaires et par d'autres,
postérieures, que BENKHELIL situe à la fin de "Eocène (ADEGOKE et af., 1986).
Ainsi deux épisodes tectoniques sont connus dans le bassin de la Bénoué auquel se
raccordent les fossés du Ténéré par la branche de la Gongola. L'un survient à la fin du Crétacé,
l'autre après l'Eocène moyen.
Cet épisode intra-éocène paraît. en outre. le seul susceptible de donner naissance aux
structures plissées et aux décrochements Qui affectent la formation oolithiQue de Poilé·
HomodjL Il est en effet connu dans d'autres régions de l'Afrique de l'Ouest où il se traduit par
des déformations parfois importantes telles que plis et failles inverses. Les épisodes plus
récents connus en Afrique du Nord ne sont pas très sensibles en Afrique de l'Ouest : ils peuvent
tout au plus donner lieu à des venues magmatiques basiques dans des zones faillées instables et
provoquer des rejeux de structures en distension (horst et grabens).
En définitive tout concorde pour démontrer que les successions d'évènements envisagées
par FAURE (1966) pour justifier ses observations faites dans les massifs de Termit et
d'Agadem restent valables, mais la durée de la phase d'altération doit être réduite et, de ce fait,
les évènements envisagés doivent être vieillis. La phase d'altération se serait produite. après
un épisode tectonique fjnj-maastrjchtjen. pendant le Paléocène et une partie de l'Eocène
inférieur (sinon la totalité). La formation oolithique de Dollé-Homodii serait équivalente à la
\\
"série sidérolithique de l'Adar Doutchj" au Niger occidental (CO de GREIGERD. et elle
1
!
1
représenterait l'Eocène inférieur et moyen. plissé à la fin de l'Eocène rooyen.
2.3.3- Les données des forages pétr'ollers.
Au Nord du Lac Tchad, les dépôts argilo-sableux. à lignites et ferrugjnisations locales,
qui ont été recoupés dans plusieurs forages des fossés de Terroit-Ténéré et de Kafra sont
attribuables au Paléogène (tab.4.2). Leur épaisseur peut dépasser 900 m. Dans le forage de
Fachi ils n'existent pas, cette absence par érosion étant sans doute due à une mise à
l'affleurement de cette zone du fossé à la suite de l'épisode tectonique intra·éocène évoqué plus
haut. On notera également Que ces dépôts surmontent le Maastrichtien en concordance. L'épisode
tectonique fini·crétacé, envisagé plus loin, provoque un effondrement accéléré des fossés et un
léger basculement des couches de leurs bordures qui ne sont pas contradictoires avec la
continuité de sédimentation observée au milieu des grabens.
2.3.4- Le Continental terminai et le Quaternaire
Les terrains sédimentaires et volcan igues postérieurs à l'Eocène moyen constituent
l'essentiel des affleurements du bassin du Tchad. Ceux qui sont antérieurs au Quaternaire,
affleurent à l'Est du lac, dans la région des Pays Bas et dans le Bahr-EI-Ghazal, et dans le Sud
du bassin, dans la région de Doba·Baké. Ils sont également connus par forage. Ils surmontent,
le plus souvent en discordance. le socle cristallin ou les grès paléozoïques, ainsi que les séries
méso-cénozoïques des fossés.
Les formations sédimentaires
A la suite des travaux de plusieurs auteurs parmi lesquels FAURE (1966), PIRARD
(1962, 1967), SERVANT (1973),
SERVANT·VILDARY (1973),
COPPENS (1972),
SCHNEIDER (1967, 1968), SERVANT & SERVANT·VILARDY (1980), on distingue différent~s
formations sédimentaires (flg.4 .5).
La formation du Bodelé, des Pays Bas, et son équivalent la formation du
Chari
Bagulrml, connue au Sud du Lac Tchad par sondage, correspondent à des argiles. à des sables
et à des cailloutis fluviatiles à oolithes ferrugineuses à la base. Elles renferment également des
. cinérites et des Ignirobrites.

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Tableau 4.4 • Le Quaternaire du bassin du Lac Tchad: corrélations Ilthostretlgraphlques entre diverses Nglons
(DURAND et al.• 1983 et 1984).
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---

179
Ces formations sont antérieures au Pliocène et leur partie inférieure Qui a fourni une
mandibule de MerVCODotamus est antérieure au Miocène moyen à supérieur et se situe dans
l'Oligocène (SERVANT, 1973), La base du Continental terminal appartient à l'Eocène supérieur
productif d'huile et atteint vers 2000 m de profondeur dans les forages Sokor 1 à 5 du fossé de
Termît. L'épaisseur de ces formation varie de 40 à 350 00 ; elle peut être beaucoup plus forte
et dépasser 900 00 dans le fossé de Termit (forage de Madama 1, tab.4.2).
La Série du Bahr-EI-Ghazal correspond à des dépôts lacustres à Diatomées et
comprend la formation de Korro-toro constituée d'argiles, de sables fluviatiles et de
diatomites, la formation d'Alandjaga
très semblable à la précédente, et la formation de
Morouo formée d'argiles, de calcaires, de sables éoliens et de cinérites. Cette série a fourni
une riche faune de Vertébrés regroupés en deux termes biostratigraphiques par COPPENS
(1967), qui les attribue au pliocène et au Villafranchien (COPPENS, 1972). La microflore de
Diatomées a permis "de corréler ces dépôts avec une formation lacustre reconnue par sondage
dans la région du Lac Tchad" et d'établir la coupe schématique du Bassin tchadien (SERVANT-
VILARDY, 1973 ; fig.4.5). En outre cet auteur éVOQue des déformations néotectoniQues, seules
susceptibles de rendre compte des différences d'altitudes observées entre ces niveaux
homologues. Cette série est attribuée au Plio-Pléistocène ancien. Dans les sondages FAO de la
région du Lac, celui-ci varie de 180 à 480 00 d'épaisseur et renferme, à son sommet, des
sables éoliens, des couches calcaires et des débris volcaniques intercalés dans les argiles.
La Série des Sou lias de 60 à 80 m d'épaisseur correspond à des sables éoliens à
lentilles de sédiments lacustres ou marécageux (argiles et calcaires) déposés dans des
dépressions interdunaires. Elle est attribuée au Pléistocène.
La série sédimentaire du bassin du Tchad se termine par la formation de Labdé qui
comprend des dépôts lacustres ou deltaïques et des sables dunaires représentant le Quaternaire
r
récent (pléistocène terminal et Holocène).
r
La stratigraphie de détail du Plio-Quaternaire est fort complexe et caractérisée par
plusieurs cycles de creusement et d'alluvionnement dépendant des cycles climatiques
quaternaires (tab.4.4). Ces terrains font l'objet des recherches de DURAND et MATHIEU qui
remettent en cause l'existence du grand lac du Paléo-Tchad évoquée par les auteurs antérieurs.
Pour plus de précisions, on se reportera aux publications récentes de DURAND & MATHIEU
(1980), DURAND (1982), MATHIEU (1983), DURAND et al. ( 1983 et 1984), DURAND &
LANG (1986).
Le Continental terminal et le Quaternaire varient de 290 m d'épaisseur à plus de 2000 m
dans le fossé de Termît ; ces variations sont à nouveau révélatrices de la très forte subsidence
de ces grabens.
Dans le Sud du bassin du Tchad, le Continental terminal est représenté par les grès de
Pala et les sables de Kélo qui reposent sur la série de Lamé, attribuée au Crétacé
supérieur et correspondant au Cameroun, dans la vallée de la Bénoué, aux grès de Garoua.
Le volcanisme
Pendant le Cénozoïque et le Quaternaire des manifestations volcaniques ont lieu au
Cameroun, au Tchad dans le massif du Tibesti, et au Nigéria dans la région de Biu. Leur
description ne sera pas abordée ici et on se reportera aux travaux détaillés de VINCENT
(1963), BLACK & GIROD (1970), DUNLOP (1983), FITTON & DUNLOP (1985). 1JJl
volcanisme alcalin est également connu au Niger oriental. au Nord du massif de TermU et dans
1:AIL(FAURE , 1966 ; BLACK et al., 1967 ; MOREL & KARCHE, 1980 ; CANTAGREL &
KARCHE, 1983 ; MOREL, 1985 ; MOREAU et al., 1986).
.
Au Nord du Massif de Termît, les reliefs de la région des Gosso Lolom (Gossolorom,
FAURE, 1966) correspondent à des intrusions de roches basaltiques sous forme de necks, de
filons et de lambeaux de coulées conservés, par inversion de relief. à l'état de buttes témoins
tabulaires isolées. Ils correspondent également à des cônes volcaniques formés de brèches
volcaniques, de tufs et de lapilis stratifiés, à bombes volcaniques et laves cordées. et de coulées

---

j80
~chantillon
1
Localisation
Age moyen ± inCertitud4
Analyse
r
AM 81-30
Eghagalal (Téfidet)
3,78 !. 0,19 M.a.
H. Bellon
I l
AM 79-123
Ghechouet
2,87 + 0,28 M.a.
"
AM 79-212
1 N. Talat (SW.
Bagzane)l
2,65 + 0,25 M.a.
" "
1
AM 79-219
1 Atkaki 1 (Sud
Bagzane) 1
2,60 + 0,20 M.a.
" "
1
AM 83-1
1
Adéoudène
1
2
+ 0,15 M.a.
" "
1
AM 83-2
1
Taoujira (SE Bagzane) 1
1,9
+ 0,20 M.a.
" "
1
AM 79-220
1
Atkaki 2 (Sud Bagzane)l
1,85 + 0,25 M.a.
" "
1
AM 83-11
1
Na baro (cOllée infériwre) 1
1,8
+ 0,13 M. a.
" "
1
AM 81-4
1 Afassas-Tchimoulet
1
1
Q::;
.-
1
(N.E. Ba~zane)
1
1,16 + 0,11 M.a.
" "
1
<
AM 81-9
1
lndoukel n'Taghas
1
1,01 + 0,11 M.a.
" "
1
(sommet Bagzane)
'1
1
AM 83-12
1
Na baro (cOllée aJpériwre)
0,3
+ 0,3
M. a.
" "
1
R. 7069 'Ir
1
Est Aghatane
1
1,80 + 0,20 M.a.
jM.Cantagreti
R. 7068 *
1
Sud El-Meki
1
1,40 + o,Hf M.a.
, , "
1
R. 7066 'Ir
1 S.
In Gressabag
1
1,10 + 0,30 M.a.
" "
1
R. 7064 'Ir
1
Sud Kâri
1
0,95 + 0,07 M.a.
" "
1
R. 7063 *'
1
S. Agha Mellane
1
0,91 + 0,08 M.a.
" "
1
+-
~I---------+-I------_--+--__1
PR 8
*'*'
! Mugearite Sesker Akr. Il 5,3 + 0,2 M.a·ly· Gourinardl
PR 5
1:*
I
Basalte Taessa
4,2
+ 0,2
M.a.
1"
"
1
Q::;
o
~
PR 3
**
1 Basalte Timesdelsine
1 1,95 + 0,2 M.a.
1 " "
1
<
E-
PR 7
**
1
Basalte
1
1,5
l
"
"
1
<
1
1
1
1
Tableau 4.5 - Ages radlométrl.ques KlAr pour le volcanisme de ,'Air et del'Atakor
(MOREL, 1985).
Echantillons de KARCHE • et de ROGNON ..

---

181
interstratifiées de basaltes massifs ou vacuolaires scoriacés. Ce volcanisme se localise sur le
tracé d'un grand accident E-W joignant le Sud de l'Aïr et Dibella, dans la zone de convergence
du fossé du Ténéré et de celui du Téfidet et près de grandes fractures orientées NNW-SSE (voir
infra, §3) ; certaines d'entre elles ont servi de point de sortie au magma et sont occupées par
des filons de basalte.
FAURE souligne l'aspect très récent de ces reliefs sans doute quaternaires, mais
antérieurs à l'occupation humaine néolithique. Ce volcanisme auquel sont associés des sills
rencontrés dans un sondage pétrolier et datés à 8,6±O,S Ma, a débuté au Néogène (GUIRAUD et
BI., 1985b).
Dans le massif de "Aïr, deux types d'émissions magmatiques localisées au tiers
méridional du massif ont donné naissance à des extrusions de trachytes et de phonolites en
coupoles ou en bulbes, à des cônes stromboliens et à des coulées de basaltes. Les points
d'émission sont localisés au massif du Todgha et à la partie nord-ouest du fossé de Téfidet (Tin
Tarallé) incluant la bordure du fossé (fig.4.6). Ce volcanisme s'échelonne de 4 Ma à l'actuel
mais il est aujourd'hui éteint. la datation la plus ancienne (3,78 ± 0,19 Ma) concernant le
lambeau de coulée d'Eghaghalal situé à la bordure ouest du fossé de Téfidet (MOREL, 1985 ;
tab.4.5). Dans le fossé lui-même, les appareils volcaniques se sont mis en place sur des
alignements structuraux subméridiens (GUIRAUD et al., 1985b), alors que des filons
verticaux de roches basaltiques recoupent la formation de Tagrezou dans la zone de l'Oued
Baouet (Téfidet) selon une direction NNW-SSE qui correspond à la direction de fracturalion
dominante (FAURE, 1966).
Dans le Centre et l'Est du bassin du Tchad, des dépôts de cinérites, d'ignimbrites et
d'autres débris volcaniques sont encore signalés par SERVANT (1973), SERVANT-VILDARY
(1973), SERVANT & SERVANT-VILDARY (1980), dans la formation du Bodelé d'âge post-
éocène moyen à anté-pliocène, ainsi qu'au sommet de la série du Bahr-EI-Ghazal attribuée au
Plio-Pléistocène ancien et, plus précisément, au sommet de la formation de Morouo qui
représente la fin du Pléistocène inférieur. Des éruptions volcaniques dont les points
d'émissions ne sont pas précisés se sont donc produites durant cette période.
En définitive on retiendra Que le bassin du Tchad et ses bordures à été le siège de manifestations
volcaniQues variées et essentiellement alcalines Qui se sont produites après l'Eocène moyen et
jusQu'au Quaternaire récent. au cours du Mio-plio-Quaternaire. à la suite de rejeux
tectoniQues en distension.
3- TECTONIQUE
La structure d'ensemble du bassin du Lac Tchad est connue grâce aux recherches
géologiques de FAURE (1966) au Niger, et à celles, géophysiques, de LOUIS (1970) sur
"ensemble du bassin, ainsi que par les travaux et forages de recherche pétrolière. De
nombreux accidents tectoniques, et un système de fossés assez complexe ont ainsi été mis en
évidence : ces fossés se situent au Niger oriental, région dont la structure est la mieux
connue, mais aussi dans d'autres zones du bassin, au Nigéria et au Tchad. Des observation
ponctuelles structurales et microtectoniques. effectuées dans les massifs de Termit et
d'Agadem et dans le Ténéré central entre Bilma et le Téfidet, apportent des informations
complémentaires. Toutes ces données· permettent de proposer une esquisse de l'évolution
géodynamique du bassin du Lac Tchad.
3.1- La structure du Niger oriental, les fossés du Ténéré.
Les levers gravimétriques effectués par RECHENMAN, de1962 à 1965, et LOUIS, de
1959 à 1967, révèlent toute une série d'anomalies gravimétriques étroites et longues,

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Figure 4.7 - Schéma structural du Nord-Ouest du bassIn du Lac Tchad' (Ténéré du
Tafassasaat)
(Même échelle que la ligure 4.8). Abréviation des noms de torages : voir tableau 4.3.

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Figure 4.8 • Carte gravlmétrlque du Ténéré du Taftassasset
(LOUIS, 1970).
(Même échelle que la figure 4.7).

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FIgure 4.9 • Répartition en direction des accidents
tectoniques
du NIger orIentai (Ténéré du Taffassasset)
(en fréquence des longueurs cumulées).
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FIgure 4.10 • Coupe entre Chéffadène et le Nord d'Ezerza
(FAURE, 1966).

---

185
faiblement ou fortement négatives, juxtaposées, et d'orientation assez constante NNW-SSE.
Selon LOUIS (1970), elles résultent de variations d'épaisseur de la couverture sédimentaire
et non de changements de nature dans le socle et s'interprètent comme un ensemble de fossés
Que séparent des ZQnes hautes. hQrsts et cQmpartiments basculés QÙ s'Qbservent des niveaux
plus anciens et parfQis même de petits affleurements du substratum anté-mésozoïque :
PaléQzQïque des buttes de Grein, Précambrien d'AchegQur et de Fachi.
Le schéma structural de la figure 4.7 a été établi à partir de la carte gravimétrique
(fig.4.8) de LOUIS (1970), des résultats de l'étude micrQtectQnique décrite plus IQin, et de
la compilatiQn des dQnnées, dQcuments et publicatiQns divers existants (FAURE, 1966 ; LOUIS,
1970 ; GREIGERT, 1978 ; BELLION et al., 1983 ; BENKHELIL & ROBINEAU, 1983 ; GUIRAUD
et al., 1985b ; FAIRHEAD, 1986 ; CRATCHLEY et al., 1986 ; dQnnées des forages
pétrQliers).
Ce schéma structural fait apparaître de très nQmbreux accidents qui délimitent des
fQssés d'inégale impQrtance et plusieurs cQmpartiments basculés vers l'Est, localisés à la
partie sud du Ténéré du Taffassasset, entre Termit et Agadem. Il se divise en Qutre en deux
ZQnes de part et d'autre d'un coulQir d'accidents en relais qui relie l'extrémité sud de l'Aïr et
Dibella (vQir ci-dessQus). Sa partie nQrd est décQupée par plusieurs fQssés étrQits et les
accidents y semblent plus nQmbreux ; la fracturatiQn du massif de Termit décrite plus loin
mQntre cependant qu'il n'en est rien et que ceci résulte simplement des dQnnées de la carte
gravimétrique. Ainsi la partie nQrd du Niger Qriental est cQmplexe mais plus facile à
interpréter que sa partie sud qui est Qccupée par un fQssé très large, et dans lequelle les
anQmalies gravimétriques étant mQins cQntrastées, CQmme le fait remarquer LOUIS (1970),
les tracés et les positiQns des accidents SQnt plus imprécis.
3.1.1- Les accidents tectoniques
Les accidents se répartissent en deux familles principales dQnt les directiQns
d'QrientatiQn respectives SQnt cQmprises entre N1200E et N-S. pQur la première et la plus
impQrtante.
et N60° à E-W pQur la secQnde lfig.4.9). Cette dernière est bien exprimée sur
le flanc Qriental du synclinal primaire du DjadQ alQrs que la directiQn d'accident N10° à N200E
du DjadQ ne se retrQuve pas dans le Ténéré.
- Les accidents de la première famille SQnt des failles nQrmales dQnt l'QrientatiQn la plus
fréQuente est N150 à N160oE, le plus SQuvent cQnfQrmes dans l'Ouest du Ténéré et contraires
dans l'Est. Quelques failles antithétiques dQivent aussi exister CQmme dans le massif d'Agadem
(vQir plus IQin). Ces fractures peuvent se suivre sur plusieurs centaines de kilQmètres. Elles
SQnt parfQis CQntinues mais mQntrent le plus SQuvent une dispQsitiQn en échelQn décalé de
manière dextre (1ig.4.7).
FAURE
(1966) a Qbservé des plissements IQcaux des
formatiQns sédimentaires à leur VQisinage. dQnt certains SQnt caractéristiQues de défQrmatiQns
en cQmpressiQn le IQng de failles nQrmales ayant reiQué en faille inverse. Ainsi à l'Est
d'AchegQur, l'accident de la Gara Arkena qui plQnge vers le NQrd-Est, présente les
caractéristiques d'une faille inverse (fig.4.10), mais,
étant dQnné qu'il cQrrespond à la
bQrdure est d'une anQmalie gravimétrique attribuable à un fQssé étrQit, Qn dQit admettre qu'il
s'agit en fait d'une faille nQrmale à plQngement sud-Quest défQrmée en faille inverse près de la
surface. D'autres critères tels que rejeux différents au CQurs du temps QU le fait qu'une même
lèvre puisse être sQulevée QU abaissée selQn les PQints considérés et les Qbservations récentes
décrites plus IQin, prQuvent que les accidents SQnt pQlyphasés.
Dans les ZQnes de gradient gravimétrique très fQrt qui limitent les anQmalies (flg.4.8),
les prQfils gravimétriques de détail "cQmpatibles avec des interprétatiQns du mQdèle faille
affleurante" indiquent des reiets très impQrtants, de l'Qrdre de 2000 à 3000 m (LOUIS,
1970), selQn les limites de fQssés cQnsidérées. Les QbservatiQns de terrains mQntrent que les
failles Qnt des rejets faibles mais ce SQnt d'une part des accidents synsédjmentajres dQnt les
rejets augmentent par cQnséquent vers le bas et d'autre part leur nQmbre est tel que leurs
rejets cumulés SQnt importants. Au tQtal ces rejets abQutissent à des déplacements verticaux
cQnsidérables. plus impQrtants Que ceux Que LOUIS aVait envisagés puiSQue "épaisseur du
remplissage
sédimentaire,
cQmprise entre 3000 m et 10000 m selQn les valeurs
respectivement fQurnies par LOUIS (1970) et GBEIGEBT (1978). pQurrait atteindre 7000 m

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Figure 4.11
• Coupes sériées seml-Interprétatlves des fossés du Ténéré du
Tafassasset
1 : Précambrien ; 2 : Crétacé inférieur; 3 : Crétacé supérieur; 4 : Cénozoïque ; 5 : Volcanisme récent; 6 : Falles :
7 : Forage profond (abréviation des noms donnée dans le tableau 4.3). Localisation des coupes figure 4.7.

---

.187
dans le fOSSé du Ténéré (GUIRAUp et al" 1985b).
- Les accidents de la deuxième famille. d'orientation comprise entre N600E et E-W. sont
peu nombreux et très discrets sur le terrain. Ils se' traduisent sur la carte gravimétrique par
des décalages de zone de fort gradient gravimétrique et par des alignements de terminaison
d'anomalies gravimétriques ou encore par des perturbations dans la continuité de certaines
d'entre elles et l'apparition d'anomalies d'orientations différentes. Ces accidents sont
contemporains de ceux de la première famille et de la formation des fossés. En effet, ils
n'affectent pas l'ensemble des structures et s'amortissent très vite, et les structures qu'ils
séparent ne se correspondent pas.
Les accidents E-W de Mazelet. Ebadargen et Tazolé-Zelik sont les plus importants: Ils
relient le Sud de l'AYr, où ils déterminent localement par leur jeu en décrochement dextre des
copeaux de socle (GUIRAUD et al., 1981) ou des lentilles de cisaillement, à l'affleurement de
socle de Dibella, en passant par la zone volcanique des Gosso Lolom, au Nord de Termit
(GUIRAUD
et al., 1985a), où des décrochements dextres N1000E et N70° à N75°E
apparaissent au niveau des volcans (POUClET & DURAND, 1983). Ce groupe d'accidents se
traduit par un ensellement qui interrompt les structures subméridiennes et qui se marque par
plusieurs hauts gravimétriques alignés très limités; il se prolonge vers l'ENE où il limite au
Nord le fossé du Djourab. Il s'agit du tronçon nigéro-tchadien d'un ensemble d'accidents Qui
traverse l'Afrique de la Guinée à l'Egypte et dont l'activité est connue du début du Mésozoïque à
l'Actuel (GUIRAUP et aL 1985a : voir chap.3. § 3.3.3).
3.1.2- Les fossés
Plusieurs fossés étroits et longs séparés par des rides de socle, s'individualisent au Nord
du parallèle noN. Ils sont décrits d'abord. Au Sud, il n'existe plus qu'un vaste fossé flanqué à
son extrémité sud-ouest par un petit fossé secondaire, envisagés en second lieu. D'après les
données des forages pétroliers (GREIGERT, 1978) et dans l'axe des fossés de Termît-Ténéré et
, de Kafra, le Sénonien supérieur ainsi que le Continental terminal-Quaternaire surmontent en
, discordance les terrains antérieurs alors que les dépôts du Paléogène sont concordants
(flg.4.7 et 4.11).
..
• Le fossé de Téfjdet (fig.4.12), se distingue des autres par une orientation générale
fÏt1300E plus oblique que celle, très redressée, des autres fossés, et il est aussi moins profond
ef,moins accentué. JI est limité à l'Est par des failles normales dont les rejets augmentent vers
le'Sud-Est pour atteindre 1000 m dans la zone de l'Arbre du Ténéré (FAURE, 1966). Ce fossé
Qui:. l'aspect d'un demi-graben, renferme des sédiments détritique du Crétacé inférieur et des
séri", marines du Cénomano-Turonien, totalement dépourvues d'éléments quartzeux (FAURE,
1966'. Cet auteur signale encore la présence de plis anticlinaux et synclinaux Qu'il attribue à
une fèière compression du fossé. Ces ondulations d'orientation axiale subparallèle à la
direction d'allongement du fossé, sont parfois recoupées obliquement par des accidents comme
dans la wne d'Alanlara. les couches sédimentaires se redressent à la bordure orientale du fossé
contre le socle du Takolokouzet, où elles sont même très localement renversées contre W
failles inverses. Dans la région de Tchin Essam (coupe 4, f1g.4.11, et 3e à se coupe,
f1g.4.12), le socle réapparaît au milieu de la couverture sédimentaire à la faveur d'un
accident NW-SE, inverse. Les manifestations magmatiques sont représentées par des dykes
basaltiQues d'orientation Nw-se qui recoupent l'ensemble des séries sédimentaires.
• Le fossé du Ténéré, au centre, le plus simple et le plus rectiligne, s'étend du 21 e
parallèle au Nord, au 17e parallèle au Sud, sur plus de 400 km de long et selon une
orientation générale N160oE. Sa largeur augmente sensiblement vers le Sud, passant de 20 km
au Nord à plus de 70 km dans la partie méridionale du fossé occupée par un compartiment
enfoui basculé vers l'Est. Sa bordure orientale rectiligne et continue, s'oppose à sa bordure
occidentale au tracé plus anguleux. Au Sud. la profondeur de ce fossé est supérieure à celle Qui
a été atteinte dans le forage Eachj 1 (arrêté dans du Crétacé inférieur à 3740 ml. Dans ce
forage le Paléogène est absent, cette lacune d'érosion étant sans doute imputable aux effets
locaux de l'épisode tectonique intra-éocène.

---

188
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Figure 4.12 • Coupes sériées schématiques du fossé de T'fldet
(FAURE, 1966).

---

189
• L'Est du Ténéré du Taffassasset est occupé par le fossé de Kafra très complexe et très
étendu, puisqu'il se développe de manière plus ou moins continue sur une longeur de plus de
600 km, de la frontière algéro-nigérienne à Dibella. Son tracé est onduleux et d'orientation la
plus fréquente N1600E et sa portion
comprise entre les parallèles 18° et 19° est
subméridienne. Unique du Nord jusqu'aux buttes de Greïn, le fossé de Kafra se divise ensuite en
trois branches : la première, à l'Ouest, orientée N160° à N1700E, s'interrompt au Nord de
Fachi où se rejoignent les rides du socle de Greïn à l'Ouest, et d'Achegour à l'Est; la seconde,
d'orientation subméridienne, présente un étranglement (sinon une interruption) au niveau de
Fachi et se poursuit jusqu'au 17e parallèle où elle rejoint le fossé du Ténéré; la troisième, à
l'Est, prolonge le fossé de Kafra jusqu'à la latitude de Dibella.
• Au Sud du 17e parallèle se développe le fossé de Termit d'orientation générale
N1500E, long de 400 km et large de plus de 200 km au Nord. de 150 km au Sud. Par son
extrémité méridionale qui s'infléchit vers le Sud, il communique avec le bassin de la Haute
Bénoué par la branche de la Gongola et le fossé NE-SW de Maiduguri au Nigéria. Les anomalies
gravimétriques ne sont pas beaucoup plus négatives que dans le fossé du Ténéré ou de Kafra ;
pourtant le fossé de Termit est bien plus profond puisque les forages pétroliers ont recoupé
environ 2000 ID de sédiments post-paléocènes dans le forage de Sokor3, plus de 380000 de
terrains postérieurs au Crétacé inférieur dans celui de Madama1 et que la plus grande
profondeur atteinte dans les fossés du Niger oriental à vogou1 approche 4000 m (tab.4.3).
Sa bordure ouest représente vraisemblablement le prolongement de celle du fossé de Téfidet,
sa bordure orientale celui du bord est du fossé de Kafra. La structure interne du fossé est très
difficile à préciser étant donné les faibles contrastes gravimétriques des anomalies qu'il
renferme. La structure la plus simple retenue, èst celle d'un graben classique constitué par
une succession de compartiments effondrés à l'Ouest et à l'Est de la zone centrale la plus
profonde, avec toutefois un petit haut de socle au niveau du forage Oilia Langrjn. Qui
correspond plus au Nord au horst des Gosso Lolom séparant les fossés du Téfjdet et du Ténéré
(f1g.4.11, coupe 2 et 3). La zone centrale du fossé se situerait à l'Est des forages laguil et
Dillia Langrin, mais on remarque à ce sujet que l'anomalie grayjmétriQue la plus fortement
négative ne correspond pas à la zone la plus profonde, ces forages ayant atteint le socle entre
2000 et 2500 m de profondeur, alors que le forage de Donga voisin est encore dans du Crétacé
à 3200 m de profondeur. A l'Ouest de Termit pourrait exister un petit fossé matérialisé par
une anomalie gravimétrique et séparé du fossé principal par un horst étroit (entre les
extrémités des coupes 2 et 3, flg.4.7).
·Le fossé de N'GueledU. d'une centaine de kilomètres de long pour 40 km de large, est
situé à rOuest de la terminaison méridionale du fossé de Termit. Ses limites est et ouest,
orientées N1600E sur leur plus grande longueur, montrent des torsions dextres à leurs
extrémités opposées sud-est et nord-ouest. ce qui confère à ce fossé un aspect de bassin
vaguement losangiQue. La profondeur du fossé de N'Gueledji est faible comparativement à celle
des autres fossés puisque le forage du même nom se termine à 2776 00 dans le socle. Les rejets
atteignent 2000 ID : le forage d'eau de N'Guel Gandi, situé sur le horst de socle qui sépare le
fossé de N'Gueledji et celui de Termit, a touché le substratum à 700 m de profondeur
(GREIGERT, 1978).
3.2- ETUDE STRUCTURALE ET MICROTECTONIQUE
Les observations portent sur les massifs de Termit et d'Agadem, sur les bordures ouest
et nord du fossé de Téfidet et sur quelques affleurements compris entre Bilma et Kafra.
3.2.1- Le massif de Termlt
Le massif de Termit situé à 250 km au NW du Lac Tchad, s'étend sur environ 160 km de
long et 25 km de large. Son orientation générale est subméridienne (pl.h.t. et fig.4.2, 4.3
et 4.13). Vers le Nord, il se réduit à une série d'échines rocheuses discontinues et de pitons
ou d'entablements qui émergent des sables, les affleurements les plus septentrionaux étant de
nature volcanique dans la zone des Gosso Lotom (cônes, necks, restes de coulées).

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Figure 4.13 • Carte des accidents du massif de Termlt et dlagrammea stéréographlqu. .
(secteur a, b, et c).
1 : Basalte ou appareil volcanique : 2 : Synclinal d'Eï Hamma ; 3 : Accident tectonique supposé ; 4 : Faille bien
marquée, minéralisée, en relief; 5 : Faille moins importante. Légende commune à tous les stéréograrT:lmes du chapitre
4 : 6, pôle de stratification; 7, pôle de diaclase: 8, pôle de miroir de faille; 9, axe anticlinal; 10, axe synclinal;
11, axe de crochan de faille ; 12, axe de chenal sédimentaire ; 13, mouvement dextre ; 14, mouvement senestre ;
15, mouvement de sens Indéterminé ; 16, strie normale ; 17, strie inverse ; 18, strie de sens Indéterminé
(projection de Schmidt, hémisphère supérieur).

---

191
Plus au Sud, les échines rocheuses d'orientation générale NW-SE, deviennent plus
nombreuses au Sud de Eche Gargar dans la région de la gara Tcha 86, plus particulièrement
étudiée.
Le massif de Termit proprement dit qui apparaît à 20 km au Sud-Ouest de Eche Gargar,
sous forme d'une première ligne de falaise de Nourou Nga (Norounga, FAURE,1966), se
poursuit sur une centaine de kilomètres jusqu'au puits de Dollé situé à son extrémité
méridionale. Les obselVations portent sur les bordures nord et ouest du massif.
D'autres ont été faites également sur sa bordure sud, à proximité de Termit-Sud.
La région de la gara Icha Bô (1Ig.4.138)
Cette région très ensablée, est parcourue par une série d'accidents orientés NW-SE, dont
les miroirs, Indurés par ferruginisation ou silicification, émergent des sables sous forme
d'arêtes qui paraissent discontinues, en relais et parfois même en échelon. Ceci peut
s'expliquer par des interruptions d'ordre tectonique mais aussi et le plus souvent par le
processus même de l'induration. Celle-ci résulte en effet de circulation et de dépôt de fer ou de
silice non homogène dans la roche broyée le long des plans de failles, comme le démontrent
certains accidents qui n'apparaissent pas en reliefs continus tout le long de leur tracé.
La formation de Termit affleure très sporadiquement à proximité des accidents, ainsi que
la formation de Dollé .
Dans la zone de la gara Tcha Bô, à 15 km au Nord-Nord-Est de Nourou Nga, FAURE
(1966, p. 333) signale un petit synclinal post-oolithe, encadré de failles, dont la direction
axiale n'est pas connue et n'est pas non plus déterminable en photogéologie.
Les observations structurales se résument comme suit.
- La stratification, quand elle n'est pas perturbée par les accidents, apparaît
subhorizontale à très faiblement pentée vers le Nord-Est. Localement, les directions de bancs
gréseux évoluant de N20° à 1200E, déterminent une très légère ondulation anticlinale d'axe
N1500E, plongeant 5°SE, limitée par deux accidents orientés N1400E.
. Les accidents sont orientés pour la plupart N1400E, quelques-uns montrant une
direction N1700E. Ils sont généralement regroupés par deux ou· plus, ces groupes étant assez
régulièrement espacés de 3 à 4 km en moyenne. Les miroirs. assez redressés mais rarement
verticaux. présentent des pendages NE ou SW Qui peuvent atteindre 45°. les yaleurs les plus
fréQuentes étant voisines de 75°.
- Les stries de friction indiquent des mouvements normaux, à faible composante
horizontale, les pitchs allant jusqu'à 65°. Quelques crochons de faille, bien exprimés,
indiquent également un déplacement normal.
- Certains accidents montrent à leur extrémité des torsions et des décalages sénestres
selon une direction que l'on peut estimer voisine de N1100E d'après les photographies
aériennes, mais les accidents qui provoquent ces torsions et décalages ne sont pas visibles sur
le terrain.
- Les paraclases N900E décalent de manière dextre les paraclases normales N145°E.
- Les diaclases se répartissent selon les quatre directions N90 (prédominante), N30,
N60 et N140 °E.
Les borbures nord et ouest du massif de Termit (fig.4.13bl
Les mesures ont été effectuées le long de la bordure nord du massif et, à l'Ouest, à
proximité de la piste menant à Termit-Sud, jusqu'aux environs de Eï Hamma.
- La série stratigraphique comprend la formation de Termit et la formation de Dollé,
celle-ci étant représentée le plus souvent par des bancs d'oolithes ferrugineuses qui
constituent l'entablement sommital du relief. Le reste de la série de Dollé (série .argilo-
gréseuse de FAURE, 1966) affleure sporadiquement sur le massif au-dessus des bancs
oolithiques et plus précisément dans le synclinal perché de Eï Hamma.
- La stratification est subhorizontale ou à pendage faible (10° à 200E ; fig.4.14). Les
stratifications obliques sont fréquentes dans la série gréseuse crétacée avec une progradation
vers le Sud-Ouest globalement proche de 45°.
La discordance signalée par FAURE (1966) entre les formations de Termit et de Dollé
n'est pas apparente sur les bordures nord et ouest du massif.

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Figure 4.14 - Coupe de la bordure nord du massif de Termlt (localisation figure 4.13).
1, argiles; 2, silt et grès fins; 3, couches à oolithes ferrugineuses; 4, faille; 5, surface topographique ensablée.
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Figure 4.16 • Détail d'un plan de faille minéralisé è jeu décrochant
de la bordure nord du massif deTermlt
Figure 4.15 • Détail d'un plan de faille
(représentation en plan).
de la bordure nord du massif deTermlt
(failles inverses associées à une faille
normale, représentation en coupe).

---

193
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Une discordance de ravinement est par contre visible au Sud-Ouest du relief du Nourou
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grès ferrugineux rouges li débris végétaux recoupant une sérte silteuse subhorizontale,
1
1
blanche li rose, li muscovite. Ce chenal d'orientation axiale estimée N11 OOE, a une trentaine de
~
mètres de large.
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- Le synclinal de Eï Hamma affecte l'oolithe. Son orientation axiale est voisine de N100E
1
et son plongement axial, estimé à sa terminaison méridionale, de 20° vers le Nord. Cette
structure est légèrement dissymétrique avec des pendages à 200E sur son flanc ouest et à
100W sur son flanc est.
• Les accidents orientés N135° li N1500E sont assez régulièrement espacés selon une
fréquence kilométrique : il s'agit encore de failles normales li pendage le plus souvent vers
l'Est et li stries subverticales (flg.4.14). Quelques-uns de ces accidents, ferruglnisés,
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présentent de très légères torsions dextres contre des accidents E-W. Plusieurs petits plans de
fracture à rejet inverse orientés N130° à N1500E-600W ont été observés
à proximité
immédiate d'une faille normale de même direction et plongeant à 75° vers l'Est (flg.4.15).
Un accident très important, suivi sur environ 10 km, orienté N1700E et subvertical,
recoupe le Nord-Ouest du massif. Localement le miroir ferruginisé se divise en deux plans
silicifiés, reliés entre eux par de petits plans également ferruginisés et orientés N140oE-
700E indiquant une composante de déplacement sénestre (flg.4 .16).
- pes stries horizontales sont visibles sur un miroir orienté N1400E·700W Qui affecte
!'oolithe à l'extrémité du bord nord-est du massif de Termit.
- Les deux dépressions ensablées de Eché Oualala et Louli Agadem Nga, rectilignes et
d'orientation N700E qui traversent le massif, matérialisent le passage de grands accidents non
visibles sur le terrain.
-Enfin les diaclases se répartissent selon les quatre directions moyennes N60°
(prédominante), N125°, N90° et
N150° li N1800E.
Le Sud du massif de Termjt lflg.4.13c)
Le Sud du massif de Termit est limité par un escarpement important, haut de 100 m
environ et orienté NW-SE, où ont été effectuées les observations suivantes.
- Une discordance de ravinement horizontale apparaît dans la formation de Termit, à la
base de la coupe B de FAURE (1966). Cette discordance intra-maastrichtienne recoupe des
stratifications obliques de grès fins.
- Une discordance angulaire très nette dans le paysage. déjà signalée par EALIBE. sépare
i
la formation de poilé de celle de Termjt. L'angle de discordance trop faible-et non mesurable
directement peut être estimé à moins de 10°.
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1
- Le massif est limité au Sud-Ouest par un accident Important, normal, à stries
subverticales et orienté N1300E-65°SW, formé en fait par plusieurs failles de même
1'1
!
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direction
en relais.
Cet accident affecte l'oolithe. D'autres de la même famille, dont
'1
l'orientation varie de N105° à N1300E, apparaissent sur les photographies aériennes.
- Des accidents plus discrets, de direction N60° à 75°E sont également visibles sur les
photographies aériennes, mais plus rarement sur le terrain.
• Les diaclases se répartissent en deux groupes orientés N25° et N400E.
Conclyslons.
De l'étude du massif de Termit on retiendra les principaux points suivants:
- La stratification est horizontale ou faiblement pentée, en général vers le Nord-Est ou
l'Est.
• Les stratifications obliques sont la règle dans les grès crétacés avec progradation
générale vers l'Ouest ou le Sud-Ouest.
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• Au sein de la formation de Termit apparaît au moins une discordance de ravinement
intra-maastrichtienne.
.
• La formation de Dollé CEocène inférieur et moyen} repose en discordance angulaire
faible syr la formation de Termjt prouvant ainsi l'existence d'une phase tectoniQue postérieure
1
au Crétacé.
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- La série crétacée n'est pas véritablement plissée : ses déformations résulteraient
plutOt de simples basculements ou gauchissements accompagnant "apparition ou le rejeu
. ( d'accidents normaux.
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(légende : fig.4.13).
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Figure 4.19 - Bllma-Dlrkou. Plan de position des stations de mesure
Figure 4.18 - Coupe schématique dans le massif d'Agadem
(Bi 1, Bi 2, Bi 3) et stéréogramme des mesures (légende : fig.4.13).
(au point 112 de la figure 4.17).

---

195
• Les accidents sont plus nombreux et beaucoup mieux marqués au niveau du Crétacé que
de l'oolithe. En outre, les plus nombreux, orientés N140oE, sont des failles normales pendant
généralement vers l'Est. Quelques-uns qui semblent sur le terrain les plus importants ont une
orientation N1700E.
Ces accidents sont donc antérieurs à l'oolithe mais ils ont rejoué postérieurement à cette
dernière. Dans la partie sud du massif leur orientation s'infléchit vers l'Est (N 105° à
1300 E).
- Les deux synclinaux connus découlent d'un épisode compressif. postérieur à l'oolithe
puiSQue celle-ci est affectée. Cette compression se traduit encore par de petites fai!les
inverses. orientées N1400E. des torsions dextres contre des accidents E-W. des décalages
sénestres proVOQués par des accidents N1100E. une striation horizontale sur un miroir
orienté N1400E recoupant l'oolithe. et une composante de déplacement sénestre d'un grand
!
1
1
accident orienté N1Z00E.
1
- L'oombe est encore affectée par des fames normales
1
à rejets généralement faibles à
son niveau. ce Qui démontre l'instauration d'un régime de distension dont rendent compte
également les nombreuses manifestations volcaniQues des Gosso Lolom.
3.2.2- Le massif d'Agadem
Le massif d'Agadem se situe à 300 km au Nord du Lac Tchad et 200 km à l'Est-Nord-Est
du massif de Termit (pJ.h. t et f1g.4.3 et 4.17). Très ennoyé par les sables de l'Erg du
Ténéré, ce massif se présente comme un monoclinal à pendage général faible vers l'Est-Nord-
Est, fracturé. La série stratigraphique· se· compose des argiles et des grès de la formation
d'Agadem du Sénonien Inférieur, que surmonte sans discordance perceptible la formation
d'Homodji, équivalente de celle de Dallé.
La bordure ouest du massif constitue un relief notable (150m), au niveau duquel ont été
effectuées les quelques observations suivantes.
-Les accidents majeurs sont des failles normales antithétiques orientées N140° à
N1500E, li fort pendage ouest (75° à 80°), au contact desquelles les couches se redressent
fortement. A ces premiers accidents sont associés des accidents moins importants de même
direction, également normaux mais à pendages faibles vers l'Est (40° à 50°). Les niveaux
oolithiques de la formation d'Homodji étant érodés à cet endroit on ignore si ces différentes
fractures affectaient ou non cette formation. De p~ut et d'autre de ces failles, les couches
1.
orientées N125°E, pendent de 10° à 25° vers l'Est (flg.4.18).
i
1
- Outre ces accidents importants, plusieurs petits miroirs orientés également N140° à
1
1
N1500E et li stries verticales, ont été observés. L'un d'eux est ondulé et montre
antérieurement à ces stries verticales de très fines stries obliques à pitch 40° à 50°.
• De nombreuxes paraclases découpent les bancs. Elles constituent trois groupes aux
caractéristiques énumérées ci-dessous :
· paraclases N1400E, subverticales, fines et prédominantes dans le Crétacé, invisibles
ou inexistantes sur les photographies aériennes au niveau de la formation oolithique d'Homodji ;
· paraclases N100E-70° à 800E, à rejet normal. Elles sont peu nombreuses;
· paraclases Naoo à N900E, subverticales. Leur densité est élevée et ce sont les seules
que l'on retrouve avec certitude dans les niveaux oolithiques des plateaux de Tcheni et
d'Homodji d'après l'observation des photographies aériennes.
~ Dans la partie nord du massif, des phénomènes gravitaires matérialisés par de grandes
loupes de décollement à contours courbes caractéristiques, réempruntent en partie des
direction N1400E.
En résumé. le massif d'Agadem présente les caractéristiQues d'une distension importante
selon une direction N50° à NSpOE. matérialisée sur le terrain par un système de fames
majeures antithétigues et de fames mineures synthétiQues associées. On ignore si ces failles
affectent ou non la formation oolithique mais on sait cependant que les paraclases N1400E qui
découpent le Crétacé n'apparaissent pas sur les photographies aériennes dans l'oolithe alors
que les paraclases N80° à N900E sont au contraire visibles dans le Crétacé et le Tertiaire. Ceci
tendrait à prouver que les premières manifestations tectonigues d'orientation N14pOE sont au
moins en partie. antérieures à J'oolithe.

---

396
. 3.2.3- Le Ténéré central
Cette région s'est avérée beaucoup plus délicate à étudier que celle de Termit. par suite
de l'ensablement très important et des difficultés de repérage. Les affleurements sont décrits
ci-après d'Est en Ouest.
La région de Bjlma-Dirkou (pl.h.t et flg.4.3 et 4.19) est située à 550 km environ au
Nord-Est d'Agadès. Elle s'individualise sous la forme d'un relief tabulaire qui limite vers l'Est
le Ténéré et qui débute par la falaise du Kaouar, d'orientation subméridienne et haute
d'environ 200 mètres. Au Sud de Bilma, le massif très disséqué par l'érosion constitue de
nombreuses buttes témoins de grès crétacés isolées dans "erg. Les informations recueillies
sont les suivantes.
- La stratification générale est subhorizontale à faiblement pentée selon des directions
très variables. Elle présente en outre de légères structures décamétriques à hectométriques
synformes d'origine probablement sédimentaire. L'orientation axiale mesurée de l'une d'elle
est N85°E. L'orientation axiale d'autres structures semblables visibles plus au Sud serait
N1400E.
- La série est fortement diaclasée, suivant les directions moyennes N-S à N20°. N45°,
N90° et N145°E.
- En bordure de l'une des pistes reliant Bilma à Dirkou,
à proximité d'Agguer, on peut
observer un plan de faille très ondulé et minéralisé. dont l'orientation varie entre N1600E et
N-S. Dans la même zone, un autre miroir N600E penté NW porte des stries obliques à pitch
plongeant 500SW, qui indiquent une composante cisaillante sénestre. D'autres accidents, de
mêmes directions, sont également reportés sur les cartes topographiques de cette région sous
un figuré de crête ensablée.
Les affleurements crétacés de Kafra (pl. h. t et fig .4.3) se situent à peu près à mi-
distance
de Dirkou et d'Achegour. Ils constituent une série de buttes alignées NNW-SSE,
formées de grès plus ou moins ferruginisés et indurés, à stratification oblique, qui alternent
avec des niveaux argilo-silteux blancs à mauves. Des concrétions ovo'ides gréso-ferrugineuses
creuses, de couleur rouille, apparaissent dans ces niveaux plus fins. La stratification est
subhorizontale.
Plusieurs failles d'orientations voisines apparaissent sous forme d'échines basses qui
émergent des sables. Le miroir le plus important visible sur une longueur de 500 à 600 m,
est très ondulé et son orientation
générale
est
submérjdjenne.
Les
ondulations
pluridécamétriques qui l'affectent ont une orientation qui varie entre N1400E-800E et
N35°E-65°E. Le plan axial de l'une de ces ondulations est orienté N118°E, l'axe de
l'ondulation plongeant d'environ 65° vers l'Est. Les stries sont verticales et, localement, le
miroir porte des cannelures horizontales d'origine éolienne.
Le fossé de Téfidet. Des observations récentes(GUIRAUD et al., 1985b) ont montré
d'une part que sa bordure sud-occidentale était simplement flexurée, alors que des failles
normales et localement inverses dont les rejets seraient de l'ordre de "quelques centaines de
mètres" limitent ce fossé vers l'Est, contre le Takolokouset, et d'autre part que sa limite nord,
approximativement orientée E-W, correspond à une zone de décrochements dextres
d'orientation N90° à N1300E, auxquels sont souvent associés des plis d'entraînement. A /a
terminaison .nord du fossé du Téfidet "une curieuse structure synclinale circulaire aux flancs
redressés à la verticale au contact d'une faille à rejeu décrochant contre laquelle elle se
moule", a par ailleurs été observée( GUIRAUD et al., 1981). Dans cette même zone, des
appareils volcaniques se sont mis en place du Miocène (?) au Quaternaire sur des alignements
structuraux subméridiens correspondant à des fractures profondes qui n'ont que peu ou pas
rejoué au niveau de la couverture sédimentaire crétacée (GUIRAUD et al., 1985b).
3.3- SYNTHESE DES OBSERVATIONS STRUCTURALES
Les grands traits de la structure du Niger oriental sont résumés ci-après. Ils tiennent
compte des données géologiques et géophysiques antérieures, et des observations effectuées sur
le terrain.

---

197
A J'affleurement les pendages des séries secondaires et tertiaires sont très faibles et
inférieurs il 2QO. Dans le massif de Term!t, par exemple, les couches sont subhorizontales à
faiblement Inclinées de SO à 1S0 vers l'Est ou le Nord-Est, en direction de l'axe du graben
décelé par géophysique. Les séries tertiaires de la formation de Dollé, reposant en légère
discordance (10 degrés au maximum) sur le Crétacé supérieur, sont évidemment moins
inclinées que celles du Crétacé. Toutefois les pendages augmentent parfois contre certains
accidents, les couches dessinant des crochons de failles.
Dans les fossés. le Sénonjen supérieur et le Continental terminal-Quaternaire reposent
en discQrdance sur les dépôts antérieurs. alors Que le Paléogène fait suite en continuité au
Maastrichtien.
Généralement les couches forment des monoclinaux. faiblement pentés. Les plis SQnt très
rares et le plus souyent liés li des jeux d'accidents. Trois plis Qnt été reconnus dans le massif
de Termit, dans lesquels les pendages ne dépassent pas 20°, ainsi qu'un synclinal dans le fQssé
de Téfldet.
En revanche, les fractures sont très nombreuses, de style, de direction et d'âge
variables.
-Les plus fréquentes montrent des directions comprises entre N140° et N1600E. Elles
sQnt, par conséquent, parallèles aux axes des grabens reconnus par géophysique. Dans le
massif de Termit et, plus ponctuellement à Agadem, ces fractures inclinées en direction du
graben central, ont joué en failles normales et provoquent un effondrement progressif des
séries. Partout leurs miroirs sont ferruginisés. En outre. elles découpent le Crétacé et
affectent de façQn moindre les formations QQlithigues. ce Qui conduit à situer leur jeu
principal il la fin du Crétacé. L'une d'elles. d'orientation N1400E et gui affecte l'oolithe dans le
massif de Termjt a joué en décrochement.
-Quelques-unes, très importantes, de direction N1700E à N-S et qui ont été observées
dans le massif de Termit et la région de Kafra-Bilma, sont à signaler ensuite. Elles présentent
des miroirs silicifiés ou parfois ferruginisés qui peuvent être ondulés : il pourrait s'agir de
failles normales plus anciennes, peut-être intra-sénoniennes, déformées lors d'une phase de
compression ultérieure.
-Des fractures de direction N9QO et N12QoE découpent également le Crétacé dans le
massif de Termit. Bien que n'apparaissant pas comme des accidents majeurs, elles revêtent
une grande importance pour la détermination des directions de contraintes. " s'agit en effet de
décrQchements respectiyement dextres et sénestres gUi déèalent les accidents précédents
minéralisés. Ces accidents sont équivalents à ceux, similaires mais beaucoup plus importants,
qui ont été décrits au Sud et à l'Ouest de l'Aïr (GUIRAUD et al., 1981).
-Enfin, il existe des accidents locaux mineurs montrant d'autres directions, et surtout
de nombreuses diaclases et paraclases.
La plupart des accidents SQnt polyphasés. Leurs jeux ou leurs rajeux peuvent être très
récents comme le démontrent le volcanisme quaternaire de Téfidet, qui se met en place à la
faveur de fractures, et le décalage altimétrique d'un glacis ancien du Pléistocène supérieur qui
est da il une faille E-W, rare indice de néotectonique observé par MOREL (1985) sur le
piémont nord-est de l'Adrar Tilichénène, à la bordure ouest du fossé de Téfidet.
En conlusjon. on retiendra de l'étude structurale de la région de Termjt-Agadem-Silma
le rôle majeur des James normales dans les formations crétacées et. à un degré moindre.
tertiaires. Mais les discordances postérieures au Samouien. au Maastrjchtjen et à l'Eocène
moyen ainsi Que la présence de Quelques plis et décrochements Qui affectent l'Eocène conduisent
Il supposer l'intervention de brefs épisodes compressifs selon le schéma géodynamique proposé
plus loin.
3.4- LES DONNEES TECTONIQUES DES AUTRES REGIONS DU BASSIN TCHADIEN
Dans les régions méridionales et orientales du bassin du Tchad, des fossés ont également
été décelés ; leurs orientations diffèrent de celles des fossés du Niger oriental, elles sont plus
proches de E-W. On distingue :
- le fossé ou bassin de Maiduguri, dont on ne sait pratiquement rien et qui n'est donc pas
traité cl-dessous, qui fait communiquer le fossé de Termit avec le bassin de la Haute Bénoué
par sa branche de la Gongola;

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FIgure 4.21 • les fossés du Sud du bassIn du lac Tchad
(interprétation de la carte gravimétrique de la figure 4.20).
1 : Socle: 2 : Bassin sédimentaire profond (pull-apart) ; 3 : Couverture sédimentaire; 4 : Volcanisme récent
-
5 : Zone teetonlsée le long d'un accident (haut de socle) ; 6 : Limite des bassins profonds; 7 : Décrochement ;
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8 : Faille normale.
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Figure 4.22 • Schéma structural du bassin du Lac Tchad
(adapté de CRATCHLEY et al., 1984, GUIRAUD et al., 1985b et FAIRHEAD. 1986).
1 : Socle et Paléozoïque; 2 : Couverture sédimentaire post-paléozoïque; 3 : Bassin sédimentaire profond;
4 : Volcanisme cénozoïque ; 5 : Déaochement ; 6 : Faille normale ; 7 : Sens du déplacement ; 8 : Direction de
raccourcissement Z ; 9 ; Direction d'allongement X. Z.C.T. = zone de cisaillement du Tchad. M = fossé de Massenya.
Y.G. = bassin de Yola Garoua.

---

201
• les fossés du Tchad méridional et du Nord de la Centrafrique (fossés de Doba-Baké-
SIrao, de Massenya et de Songor) ;
- le fossé du Djourab dans le Nord-Est du Tchad.
On dispose de très peu de données relatives à ces fossés du Tchad; elles se résument aux
informations fournies principalement par les forages pétroliers et par la carte gravimétrique
de LOUIS (1970).
3.4.1- Les fossés du Tchad méridional et du Nord de la Centrafrique
• Le fossé de Doba-Saké-Birao d'orientation générale N80oE. est traversé en diagonale
par un axe gravimétrique lourd décelé par LOUIS (1970), dénommé accident de Beba et
Interprété comme une boutonnière tectonique fracturée accompagnée d'intrusions faisant
apparaître localement en surface les grès de Bebo très quartzifiés. Cette
anQmalje
gravimétriQue orientée N700E. étroite et rectiligne, Qui se situe dans le prolongement de
l'accident de NgaQundéré. doit être cQnsidérée comme une ZQne de cisaillement Qui crée une ride
de socle analQgue à celles de la Haute BénQué décrites récemment par MAURIN et al. (1986).
En Haute Bénoué, ces lentilles de cisaillement se prQduisent le long d'accidents sénestres. La
carte (flg.4.20) de LOUIS (1970) montre aussi très clairement que le fossé de DQba-Baké-
Birao est CQnstitué par une succession de petits bassins losangiques décalés les uns par
rapport aux autres et schématisés sur la figure 4.21. Ces bassins Qui se forment en régime
cisamant ne peuvent prendre naissance ici Qu'en régime cisaillant dextre, déjà envisagé par
CORNACCHIA & DARS (1983), dans les zones abritées ou de relais des décrQchements.
confQunément au modèle de AYDIN & NUR (1982). Ces bassins tectoniques très profonds et qui
renferment plus de 4200 m de Crétacé indifférencié (forage de Doba 1) se SQnt
vraisemblablement ouverts à l'Aptien supérieur, ou un peu avant, comme ceux de la Bénoué
avec lesquels ils Qnt communiqué au maximum de la transgression turonienne, par l'extrêmité
ouest du fossé de Doba. la région de GarQua et le "chenal de PalaN où affleure la série de Lamé à
Intercalations marines du "Crétacé mQyen" (LOUIS, 1970). Comme eux ils Qnt été plissés à la
fin du Crétacé (GUIRAUp et aL 1985b). On remarque encore que le fQssé de SiraQ est IQngé
sur son bord sud par une anomalie gravimétrique étrQite et discQntinue qui présente la même
signature que l'axe lourd de Bebo et qui devrait correspondre comme lui à une ride de socle :
une autre anomalie gravimétrique impQrtante située dans le prolongement du bord nord du
fossé de Doba pourrait s'interpréter de la même manière, de façQn mQins certaine cependant
car elle n's pas le même aspect que les deux autres.
On aboutirait ainsi è un schéma cQmprenant trQis cisaillements majeurs dextres
Qrientés N60° à N800E soulignés par des rides de sQcle plus QU moins déveIQ~ées. et deux
bassins losangjQues résultant de l'ouverture d'accidents normaux N135° à N145°E, le
premier ou fQssé de Doba de forme très ramassée. le second au contraire très étiré. fossé dé
Baké à l'Ouest et de BiraQ à l'Est reliés par un étranglement (flg.4.21). Ces trois
cisaillements dextres pris glQbalement se prolongent vers l'Est jusqu'au graben d'Abu Gabra,
au Soudan. Par rapport à une droite joignant la ligne du CamerQun et le Tibesti Qn Qbtient alQrs
une figure approximativement symétrique, proche de celle de FAIRHEAD (1986), avec au
Nord le bassin de la BénQué et perpendiculairement les fossés du Niger Qrlental, au Sud les
fossés de la Mbére et de DQba-Saké-BiraQ et. en position suborthogQnale, le graben d'Abu
Gabra (flg.4.22) .
• Les fossés de Massenya et de Bangor. Les anQmalies gravimétriques négatives de
Massenya au NQrd et de BQUSSQ au Sud, révélées par prQspection aéromagnétique,
correspondent à des apprQfQndissements du socle de l'ordre de 3000 m pQur la fossé de
Massenya. seul renseignement dQnt Qnt dispose (LOUIS. 1970).
Le fQssé de Bongor (ou de Bousso) comprendrait, selQn le même auteur, un remplissage
sédimentaire d'environ 400Q m. reconnu sur plus de 3400 m d'épaisseur par le forage de
Semegujne Qui s'est arrêté dans le Crétacé indifférencié. ou, selon MARTIN (1978), de plus de
5000 ID avec du Barrémien atteint dans le fQrage de Naramaya. Il s'agirait ici aussi d'un
bassin limité par faille, de 150 à 200 km de long pour 60 km de large (au maximum), Quvert
au Crétacé sans dQute inférieur. Selon MERMILLOD cependant (in LOUIS, 1970) il n'y aurait
pas eu d'invasion marine dans ceUe fosse CQmblée par une sédimentation postérieure au
Crétacé moyen: Crétacé supérieur, CQntinental terminal détritique et Pliocène lacustre.

---

202
3.4.2- Le fossé de Djourab
Le fossé de Djourab (fig.4.22) correspond à un bassin pratiquement superposé à la
dépression des Pays Bas du Tchad. Large de 100 km du Nord au Sud et d'environ 250 km de
long, il contient vraisemblablement 5000 à 6000 m de sédiments crétacés et tertiaires. Il est
limité au Nord par une zone de fracture de direction proche de E-W, prolongement oriental du
groupe d'accidents reliant le Sud de l'Aïr à Dibella par le Nord du massif de Termit, qui se
traduit par une flexure des falaises d'Angama signalée par WACRENIER (in LOUIS, 1970).
Selon WACRENIER et al. (1958), les grès du Continental intercalaire sont • fortement
affectés par la tectonique" au Sud du Tibesti et des fractures qui ont rejoué au Mio-Pliocène
recoupent le Continental terminal à l'Ouest-Sud-Ouest de Faya Largeau ; "on aurait là des
décrochements accompagnés de plis d'entraînement" (WACRENIER, comm. orale ; in
GUIRAUD et al., 1985b).
4- ESSAI DE SYNTHESE GEODYNAMIQUE
Cet essai de synthèse géodynamique tient compte des données recueillies à l'affleurement,
des données géophysiques, des données des forages et des données acquises dans certaines
régions voisines. Dans l'état actuel des connaissances, il semble que l'on puisse distinguer ici
trois périodes principales, séparées par deux épisodes tectoniques majeurs.
4.1- Une longue période de distension, correspondant au Mésozoïque supérieur
Les différents grabens du Niger oriental et du Tchad commencent à fonctionner à partir
du Crétacé inférieur. et plus yraisemblablement à partir de l'Aptjen supérieur, en liaison
avec la distension Qui accompagne l'ouyerture. ·par cisaillement sénestre. du Golfe de Guinée à
cette épOQue. Cette distension généralisée survient au moment où les plaQues européenne et
africaine s'affrontent dans le futur domaine alpin d'AfriQue du Nord, Les effets de cet
affrontement Qui se signale par la phase intra-aptjenne. s'ajoutent aux efforts en distension
Qui affectent "AfriQue centrale. Cela se traduit par la formation des fossés du Niger orjental
selon une direction d'extensÎon N500E et par celles des bassins losangiQues du Sud dU Tchad. à
la suite du jeu en cisaillement dextre des accidents sublatitudjnaux Qui les limitent.
On sait en effet, grâce à des travaux récents (BENKHELlL, 1981, 1982a et 1982b,
1985b ; BENKHELIL & ROBINEAU, 1983 ; MAURIN et al., 1986 ; BENKHELIL et ai., 1.986),
qu'à la même époque les bassins losangiques et en relais de la Bénoué se développent entre des
accidents décrochants NW-SE et des failles normales N-S. La Bénoué, qui est limitée et
affectée par des décrochements subparallèles entre eux et dont certains se situent dans le
prolongement des failles transformantes océaniques Romanche, Chain et Charcot, se comporte
globalement en cisaillement sénestre. Ce déplacement résulte lui-même d'un taux d'expansjon
de l'AtlantiQue sud supérieur à celui de l'AtlantiQue nord. ce Qui tend à "oyyrir" l'AfriQue selon
une djrectjon d'extension NE-SW. La contrainte compressive évoquée ci-dessus, dailleurs
mise en évidence également dans la Bénoué (MAURIN et al., op. cit.), étant subméridienne, il
est clair que les effets de ces deux processus se cumulent. Plus à l'Est, les fossés du Soudan
subparallèles à ceux du Ténéré s'ouvrent également. La phase jntra-aptjenne semble donc
avoir accéléré. sinon déclenché. cette distension généralisée qui est attestée par l'âge aptien
supérieur attribué aux premiers dépôts de remplissage des fossés du Ténéré et par diverses
manifestations magmatiques datées de l'Aptien dans la Bénoué et les régions voisines (GUIRAUD
et al., 1985b).
Cette distension E-W qui résulte donc de la fin de l'ouverture de l'Atlantique sud, est
marquée par l'apparition de fossés .d'effondrement qui prennent naissance à la faveur de rejeux
en failles normales des accidents majeurs affectant le substratum paléozoïque eVou
précambrien. Certaines d'entre elles ont dû jouer pendant la sédimentation, ainsi que le
suggèrent les brusques variations d'épaisseur constatées entre les zones hautes et les grabens;
toutefois, il est vraisemblable que l'intensité de la distension a varié dans le temps, l''itxistence
de certains épisodes d'effondrement plus actifs étant très probable, comme ceux qui marquent
la fin du Santonien et celle du Crétacé supérieur au Niger oriental (ci-après).

---

203
4.2- La phase fini-crétacée, un épisode tectonique majeur
Au Niger oriental dans la région de Termil-A
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d'Inl""ttt frftcturation peut également être déduit du fait que les couches oolithiques sont
beaucoup moins fracturées que leur substratum, ceci étant surtout visible dans la partie sud
du massif de Termlt. Cet épisode tectoniQue fini-crétacé se traduit donc par une extension de
dlceellon moyenne NZooE.
A la même époque un épisode tectonique très important se manifeste également dans les
régions voisines du Nigéria et du Bénin. Mais, que ce soit dans le bassin de Kandi-Sokoto
(GUIRAUD & AliDOU, 1981) ou dans la Bénoué (BENKHELIL & GUIRAUD, 1980), ou encore
dans les fossés du Sud du Bassin tchadien et du Cameroun (GUIRAUD et al., 1985b), il s'agit
d'une
compression avec une djrectjon de raccourcissement variant de N13poE à NoS. la
chaine de la Bénoué prenant alors naissance, Selon BENKHELlL'(1986L le changement de pôle
de rotatjon de la plague africaine au Crétacé supérieur est responsable de cet épisode
compressif. De même cet épisode tectonique est responsable de la formation, ou au moins du
rejeu des structures compressives du Sud de l'Aïr (GUIRAUD et al., 1981).
Cet épisode tectonique majeur qui se manifeste par une distension dans le Ténéré et,
ailleurs, par une compression, correspond à un même régime de contraintes admettant une
direction de raccourcissement parallèle aux fossés du Ténéré et une direction d'extension
perpendicu laire.
4.3- Du
Paléocène à la fin de l'Eocène moyen, une période de profonde
altération
Du paléocène à la fjn de l'Eocène moyen, le Ccétacé supérieur a subi une altécation
kaolinÎQue observable en particulier à Termit et à Agadem. Cette altération gui est liée à
l'implantation d'un climat chaud et humide hydrolysant, affecte différents niveaux du sommet
de la série. La région a donc été émergée au moins partiellement au Paléocène et soumise à
l'érosion avant d'être altérée, contrairement au bassin des lullemmeden où se déposaient alors
des séries marines, et il est très probable qu'il existe ici une lacune.
La sédimentation reprend ensuite. Elle est marguée durant l'Eocène infécieur à moyen
par de fortes concentrations d'oxydes de fer. gui subsistent sous forme de couches oolithiQues,
4.4- La phase de compression post-éocène moyen
Les formations à oolithes sont affectées par un décrochement de direction N1400E dans le
massif de Termit. Là, elles dessinent également deux synclinaux étroits, l'un qui présente une
orientation axiale N1 pOE, apparaît dans la partie centrale du massif, l'autre, qui est encadré
par des failles, est signalé par FAURE (1966 ) dans le Nord du même massif.
Il existe donc un épisode compressif d'âge post-éocène moyen. auquel on doit sans doute
attribuer également les ondulations des miroirs de certaines failles normales dans la région de
Bilma (failles subméridiennes de Kafra et Agguer) ainsi que les décrochements à jeux
sénestres et dextres, d'orientation respective N1200E et E-W, qui affectent le Crétacé dans le
Centre et le Nord du massif de Termit et qui découpent les failles normales à miroirs
minéralisés.
.
Ces différents éléments structuraux semblent traduire un raccourcissement selon une
directipn ypisine de N11 peE. e!. bien o:/;! n'e.r;S!.e DaS ~e·g'j""'?~~':. pf:..:~ P'~1. V/J' '18f t:'
cene p"e::e. cefle-::: d;\\'" SC S'".'=>- \\'=-~ 'E r,- ..; ;:(.ç~,= -';',;, .;%{"'$" ;.Lk'~,,,'. ' / 'l/"'~'
en etrer des tra~ a'uri èplsoae compreSSif a cette époque, tant à l'Ouest du Hoggar (THemsi-
Tan~zrou~ ; vOIr chapitr~ 2) qu'en Afrique du Nord. Il s'agirait donc ici encore d'une
maDlfestatlon de la phase IOtra-éocène.

---

204
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4.5- Une dernière période de distension, de l'Eoaène supérieur au a..-aternaire
L'existence d'un yolcanisme alcalin plus ou moins récent, d'âge variable et connu sur une
grande surface aussi bien à l'affleurement (Nord de Termît, Aïr, Hoggar, Tibesti, etc.) qu'en
sondage, traduit le rétablissement d'un régime de distension. C'est par ailleurs aussi au cours
de cette période que se produisent la subsidence du bassin du Tchad dans son ensemble, avec le
début de l'individualisation de la cuvette tchadienne à l'Oligo-Miocène et son développement au
cours du Pliocène, ainsi que la surrection des reliefs montagneux (Aïr, Tibesti....).
A cette distension il y a lieu de rattacher les failles (lormales très nettes que l'on observe
dans la partie nord du massif de Termit (direction N14QoE) et au niveau de la falaise de
Termit Sud (N11 QOE). Les accidents de bordures des fossées d'effondrement jouent également
en failles normales durant cette période. permettant ainsi l'accumulation des séries
détritigues
rencontrées dans certains sondages pétroliers sur des épaisseurs pouvant
approcher 2000 m.
4.6- Conclusion
" apparaît en définitive gue l'histoire géodynamigue du bassjn post-hercynien du Tchad
est polyphasée. On distingue deux longues périodes de distension, séparées par deux brefs
épisodes de déformation tectonigue intense. le premier fini-crétacé. le second jntea-éocène.
L'épisode fini-crétacé entraîne au Niger oriental la recrudescence des phénomènes de
distension, avec accélération' de l'ouverture et de l'effondrement des fossés du Ténéré, la
direction de raccourcissement majeur et celles des fractures qui les limitent étant voisines à
identiques. Au contraire, partout ailleurs, dans la Bénoué et les fossés du Cameroun et du Sud
du Bassin tchadien, il se traduit par des déformations en compression : plis, cisaillements et
plis d'entrainement. Ceci s'explique par le fait que la direction de contrainte maximale est
suborthogonale ou oblique aux structures préexistantes. Ces deux épjsodes tectonigues
encadrent une période fortement marguée par des phénomènes géochjm;gues responsables de la
formation des couches à ooljthes ferrugineuses dont l'analyse structurale a permis yne
meilleure compréhension de l'histoire géologiQue de la région.

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Figure 5.1 • Les bassins d'El Aaïoun.Tarfaya, de Tindouf, du Sahara septentrional
et les grands ensembles géologiques de l'Afrique de l'Ouest
(GUIRAUD et al., 1985b).

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207
INTRODUCTION
L'histoire géodynamique des bassins du Sénégal, de Taoudenni, des lullemmeden et du
Tchad a été développée à la fin des chapitres précédents. Pour chaque bassin, cette histoire est
ponctuée par plusieurs événements d'importance variable. Ceux-ci peuvent être communs à
plusieurs bassins et acquérir ainsi plus de valeur que celle qu'ils pouvaient sembler avoir
individuellement, ou, au contraire, être particuliers à certains d'entre eux.
Ce dernier chapitre consiste à comparer, dans l'ordre chronologique, ces différents
événements entre eux et avec ceux des régions immédiatement septentrionales (bassins d'El
Aaïoun-Tarfaya, de Tindouf, du Sahara, flg.5.1) afin d'essayer de mettre en évidence et de
caractériser les étapes de l'évolution de l'Afrique de l'Ouest.
La sédimentation mésozoïque ne débute pas en même temps dans les différents bassins de
l'Afrique de J'Ouest. Les premiers dépôts sont attribués au Trias dans les bassins côtiers et
ceux du Sahara, de Taoudenni et des lullemmeden où ils succèdent parfois au Permien qu'ils
surmontent alors le plus souvent en continuité. Ils datent du Barrémo-Aptien dans les bassins
du Tchad et de la Bénoué, et sans doute de l'Albo-Cénomanien dans celui de Tindouf. Par ailleurs
l'âge du début de la sédimentation peut varier dans un même bassin : dans celui du Sahara par
exemple, il va du Trias au Nord-Est, dans la Djeffara tunisienne, au Néocomien au Sud-Ouest,
dans le Gourara et le Tademaït.
Par ailleurs, l'histoire géodynamique de la plupart des bassins de J'Afrique de l'Ouest
débute par des manifestations magmatiques.
1- LE TRIAS ET LE LIAS (p.p.)
1.1- Le
magmatisme triasico-Iiasique
La distension généralisée triasico-Iiasique, à laquelle est liée l'ouverture de l'Atlantique
central, s'accompagne de manifestations volcaniques et hypovolcaniques généralement basiques
bien représentées aussi bien près des marges atlantiques qu'à l'intérieur de la plaque ouest-
africaine. Selon BERTRAND (1986), la période d'activité magmatique majeure s'étend sur
environ 20 Ma, entre 200 et 180 Ma, et cette activité, sans relation espace-temps, est
postérieure au début du rifting, et décroît dès que la rupture continentale survient.
Dans les bassins côtiers ce magmatisme est mal connu. Dans le bassin sénégalo-
mauritanien, il n'a pas été rencontré directement, mais la présence d'intrusions profondes qui
se traduisent par des anomalies magnétiques ne fait cependant aucun doute (liGER, 1979 ;
REYRE, 1984 ; PONSARD, 1984). Dans le bassin côtier d"EI Aaïoun-Tarfaya une coulée de
basalte doléritique interstratifié dans des grès attribués au Trias a été recoupée par le sondage
de Chebeika (MARTINIS & VISINTJN, 1966; CHOUBERT & FAURE-MURET, 1971).
Dans les régions limitrophes, il s'agit surtout de filons de gabbros et microgabbros
tholéïtiques à texture doléritique, d'âge principalement triasico-Iiasique mais qui peuvent
s'être mis en place entre le Permien supérieur et le Crétacé inférieur (DARS, 1960 ; BRIDEN
et al., 1971 ; MAY, 1971 ; DALRYMPHE et al.,1975 ; FABRE, 1976 ; BERTRAND &
WESTPHAL, 1977 ; VAN HOUTEN, 1977 ; DOSSO et al., 1979 ; DE BOER & SNIDER, 1979 ;
BERTRAND, 1986).
Dans le Sahara algérien de nombreux sondages ont recoupé des basaltes doléritiques et,
au Nord du parallèle d'Hassi Messaoud, le magmatisme se traduit par des épanchements
andésitiques qui constituent parfois les premiers dépôts triasiques (BUSSON, 1971).
Des doJérites sont connues à l'affleurement dans les bassins de Taoudenni (Hodh, Hank,
Taoudenni), de Reggane et de Tindouf, et dans la région de Bechar. Elles s'expriment sous forme
de necks, de coulées, de sills ou de dykes qui se recoupent et qui peuvent se suivre pour
certains d'entre eux sur une ou plusieurs centaines de kilomètres (voir fig.1.6 et 2.9). Ce
magmatisme polyphasé survient entre 275 et 160 Ma (FABRE, 1976) et principalement aux
alentours de 180 Ma, au Lias. Par ailleurs plusieurs massifs anorogéniques de syénite se sont
mis en place au Permien inférieur sur la suture panafricaine à "Ouest de l'Adrar des Iforas
(LIEGEOIS et al, 1983), ainsi que des massifs de carbonatites dont l'âge n'a cependant pas été
déterminé et qui pourraient être plus récents (SAUVAGE & SAVARD, 1985).

---

208
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Figure 5.2 - L1thostratlgraphle du bassin d'El Aaïoun-Tarfaya
(d'après RANKE et al., 1982, modifié).

---

209
Dans le Nord-Est du bassin des lullemmeden, des rejeux d'accidents tectoniques en
distension auraient donné lieu à des manifestations volcaniques acides, localisées sans doute à
la dorsale agadésienne (Aïr) ou à sa proche région. La formation de dépôts à analcimolite,
intercalés dans des séries détritiques qui sont postérieures au; Permien supérieur, daté
paléontologiquement, et antérieures au Crétacé, découle de manifestations volcaniques. Par
comparaison avec d'autres régions où sont connus des événements tectoniques, les premières
manifestations pourraient se situer à la fin du Permien et au Trias-Lias, d'autres survenant
ensuite avant le Crétacé (voir plus loin).
Des manifestations magmatiques et hypovolcaniques généralement acides sont également
connues au Nigéria, dans le socle du Plateau de Jos et dans la Bénoué. Des filons de rhyolite
précoces puis des massifs anorogéniques subcirculaires (Younger granites) qui les recoupent
se mettent en place du Lias inférieur au Jurassique supérieur : les âges radiométriques
s'échelonnent entre 190 et 140 Ma (BOWDEN & KARCHE, 1984 ; BOWDEN & KINNAIRD,
1984 ; CAHEN et al., 1984).
1.2- La
série sédimentaire
Le Trias est connu dans les bassins du Sahara, de Taoudenni, des lullemmeden et dans les
bassins côtiers sénégalo-mauritanien et d'El Aaïoun-Tarfaya. Il est absent dans les bassins du
Tchad et de la Bénoué au Sud, ainsi que dans celui de Tindouf au Nord.
Le Trias est représenté par des sédiments détritiques grossiers qui peuvent reposer en
discordance sur les terrains anciens et, dans les bassins marins, par des grès, des carbonates
et surtout par des roches salifères. Il surmonte parfois en continuité le Permien dont il est
alors difficilement séparable.
1.2.1-0ans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya, dont l'histoire géodynamique est résumée par,
la figure 5.2, le Trias est représenté par des sédiments continentaux gréso-silteux et
conglomératiques rouges recoupés par plusieurs forages dans la partie terrestre du bassin
(CHOUBERT et al., 1966 ; MARTINIS & VISINTIN, 1966; AUXINI, 1969), et notamment sur
plus de 1300 m d'épaisseur dans le sondage de Chebeika (fig.5.3). Il s'agirait de Trias et
d'Hettangien selon HARDENBOL et al. (1981). Les dépôts salifères, qui appartiendraient au
Lias d'après ces derniers auteurs et débuteraient au Sinémurien, ou au Trias-Lias pour
RANKE et al. (1982), sont présents dans le domaine offshore, au Nord du bassin et du détroit
des Canaries, mais ils appartiennent en réalité au domaine de la marge mésétienne (RANKE et
al.,1982 ; STETS & WURSTER, 1982 ; RUELLAN, 1985) et ne sont pas connus dans le bassin
d'El Aaïoun-Tarfaya, aussi bien à terre qu'en mer. QUEROL (1966) note cependant la présence
de nodules d'anhydrite dans la partie inférieure de la série qui pourrait représenter le Lias.
1.2.2-Dans le bassin sénégalo-maurjtanjen offshore, il existe deux sous bassins
évaporitiques séparés par la ride du Cap-Vert et qui donnent lieu à des manifestations
halocinétiques au large de la Mauritanie et sur le plateau continental guinéo-casamançais. Les
dépôts salifères sont attribués au Trias supérieur-Lias inférieur. Il est en outre probable que
la série sédimentaire débute par des dépôts détritiques continentaux du Permo-Trias,
contemporains du stade rift de l'Atlantique central.
1.2.3-0an$ le bassin du Sahara. termes qui désignent dans la suite du texte la région
comprise entre le bouclier Touareg, l'Atlas saharien, l'Ougarta et le Fezzan, le Trias (et la
partie inférieure du Lias que l'on ne peut séparer) n'est présent que dans le Bas-Sahara
(BUSSON, 1971; FABRE, 1976). Il comprend deux faciès principaux hétérochrones
superposés. Les grès, à la base, marquent le début d'un cycle sédimentaire marin et
constituent un immense delta ouvert sur la mer au Nord-Est. Au sommet, le
"Salifère
principal" transgressif matérialise l'envahissement de la plate-forme saharienne par la mer
et repose parfois directement sur le Paléozoïque ou des terrains plus anciens. Les grès
appartiennent au Trias inférieur dans la Djeffara tunisienne au Nord-Est. Dans la région de
Zarzaïtine au Sud-Est, en bordure du bassin, où ils affleurent avec une épaisseur
(paradoxalement) maximale ce qui prouve l'instabilité tectonique de la région, ils
représentent le Trias supérieur, le Trias inférieur étant absent. L'âge du "Salifère principal"
s'échelonne du Trias supérieur à la partie inférieure du Lias, Les variations locales

---

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Highly generalized SE-NW cross-section trom the outer Aaiun Basin to the upper rise off
Cape Bojador. Location of profile and drilling sites indicated in Figure44. Basement depth and Jurassic/
Cretaceous boundary tentatively interpreted from refraction and multichannel seismic profiles (G. Wiss-
mann, personal communication). 1 = Neogene (mainly hemipelagic), 2 = early Neogene on slope and rise
(mainly allochthonous), 3 = Paleogene, 4 = Late Cretaceous, 5 = Early Cretaceous, 6 = Jurassic, 7 = "Ba-
sement" (Precambrian to Paleozoic continental basement, ?transitional to continental basément under
slope and uppermost rise).
Figure 5.3 • Coupes schématiques du bassin d'El Aaioun-Tarfaya
Coupe 1 : CHOU BERT etai., 1966. Coupe 2: VON RAD & ARTHUR, 1979.
Localisation des coupes : schéma A.

---

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tectonjgue active. Cel/e-c; est également prouvée par la mise en place de coulées basaltiQues,
sous l'eau ou il l'air libre, avant la sédimentation du "Salifère principal", conférant ainsi aux
grès Inférieurs un faciès volcano-détritique. Le Trias n'existe pas dans les parties ouest et
sud-ouest du bassin du Sahara, probablement soumis alors il l'érosion. Seul, au Nord-Ouest, le
domaine haut·atlasique marocain qui correspondait alors il un bassin de rift, renferme des
séries volcano-détritiques assez semblables, très épaisses (MICHARD, 1976 ; STETS &
WURSTER, 1982 ; LAVILLE, 1985).
1.2.4-pans le bassin de Taoudenni, à l'Ouest de l'Adrar des Iforas, les conglomérats de
Tezzofi correspondent sans doute au Trias qui ne peut pas être séparé du Permien. Ces
sédiments détritiques grossiers continentaux se sont déposés dans le graben de Tezzofi, qui se
superpose à la suture panafricaine. Celle-ci aurait rejoué en distension lors du stade rift de
l'ouverture de l'Atlantique central.
1.2.5-Dans le bassin des lullemmeden, le Trias est représenté par la partie inférieure
du groupe des grès d'Agadès. Ceux-ci se sont déposés dans le synclinal hercynien de Tin
Séririne et correspondent il la terminaison méridionale, en biseau, de séries plus variées qui
se développent dans le bassin du Sahara, au Nord.
1
2· LE JURASSIQUE
Le JurassiQue se rencontre dans les mêmes bassins Que le Trias. Il se cflractérise dans
1
les bassins côtiers par une sédimentation marine carbonatée et dans les bassins intérieurs par
des dépôts continentaux détritigues et chimiQues QU par des dépôts marins détritiQue et
chimiQues.
1
2.1-0an5 le bassin d'El Aaioun-Tarfaya. le JurassiQue est très comparable à celui du
bassin sénégalo-mauritanien, Il correspond globalement à une grande transgression, dont le
1
maximum se situe au JurassiQue supérieur (SéQuanjen\\. et au développement d'une très
épaisse plate-forme carbonatée à faciès néritiQue, ce gui impliQue une très importante
subsidence régulière des aires de sédimentation. Celle-ci découle de la période de début
1
d'expansion océaniQue qui se caractérise par une détumescence thermique rapide du
substratum en relation directe avec l'éloignement de la dorsale d'accrétion et par un
effondrement de la marge continentale.
1
Le Jurassique a été atteint dans plusieurs forages (MARTINIS & VISINTIN, 1966 ;
VIOTTI, 1966 ; AUXINI, 1969). Le Lias et le Dogger sont constitués de carbonates,
d'évaporites et de grès, faciès caractéritiques de milieux continentaux, lagunaires et
1
néritiques (QUEROL, 1966). Le JurassiQue supérieur. transgress;f sur le pogger, comprend
des calcaires argileux et détritiques et de nombreuses intercalations marneuses, argileuses et
gréseuses.
1
Dans le forage pétrolier puerto Cansado 1 qui est implanté il 15 km du littoral à l'Est de
Tarfaya, le sommet de la série carbonatée inférieure est da,té par Pseudocyclommina liasica
HOTTINGER, de la partie supérieure du Lias moyen (DU DRESNAY, 1985). Ce forage et les
1
sondages 23-1 et 23-2, situés il 100 km environ au Sud-Est d'el Aaioun, ont recoupé plus de
2000 01 de JurassiQue. En outre le Lias et le Dogger sont réduits et lacunaires (absence de Uas
supérieur. CHOUBEBT et al" 1966\\. le Jurassique supérieur débute par un conglomérat et
1
sa base manQue; enfin le sommet de la série carbonatée, à laquell'e succèdent brutalement les
sables du Crétacé inférieur, est souligné par une discordance (CHOUBERT et al., 1966 ;
MARTINIS & VISINTIN, 1966).
1
Tous ces éléments démontrent que le bassin d'El Aaioun·Tartaya a enregistré les effets
d'une succession d'épisodes tectoniQues, en même temps QU'j! subissait une forte subsidence.
Ces épisodes tectoniques se sont vraisemblablement traduits par une
fracturation
1
directionnelle de la marge
en rapport avec l'affaissement de celle-ci, accompagné de
basculement de blocs ; ils se sont produits :
..
-avant le Jurassique moyen, fin Domérjen-début Taorcien peut-être, comme dans le
1
domaine atlasique du Maroc, QU au début du Dogger (FAURE·MURET & CHOUBERT,1971
MICHARD,1976 ; HINZ et a/.,1982);
1

---

212
-pendant !'oxfordien et avant le SéQuanjen;
-après le Portlandien.
Ce dernier épisode tectoniQue et la variation brutale de faciès Qui en découle.
surviennent précisément pendant le Berriasjen (HINZ et al.. 1982) en même temps Qu'une
régression importante entraîne l'émersion et la karstifjcatjon du toit de la série carbontée
(HARQENBOL et al" 1981 ). Dans le bassin d'Agadir-Essaouira, plus au Nord, les derniers
niveaux carbonatés de cette série sont datés du Berriasien (MICHARD, 1976), et plus
précisemment du Berriasjen inférieur (WIEDMANN et al., 1982), le Crétacé inférieur
argileux débutant, selon les derniers auteurs, par des niveaux condensés à Ammonites du
Berriasien moyen. En Algérie, un changement de sédimentation analogue se place pendant le
Berriasien (GUIRAUD, 1973) ; ce phénomène apparait comme une manifestation tectono-
sédimentaire des mouvements néocimmériens, des déformations tectoniques locales affectant
alors le domaine tellien et l'Atlas saharien (OBERT, 1981 ; KAZI-TANI, 1984). Ces
événements tectoniques sont également connus dans la partie alpine marocaine de l'Afrique du
Nord.
Sous l'actuel plateau continental l'épaisseur totale du JurassiQue atteindrait 3 à 5 km
(MITCHUM et al., 1977 ; VON RAD & ARTHUR,1979 ; VON RAD & WISSMANN, 1982).
2.2-0ans le bassin sénégalo-mauritanjèn, le Jurassique recoupé sur plus de 2000 m
sans que sa base ait été atteinte, n'a été reconnu que par deux forages (OS 1 et DKM 2). Les
plus anciens niveaux carbonatés à anhydrite du forage DKM 2 situé au Sud de Dakar, sont
supposés appartenir au Lias. Le Jurassique moyen et supérieyr-Berriasjen p.p" de 1800 m
d'épaisseur environ, correspond à des calcaires fins biodétritiques, à faciès généralement
néritiques admettant quelques minces niveaux gréseux à leur sommet. La sédimentation est
beaucoup plus fine et plus homogène Que dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya. Ceci provient du
fait que les niveaux recoupés ici se situent près du rebord du plateau continental, loin des
bordures du bassin productrices de matériel détritique, et sans doute aussi du fait que les
reliefs continentaux étaient beaucoup moins accusés que plus au Nord. Le changement de
sédimentation du Crétacé inférieur, qui survient probablement au Berriasien comme en
Afrique du Nord et dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya, est moins contrasté Que plus au Nord et,
pour expliquer ce fait, on peut évoquer les mêmes raisons que ci-dessus à propos des faciès du
Jurassique; mais on peut aussi sans doute faire appel à "atténuation des variations tectono-
sédimentaires vers le Sud comme le propose RUELLAN (1985), et à celle des effets de la phase
néo-cimmérienne. Les événements tectoniques antérieurs ne sont pas mis en évidence dans le
bassin. Ceci peut être lié soit à la décroissance de leur intensité vers le Sud, et ils n'auraient
pas alors d'effets sensibles ici, soit plutôt à la méconnaissance de détail des séries profondes
jurassiques qu'ils affecteraient peut-être moins fortement, les données disponibles n'étant pas
assez précises pour permettre de les déceler.
2.3-0ans le bassin du Sahara (d'après les travaux de BUSSON -1971- et la synthèse de
FABRE -1976), le Jurassique qui correspond globalement à une grande transgression, n'est
présent que dans le Bas-Sahara.
Ailleurs la sédimentation débute au Crétacé inférieur. Le
régime marin prédomine au Nord et au Nord-Est, et l'influence continentale se fait sentir vers
le Sud et le Sud-Ouest.
Le Lias (moyen et supérieur) et le Dogger correspondent à des calcaires de mer peu
profonde, passant latéralement vers le Sud à des évaporites. puis à des argiles et finalement à
des grès continentaux. Oans le centre du Bas-Sahara. la présence de niveaux marins et
continentaux intercalés dans le Bathonien est le signe de plusieurs petites régressions
temporaires, et l'arrivée importante de sable dans le bassin. celu; de faibles mouvements
tectoniQues de cet âge; les déformations qui ont été observées plus à l'Ouest dans la région de
Reggane-Adrar (CONRAD, 1972) pourraient peut-être être du même âge ou plus récentes. Au
Sud du Mzab, le Bathonien argileux repose directement sur le Paléozoïque.
Au Jurassique supérieur qui correspondrait en fait selon GUIRAUD (1973 et 1975)et
FABRE (1976) à la plus grande partie du Jurassique - Néocomien de BUSSON (1971), on
retrouve les mêmes zonations de faciès avec des niveaux de calcaires, d'anhydrites, d'argiles et
de grès. On note toutefois un recul des carbonates vers le Nord et une progression corrélative
notable des faciès terrigènes. Ces dépôts continentaux ou marins francs, ou sursalés ou au
contraire saumâtres, évoquent une aire de sédimentation très plate, située entre le continent,
au Sud et à l'Ouest, et le domaine marin franc, au Nord et au Nord-Est, occupée par des lacs,
des marais et des lagunes et soumise à de nombreuses incursions marines. L'arrivée massive

---

•
213
d'éléments détritiQues met fin. au Néocomien inférieur (BerriasjenL à cette période de
1
sédimentation chimiQue et terrigène fine· duJurassiQue supérieur. comme dans les bassins
côtjers de la marge ouest-africaine de l'AtlantiQue central (Agadir-Essaouira. El Aaïoun-
Tartara. Séoégal-Mauritanie).
1
Les mouvements néocjmmériens se traduisent par des variations de faciès et d'épaisseur
du JurassiQue supérieur el par les discordances qui existent à ce niveau au voisinage de la
dorsale d'El Biod-Gassi rouil (PERRODON cité par FABRE, 1976, p. 298), ainsi que par la
- discordance cartographique et parfois angulaire du Crétacé inférieur sur les séries plus
anciennes, comme à Reggane (CONRAD ,1971). Dans le bassin du Bas-Sahara, le Crétacé
surmonte le Jurassique en concordance et la sédimentation paraît continue, à l'exception de
1
dorsales instables comme celles d'El Biod-Gassi Touil, évoquée ci-dessus, ou du Djebel Garian
en Ubye, où il n'y a pas dépôt mais érosion.
1
2.4- Dans le bassin de Taoudennj, à sa bordure méridionale, des sédiments continentaux
détritiQues fins dont le sommet renferme un bois fossile du Jurassique moyen (DARS, 1957),
se sont accumulés dans le fossé de Nara d'allure losangiQue (pull-apart). L'ouverture de ce
1
fossé peut être liée à un jeu cisaillant dextre du couloir Iinéamentaire guinéo-nubien, ce
déplacement du Nord de "Afrique vers l'Est pouvant alors être interpréter comme la
conséquence de la phase d'expansion de l'Atlantique central au cours du Jurassique.
Sur la bordure orientale du bassin, à l'Ouest de l'Adrar des \\foras, le Jurassique
1
pourrait correspoodre à une partie des alternances d'argiles et de grès qui surmontent en
discordance les conglomérats de Tezzofi, dans le Nord·Ouest de la vallée du Tilemsi, et encore à
une partie de la série de grès et de conglomérats de la région d'An Nafa, zones elles aussi
1
subsidentes à cette époQue. On rappelle cependant qu'il subsiste une grande indétermination en
ce qui concerne l'âge de ces séries qui sont, de façon certaine, postérieures au Permien et
antérieures au Maastrichtien.
1
2.5-Dans le bassin des lullemmeden, le Jurassique est représenté par une partie des
dépôts détritiques continentaux appartenant au groupe des grès d'Agadès, attribué au Trias-
Jurassique, et à la série de Dabla (grès du Tchirézrine 2 et argiles de l'irhazer) qui
1
correspondrait au Jurassique supérieur-Berriasien. pans le Nord-Est du bassin se produisent
de nouvelles manifestations du yolcanisme acide de la région de la dorsale agadésienne (voir
plus haut) ; elles pourraient se situer à la fin du Lias, ou encore, pour les dernières, à la fin
1
du Dogger.
.
pans la région voisine du Nigér;a. la mise en place de massifs anorogéniQues (\\'ounger
Granites) Qui a débuté au Lias inférieur. se poursuit. principalement aux alentours de 1ZO Ma
1
et de 160 Ma (BLACK & GIROp,19Z0 ; BOWPEN & KINNAIBp. 1984), soit vers la limite
Lias-Dogger et la fjn du Dogger. On remarQuera la simultanéité de ces mises en place avec les
épisodes tectoniQues connus au Maroc.
1
3- LE CRETACE INFERIEUR
3.1- La série sédimentaire
1
3.1.1-Dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya, le Crétacé inférieur est caractérisé par un
extraordinaire développement. des dépôts détritiques à faciès régressifs. discordants sur les
- sériesantérieures(fig.5.2.et5.3).CessédimentscontinentauxdelaformationdeTanTan
ou de Jreibichat, composés d'argiles sableuses versiclores et de grès ou de sables souvent
- conglomératiques à fréquentes intercalations de lignite, forment deux cônes deltaïques
progradants qui dépassent vers le Nord-Ouest le rebord externe de la plate-forme carbonatée
jurassique (RANKE et al., 1982). Ces deux cônes coalescents du Cap Bojador et du Cap Juby
• constituentungrandensembledeltaïquetrèscomparableàceuxQuisesontdéveloppésàla
même époQue. du Berriasjen au Barrémien. sur les marges africaine, portugaise et américaine
de l'AtlantiQue central (YON BAP & ABTHUB.1979). L'épaisseur très importante (1 à 3 km)
!
de ces dépôts
détritiques grossiers peu évolués, sous l'actuel talus continental, suppose JJD.e..
• trèsfortesubsidencedelapartieoffshoredubassin.Sontauxdesubsjdencede110à140
mIMa est supérjeur à ce Qu'il était durant le Jurassique supérieur (RANKE et a~.1982).
CeUe forte épaisseur traduil aussi le déplacement vers le large du dépocentre crétacé par
• rapportaudépocentrejurassique.Cettesubsidences'accompagnedujeudefaillesIistrigues
synsédjmentaires mises en évidence par prospections géophysiques sur le rebord du plateau
!
- continentalquiaétéédifiéauJurassiquesupérieur.CesfaillesontétéactivesJUSQu'àlafinde

---

214
l'Aptien : elles sont cachetées par les dépôts de l'Albo-Turonien (VON RAD & ARTHUR, 1979 ;
RANKE et al.,1982). Le grand accident du Zemmour qui limite le bassin à l'Est, est également
actif, mais il rejouera encore par la suite. Ces dépÔts sont aussi le signe d'une importante
régression et d'un bas niveaU de stationnement marin. Ceci se produit, selon VAIL et al.
(1977), au Yalangjnjen à la suite d'une baisse du niveau marin au Berrjasien. vers 132 Ma.
Cette régression. la sédimentation détritique du Crétacé inférieur et la discordance QUi le
sépare du JurassiQue-Berrjasien apparaissent comme "les contrecoups de la phase or~én;Que
post-portlandien ne bien connue au Maroc" (CHOUBERT et al.. 1971),
Dans l'ancien Sahara espagnol, les dépôts qui surmontent les niveaux transgressifs
aptiens sont plus grossiers que ceux du Crétacé inférieur anté-aptien (AUXINI, 1969). ~
pourrait être le signe d'un rajeunissement important du relief de la Dorsale Regujbat à la
suite de mouvements positifs survenus à la fin de l'Aptjen.
3.1.2- Dans le bassin sénégalo-mauritanjen. comme dans la plupart des bassins, le
Crétacé inférieur débute par une arrivée de materiel détritique, sans doute au Berriasien. Il
présente tous les types de faciès correspondant à l'évolution classique de la sédimentation,
depuis les faciès grossiers deltaïques puis continentaux vers l'Est et la bordure du bassin,
jusqu'aux faciès argileux fins du domaine océanique, à l'Ouest. Toutefois ces dépÔts sont moins
épais et globalement plus fins Que dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya, et le plateau continental
externe est même le siège d'une sédimentation chimiQue et détritique fine, essentiellement
carbonatée, représentée par des calcaires sableux faisant suite aux calcaires jurassiques.
Ainsi la sédimentatioo carbonatée dure beaucoup plus longtemps Que dans le bassin d'El
Aaïoun- Tarfaya où elle prend fin à l'aube du Crétacé, au Berriasien. Cette sédimentation
carbonatée semble encore exister jusqu'à la latitude du Cap Blaoc au Nord, dans le domaine
offshore mauritanien, alors que plus au Nord elle ne correspond qu'au Jurassique.
Ce n'est Qu'à l'extrémité sud du bassin. dans sa partie offshore au large de la Guinée. Que
le Crétacé inférieur redevient entièrement terrigène. Cet ensemble gréseux. continental.
progradant vers le Nord et le Nord-Ouest (MARIN HO. 1985), constitue un grand cône
deltaïque édifié à l'extrémité méridionale de l'Atlantique central de l'époque. dans le fond dU
golfe guinéo-guyanais.
3.1.3-0ans le bassin du Sahara, le Crétacé inférieur correspond, au Néocomien, à des
argiles versicolores à bancs de gypse et de dolomie qui se cantonnent à la partie nord du Sahara
central. Vers les bordures du bassin, au Sud et à l'Ouest, ces dépôts passent à des argiles et à
des sables à couches de lignite. Cette sédimentation évoque un paysage de plaine littorale
soumis à des va et vient incessants de la mer : régression dès que les apports terrigènes
l'emportent sur la subsidence, transgression dans le cas contraire, certaines d'entres elles
atteignant le Tinrhert au Sud, alors que le Tademaït reste émergé (les premiers dépôts
mésozo'fques de cette région, qui appartiennent au Néocomien selon LEFRANC-1983-, sont en
effet continentaux).
Le Barrémien et l'Albi en correspondent à des périodes d'instabilité tectonique Qui se
traduisent par l'enrichissement général de la sédimentation en éléments détritiques et par des
variations importantes d'épaisseur. Au Barrémien, qui n'est pas daté avec précision, les
apports détritiques repoussent le domaine marin vers le Nord, hors du Sahara. Toutefois les
timides incursions marines qui se produisent dans le Nord-Est du bassin confèrent à la
sédimentation dans cette zone, un caractère mixte, deltaïque. Partout ailleurs, dans la plus
grande partie du Bas-Sahara, les argiles et les grès fins à grossiers, à lits de lignite, évoquent
un milieu de sédimentation continentale, fluviatile et lacustre. Ces dépÔts peuvent atteindre
plus de 1000 m d'épaisseur dans le coeur de zones subsjdentes oU au contraire être très
minces, sinon absents, sur les zones hautes Qui les bordent, démontrant l'importante
instabilité tectoniQue de ces zones, parmi lesquelles la région de la dorsale d'El Biod-Gassi
Touil est la plus représentative. Cette instabilité qui se traduit par des mouvements verticaux,
souvent régis par des rejeux d'accidents anciens et qui provoque également la subsidence
générale des aires de sédimentation, pourait être mise en parallèle avec celle qui commence à
se manifester plus au Sud dans les bassins du Tchad et des lullemmeden, lesquels ne formaient
d'ailleurs à cette époque qu'un seul ensemble avec le bassin du Sahara. L'Aptien est caractérisé
par des dépôts carbonatés concécutjfs à une transgression étudiée plus en détail ci-après. A
l'Albien la sédimentation redevient détritique, de plus en plus grossière vers les limites
méridionales du bassin, et très semblable à celle du Barrémien avec une reprise de la
subsidence et des rejeux de structures hautes anciennes.

---

215
,
A la terminaisQn Qrjentale de l'Anti-Atlas, dans le sillQn préafricain (régiQn de
'Boudenib) et la région des Kem Kem, les premiers dépôts discordants sur le Paléozoïque, sont
formés de sédiments détriques rouges grossiers, cQnglQmératiques è la base, puis gréseux et
, ,
, ,
lableux plus fins à passées argileuses. Ils sont surmontés par des marnes et des marnQ-
calcaires gréseux à gypse attribués au Cénomanien. Ces grès rougeS "jnfracénomanjens" des
~lUteurs représentent "un Crétacé inférieur élevé ou un Crétacé moyen. avec presQue sÛrement
i
1
de l'Albien et peut-être la base du Cénomanjen" (JOLY cité par FABRE,1976). Ils sont connus
1
i
dans d'autres zones atlasiques et sud-atlasiques du Maroc et, selon FAURE·MURET &
·1;'"
lîi"1 ";
,:
'Il
: :~
1 1
3.1.4-0ans le bassin de TindQuf. à la terminaison occidentale de la Hamada du Dra
!
;{CHOUBERT et al., 1966}, les premiers dépôts détriques rouges, conglQmératiques puis
,réseux et sablo-argileux qui surmontent en discQrdance le PaléozQïque, sont tout à fait
œmparables à ceux des régiQns des Kem Kem et d'Erfoud-BQudenib éVQqués ci-dessus. Ils
rtienoent à l'infracénomanien des auteurs et représentent l'Albien (puis, en se déplaçant
rs l'Est, le Cénomanien).
3.1.5-0ans le bassin de Taoudenni, les alternances de sables, de grès et d'argiles
~rsicolores à bois fossiles, restes de Vertébrés et Lamellibranches d'eau douce, terminées à
leur sommet par des bancs de granules calcaires, appartiennent au Crétacé inférieur. Elles
',sont anté-cénomaniennes de façon certaine mais sans plus de précision. Les cQnditiQns de
IédjmentatjQn semblent tQut à fait comparables à celles Qui régnaient sur la plus grande partie
3.1.6-0aos le bassin des lullemmeden, les grès du Tegama ne SQnt pas nQn plus datés
avec précisiQn. Ils contiennent une faune non caractéristique à cachet wealdien et sont mis en
. parallèle avec les séries du Crétacé inférieur du bassin du Sahara, au Nord. Alors que les
argiles de l'irhazer, sont caractéristiques d'une sédimentatiQn continentale calme,
principalement lacustre en période tectQnique stable, les grès du Tegama Qui représenteraient
, le Crétacé inférieur. en parUe QU en totalité. tradujsent au cQntraire une reprise d'érQsiQn
consécutive à l'instauratiQn d'une périQde d'instabilité tectQniQue dQnt les premjères
manifestatiQns SQnt sensibles à la fin du JurassiQue supérieur - Berriasien. Le matériel
,1
, ,
; 1
. détritique qui est issu de régiQns plus méridionales, pQurrait aVQir pQur origine le "dQming"
i . " 1
probable des marges de l'Atlantique équatorial qui a précédé son ouverture survenue à l'Albo-
';
l'
1
1
•
.Aptien. L'Aptien correspondrait à une périQde de sédimentation terrigène fine à rapprocher de
l
J
, période de sédimentation chimique carbonatée du bassin du Sahara.
1
:
Il. ~ 1
~2·L8
l'
l
transgression aptlenne
1
j
Les séries marines de l'Aptien ne sont connues que dans les bassins côtiers et dans celui
Sahara.
Il;1';~,,'
3.2.1-0ans le bassin d'El AaïQun-Tarfaya, les premiers dépôts lagunaires et intertidaux
i
qui
,
s'observent en bQrdure de la côte (marnes du Dra de MARTINIS & VISINTIN, 1966), au
j
Nord-Ouest de Tan Tan, correspondent aux termes de passage des faciès continentaux aux faciès
:1narlns et SQnt attribués à l'Aptien grâce à l'AmmQnite Hypacanthoplites (Nolaniceras) nolani
EUNES} (CHOUBERT et al., 1966) et plus précisément à l'ApUen terminal (Clansayésjen)
,. r WIEDMANN
et al. (1982).
Plus au Nord dans le bassin atlaslque marocain d'Agadir-Essaouïra, l'Aptjen supérieur
"ermlnal est transgressif sur les séries rouges cQntinentales du Crétacé inférieur (WUB8TEB
1
l'il
& STETS. 1982). SelQn ces auteurs, il débute parfois par un conglQmérat ou par des grès'
' .
l'
~ : '
ssiers ravinants et il est représenté par des marnes et des calcaires détritiQues du
• ,
• 1
i n.
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, • 1
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,
,
,
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---

216
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Q
Figure 5.4 - La phase Intra-aptlenne ou autrichienne (-110 Ma) en Afrique de l'Ouest.
Manifestations et directions des contraintes principales
(GUIRAUD et al.• 1985b).

---

217
3.2.3-D8n5 le bassin du Sahara, la trangression aptienne se marque par une barre
, repère calcaréo-dolomitique qui a fourni dans le domaine alpin d'Afrique du Nord des
. Orbitolines et des Algues et qui est azoïque dans le Bas-Sahara. La remarauable homoaénéité de
faciès et d'épaisseur de cette barre permet de penser Qu'elle est synchrone dans tout le bassin
et amène à conclure a une grande stabilité tectonique de la plate· forme saharienne, que révèle
rarrêt des apports terrigènes et de la subsidence à cette époque. Cependant ce phénomène que
8e reproduira avec la trangression cénomano-turonienne peut aussi s'expliquer par la
,rapidité et la brièveté de cette transgression.
1.3-L'éplsode
tectonique
Intra-aptien
Cet épisode tectonique de la fin du Crétacé inférieur était connu en Afrique du Nord et
dans le bassin du Sahara. Plus récemment il a été mis en évidence sur la marge ouest-
l' ,
africaine. On sait aussi que l'ouverture du golfe de Guinée se produit au Crétacé inférieur
1: ,
,[
• élevé. Ainsi, au fur et a mesure de l'ayancement des connaissance. l'épisode tectonique intra-
'plien aCQuiert les caractères d'un événement majeur à l'échelle de l'Afrique de l'Ouest
, (flg.5.4).
3.3.1-0aos le bassio d'El Aaïoun-Tarfaya (fig.5.2), 00 note la discordance des
formations marines d'Aguidir et de Lebtaïna, qui sont équivalentes et datées de l'Albien, sur le
f
l'
Crétacé inférieur correspondant aux sables de Tan-Tan qui renferment dans leur partie
1
i
sommitale des intercalations marines néritiques du Clansayésien (RANKE et al., 1982 :
JANSA & WIEOMANN, 1982 : EINSELE & WIEOMANN, 1982; WIEOMANN et al., 1982).
li
L'épisode tectonique est donc postérieur au Clansayésjen. alors Que plus au Nord dans le
1; ,
bassin atlas;Que marocain d'Agadir-Essaouïra. l'Aptjen supérieur terminal (Gargasjen .
f
,
Clansayésien) est transgressif et localement discordant sur les séries rouges continentales du
l '
: '~
Crétacé inférieur (WUBSTEB & STETS. 1982). Selon ces auteurs il cachète les accidents
, i
,II
tectoniques synsédimentaires qui affectent les dépôts anté-gargasiens et qui ont joué
ri 1
1: 1
principalement au Crétacé inférieur dans le sillon subsident du Haut Atlas occidental.
l,'
II '1
j;
3.3.2-0an$ le bassin Sénégalo-mauritanien, on lui doit la karstification des carbonates
1
,l,
&ptiens mise en évidence au Sud de Dakar et qui est révélatrice d'une émersion. Ces carbonates
appartiennent en Casamance maritime au Gargasien supérieur-Clansayésien p.p., et l'épisode
tectonique est donc également postérieur au Clansayésien.
Les recherches entreprises plus au Sud, dans le domaine océanique, sur le plateau
, i
marginal de Guinée, ont révélé la présence d'une discordance angulaire. Celle-ci sépare un
i \\
, ensemble gréseux continental, progradant vers le Nord et le Nord-Ouest et Qui correspondrait
au Crétacé inférieur. et le Crétacé supérieur marin dont la base appartiendrait au Cénomanjen
(MARIN HO. 1985). Au niveau du talus et du rebord du plateau continental, ce Crétacé
Inférieur est découpé par des failles synsédimentaires, anté-cénomaniennes, en une série de
blocs basculés. Compte tenu de l'âge fini-aptien de manifestations tectoniques similaires du
bassin d'El Aaïoun-Tarfaya et de la marge ivoirienne, les jeux des failles bordières
synsédimentaires seraient, pour la plupart, antérieures à l'Albien. Dans cette zone se
produisent également. à "Albo-Aptien. des manifestations magmatiques liées à "ouverture
transformante de l'Atlantique équatorial Qui débute vers 116 Ma. pendant l'Hauterjvjen. et se
produit principalement au Barrémien (MABHINO, 1985 ; MASCLE et al.. 1986l. Sur la
,
marge de Côte d'Iyoire-Ghana, l'activité tectonique "se traduit par la discordance de l'Albian
; .
supérielJr-Cénomanien inférieur" (BLABEZ. 1986, p.1S8).
i' 1
On doit donc conclure:
1) soit qu'il existe deux épisodes tectoniques le long de la marge ouest-africaine, le
"
premier représentant la phase autrichienne qui survient pendant ou après le Clansayésien et
auquel correspond le changement majeur de sédimentation lié à l'établissement de conditions
.
,
; anoxiques et au début de la grande transgression du Cénomano-Turonien, le second étant
légèrement plus récent, lié à l'ouverture de l'Atlantique équatorial et plus précisément à la fin
; :!
. du contact décrochant continent africain/continent sud-américain, et à leur séparation
définitive. vers la limite Albien • Cénomanien ;
: .ij,

---

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-
--.-~-!.::
Figure 5.5 • Coupe schématique à travers le bassin du Sahara
(WURSTER & STETS, 1982).

---

219
!: 1
1
2) soit que les manifestations tectoniques enregistrées dans le bassin sénégalo-
uritanien et d'El Aaïoun-Tarfaya surviennent au paroxysme de la phase correspondant plus
Sud, et "vers le passage aptien-albien [...] [à] une modification de la géométrie d'ouverture
11!1
golfe de Guinée [...) [ayant entraîné] un phénomène de transpression tout le long de la façade
i ;
l
'
.. éridionale du bassin profond ivoirien" (BLAREZ, 1986) :
! 1
3) soit encore, si l'âge de la discordance est bien établi, que la phase autrichienne est
!1
1
chrone le long de la marge atlantique de l'Afrique de l'Ouest.
On rapelle que sur le horst de Ndiass, il existe une lacune du sommet de l'Albien et de la
se du Cénomanien, lacune qui peut être due à un non dépôt par suite de la présence de
l ,:
urants sous-marins ou à un premier mouvement positif du horst. En outre, sur le dôme
l :
, j
, ceci résultant d'une première ascension du sel. Enfin, le complexe syénjtiQue de Los.
lILJamLdUt.Q.D.aK(UmJ~n.e.a, a fourni des âges radiométriques compris entre 80 et 105 Ma
ARENKOV & SHERIF, 1975) ; il U..s.1 donc mis en place entre l'Aptjen supérieur et le
"1,
i
3.3.3-Dans le bassin du Sahara, cet épisode tectonique est discret. Il se signale par la
i
1
discordance de la barre aptienne (fig.S.S) sur les séries antérieures du Crétacé inférieur et
1
artois même, localement, sur le socle de zones particulières dont l'instabilité quasi
pennanente constitue le caractère dominant (Dorsale El Biod-Gassi Toui! ; BUSSON, 1960,
1
1965 et 1971 ; FABRE, 1976 ; GUIRAUD et al., 1985b). Cette barre aptienne dolomitique
rait l'équivalent des dépôts carbonatés transgressifs des bassins marocains du Haut Atlas
occidental et d'El Aaïoun-Tarfaya, et du bassin sénégalo-mauritanien. L'épisode tectoniQue
.
.
i
,
il 1
l,
i
l'i
1
•
3.3.5-Daos le bassin du Tchad, l'épisode tectoniQue jntra-aptien se traduit par la
: 1
fprmatjon des fossés du Niger oriental selon une directioo d'extension N500E et par celle des
ii l
bassins losangiQues du Sud du Tchad. à la suite du jeu en cisaillement dextre des accidents
.
i
.
. Cet épisode tectonique survient au moment où les plaques
d
1, l '
l' ~ ,
uropéenne et africaine s'affrontent dans le futur domaine alpin et où les effets de la
mpression subméridienne qui découle de cette collision, s'ajoutent à ceux de la distension E-
1
1; J
qui affecte l'Afrique Centrale et
"
à laquelle on doit l'ouverture de l'Atlantique équatorial et la
,
, ~
fln de celle de l'Atlantique Sud. On rapelle qu'un phénomène de transpression, tout à fait
1
1
compatible avec le champ de contraintes défini ci-dessus, se produit à la limite aptien-albien
i
tout le long du bord sud du bassin de Côte d'Ivoire (cf. § 3.3.2).
: ..
A la même épOQue les bassins 10sangiQues et en relais de la Bénoué se déyeloppent entre
,
;
des accidents décrochants NW-SE et des failles normales NoS, La Bénoué, qui est limitée et
, 1f
affectée par des décrochements subparallèles entre eux et dont certains se situent dans le
~1
prolongement des failles transformantes océaniques Romanche, Chain et Charcot, se comporte
:f
"
en effet globalement en zone de cisaillement sénestre. Ce déplacement résulte lui-même d'un
taux d'expansion de l'AtlantiQue Sud supérieur à celui de l'AtlantiQue Nord ; il tend à "ouvrir"
.
,
rAfrique selon une direction d'extension suborthogonale à celle de la contrainte compressive
oquée au début et, dans ces conditions, il est clair que les effets de ces deux processus se
, ",.,.
mulent. Plus à l'Est, les fossés du Soudan subparallèles à ceux du Ténéré s'ouvrent
alement.
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Carte achématique des faciès du Cénomanien (Cénomanien p.p. max dans une partie ues régions sahariennes) du Nord-Est de la plateforme
saharienne et de Berbérie.
FIgure 5.6 - Les facIès du Cénomanlen du Nord-Est de le plate-forme saharIenne
(d'après BUSSON, 1971, modifié).

---

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Carte schématique de •.faciès du Turonien du Nord de la plateforme saharienne et de Berbérie. Sur la plateforme saharienne, il s'y
-ajoute en général quelques ~tres de Cénomanien supérieur qui ne sont pas susceptible. de modifier la physionomie de cette, répartition des facils.
On notera l'existence d'une "pro"inc:e argileuse méridionale" télllOignant vraise~lablement d'apports phylliteux en provenance des régions continen-
tales. Par ..ttl~.&ez:béri-e. dans le domaine le plus marin, If!!: plus pUal.ique.,_!-es .. fa.e:i~L·"'· comme à l 'acc:outumé~r:: devi~nnent plus argileux.
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Figure 5.7 - Les faciès du Cénomano-Turonlen du Nord-Est de la plate-forme saharienne
(d'après BUSSON, 1971, modifié).
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---

222
La phase intra-aptjenne semble donc avoir accéléré. sinon déclenché, cette distension E-
W généralisée Qui est attestée par l'âge aptien supérieur attribué aux premiers dépôts de
rempUssage des fossés dU Ténéré et par diverses manifestations magmatiQues datées de l'Aptjen
dans la Bénoué et dans les régi9ns voisines (GUIRAUD et al.. 1985b).
4-LE ÇRETACE SUPERIEUR
Au Crétacé supérieur la sédimentation est caractérisée par l'association de dépôts
continentaux et marins, et par des faciès généralement fins à l'exception des zones de bordure
des bassins ou de quelques zones de haut-fonds où ils deviennent plus grossiers. Au cours de
cette période se produisent en effet plusieurs grandes transgressions, les allées et venues de la
mer sur un continent très aplani expliquant les fines imbrications des dépôts marins et
continentaux.
Le Crétacé supérieur est également marqué par deux épisodes tectoniques et par des
phénomènes de subsidence.
4.1-
La série sédimentaire
4.1.1- Dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya (lig.5.2)... le Crétacé supérieur est
représenté par la formation des calcaires d'Aguidir, dont la base appartient toutefois à l'Albien
(MARTINIS et VISINTIN, 1966) et par la formation de Lebtaina qui lui est pratiquement
équivalente. Selon RATSCHILLER qui l'a définie (1968), cette formation se termine dans le
Paléocène ou l'Eocène. Cependant, le sommet de celle-ci, qui est surmonté en discordance par
la formation de Samlat datée du Paléocène et de l'Eocène par une riche microfaune
(RATSCHILLER, 1968, p.25 et 26), ne peut être de même âge comme le propose cet auteur
(p.29).
Vers l'Est et la bordure du bassin, la formation de Lebtaina passe latéralement à des
faciès détritiques continentaux, dénommés faciès de Tebaila à la base et de Briber au sommet,
séparés par une discordance angulaire (RATSCHILLER, 1968). A L'Est ces deux faciès reposent
en discordance angulaire variable sur le Paléozoïque plissé. Dans le Rio de Oro, le Crétacé
supérieur est encore subdivisé en deux formations de Anech, à la base, et de Gaada au sommet
(AUXINI, 1969).
Le Cénomanien inférieur est caractérisé par des faciès nétritiques peu profonds, argiles
et marnes à intercalations de grès et de calcaires gréseux. Le Céoomanjen supérieur, le
Turonien et une partie du Conjacien correspondent à des calcaires et à des marnes à
laminatiOnS bitumineuses caractéristiQue de la transgressiOn dOnt le maximum se place au
Turonien (voir ci-après). A partir de la fin du Coniacien, la tranche d'eau diminue et les
faciès redeviennent progressivement détritiques et nétritiques. Le Samonien supérieur et le
Campanien inférieur manQuent. Le Campanien supérieur, transgressif et discordant, est
d'abord sableux puis carbonaté (CHOUBERT et al., 1966 ; WIEDMANN et al., 1982). Le
Santonien, le Campanien et, dans le Sud du bassin, le Maastrichtien sont remarquablement
riches en concrétions, nodules et dépôts silicifiés (RATSCHILLER, 1970 ; MICHARD, 1978).
Dans le Nord-Ouest du bassin, le Maastrichtien est absent comme la majeure partie du
Cénozoïque. Cette lacune dont les causes n'ont pas été clairement établies, pourrait être due à
une période d'intense érosion pendant l'Oligocène et le Miocène inférieur. Dans le Sud du
bassin, le Maastrichtien correspond
à des argiles sableuses et crayeuses admettant à leur
sommet un niveau de remaniement de craies sableuses phosphatées, à coprolithes, dents de
requins et géodes de calcite (RATSCHILLER, 1970. p.28), annonciateur du retrait de la mer et
de l'épisode tectonique fini-crétacé. Plus au Sud, à la limite des bassins sénégalo-mauritanien
et d'El Aaïoun-Tarfaya, le Crétacé supérieur a été érodé avant le Tertiaire (AUXINI,1969).
4.1.2-Dans le bassin sénégalo-mauritanjen, les faciès terrigènes fins à grossiers et
localement à anhydrite de l'Albien s'enrichissent en calcaires au Cénomanien. Au Turonien le
maximum de la transgressiOn se marQue par Une série argileuse parfois bitymineuse dans
l'Ouest du bassin, Cette série connue dans "ensemble du bassin constitue un excellent niveau
repère. Au Sénonien inférieur-moyen. les argiles qui renferment quelques intercalations
carbonatées à leur partie inférieure, s'enrichissent en éléments détritiques. Le Maastrichtien
montre des faciès plus franchement régressifs. les sables envahissant la plus grande partie du
bassin sauf son extrême rebord occidental où les argiles prédominent. Ces faciès qui sont le

---

223
Ill',1.!
plus souvent caractéristiques de dépôts de deltas ou de plaines d'inondation littorales annoncent
\\ !
l'épisode tectonique fini-crétacé qui se traduit de façon discrète par des émersions locales dues
j ~
è des jeux de blocs en horst et graben (voir plus loin). les séries du Sénonien supérieur sont
, :
· progradantes vers l'Ouest et recouvrent le front du plateau continental affecté alors par des
1
Il
failles directionnelles synsédimentaires.
1
i
A l'inverse de ce qui se produit au cours du Crétacé inférieur, les apports détritiQues
semblent avoir été plus importants au Maastrjchtjen dans le bassin sénégalo-maurjtanjen Que
:! !
'I
dans celui d'El Aaïouo- Tarfaya ; il semble en être de même pour la subsidence, les séries du
ill
Crétacé supérieur étant plus épaisses dans le bassin méridional. Plusieurs lacunes d'érosion
·i 1 .:
s'observent dans le Crétacé supérieur, les unes sont consécutives à des phases d'ascension des
,\\ ;j
dOmes de sel, d'autres sans doute à des manifestations tectoniques locales et surtout à l'action
:ll
de courants marins.
i1
1
1
4.1.3-Pans le bassin du Sahara, le Crétacé supérieur est caractérisé par deux
i
ensembles argilo-carbonatés marins, correspondant au Cénomano-Turonien et au Sénonien
1 ;
carbonaté (Campanien supérieur-Maastrichtien), qui encadrent une série lagunaire ou
continentale argilo-sableuse sénonienne. Il existe toutefois des différences notables entre les
, '
~ i
parties orientales (Tinrhert et Bas-Sahara), occidentales (Tademaït et Gourara) et nord-
, '
occidentale du bassin (sillon préafricain de la région de Boudenib). A cette dernière zone on
peut associer celle des Kem Kem, aux faciès très voisins.
a) le Cénomanien et le Turonien
le Cénomanien inférieur-moyen (fig.5.6) montre, dans le bassin du Sahara, une
extraordinaire constance d'épaisseur d'environ 140 m (BUROllET & BUSSON, 1983b). les
dépôts marins francs du Sud tunisien, argileux et carbonaté à Neolobites, passent vers le Sud
· et le Sud-Ouest (Tinrhert et Tademaït) d'où proviennent les apports terrigènes, à des argiles
· bariolées à gypse qui admettent encore quelques intercalations dolomitiques ou calcaires
(BUSSON, 1971 ; FABRE, 1976). le Cénomanien argileux n'est pas connu vers l'Ouest, au-
delà du Tademaït, ni dans la région du Grand Erg occidental ou son épaisseur devait être voisine
de 50 m. Ces argiles à gypse ou bariolées sont caractéristiques du "domaine intermédiaire" de
BUSSON (1971) où les faciès marins francs atlasiques du Nord, passent de façon
remarquablement progressive et continue aux séries les moins marines du Tinrhert et du
Tademai't. Ces dernières évoquent par leur faciès, un milieu continental extrêmement plat et
voisin de la côte zéro, fréquemment envahi par des eaux marines donnant naissance à
: d'immenses lagunes.
le Cénomanien supérieur-Turonien (flg.5.7) est remarquablement homogène sur tout
· le Sahara. Il correspond, dans le Tademaït et le Tinrhert, à une série carbonatée fossilifère
(voir BUSSON, 1971, p.275, et l'étude détaillée de AMARP et al., 1981, p.27) débutant par
une barre calcaire à Neolobites vibrayeanus et Vascoceras gamai du Cénomanien supérieur,
que surmontent des marnes, à bancs de calcaire à la base. la faune marine comprend des
Lamellibranches, des Gastéropodes, des Oursins, des Ammonites (Nigericeras, Vascoceras et
Pseudotissotia du Turonien inférieur) et des Ostracodes. la série se termine par une barre
de calcaire dolomitique à Huîtres qui forme la surface du plateau du Tinrhert, ou par des bancs
. carbonatés à nodules d'anhydrite, dans le Tademaït.
Ces trois ensembles lithologiQues. calcaires inférieurs. marnes médianes et calcaires
supérieurs, sont connus dans la plus grande partie du Tjnrhert et du Tademaït. Les marnes
disparaissent totalement au Nord du parallèle d'El Goléa oÙ le Cénomano-Turonien correspond
~
aun seul ensemble carbonaté massif, Qui affleure dans le Mzab,
f
l'extension du Cénomano supérieur-Turonien est très voisine et celle du Cénomanien
\\
1
l,
Inférieur-moyen argileux.
"i
"
i
1
On doit Insister. comme le fait BUSSON (1971). sur la rémission durant le Cénomanjen
et Je Turonien des apports détritiQues omniprésents au Crétacé inférieur ; ceci n'est pas dû à
la transgression suceptible de les repousser vers les bordures du bassin mais bien à l'absence
. de production d'éléments détritiques sur les continents : dans le Tinrhert occidental, par
exemple, la série argilo-gypseuse transgressive qui ennoie et fossilise des paléoreliefs
s'enrichit en éléments détritiques dans les derniers mètres et même parfois dans les derniers
écimètres contre ces môles paléozoïques (BUROllET & BUSSON, 1983b), ce qui prouve la

---

224
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s' ifni
Figure 5,8 • Les faciès du Cénomano-Turonien du Maroc
(MICHARD, 1976).

---

225
llji.!
faiblesse de l'érosion mécanique qui les a affectés. Cette absence d'éléments détritiQues a très
, !
vraisemblablement une origine climatiQue envisagée par BUSSON (1971 ). C'est en effet le
seul facteur suceptible d'expliquer un phénomène d'une telle ampleur ainsi que la modification
j !
chimique radicale du milieu de sédimentation qui survient après le Crétacé inférieur et qui
: :!
, ,1
permet le dépôt de carbonates de faciès et d'épaisseur remarquablement homogènes.
,
!
f
1'\\
Les fossiles des niveaux argileux et marneux, de petites tailles, sont caractéristiques de
faunes d'herbiers et de milieux de sédimentation confinés ; avec les nodules d'anhydrite
auxquels Ils sont associés au sommet de la série, ils annoncent le début de la régression qui
affecte ensuite le bassin, au Sénonien inférieur.
A la terminaison orientale de l'Anti-Atlas (flg.5.8), dans le sillon préafricain (région
de Boudenlb) et la région des Kem Kem, les dépôts antérieurs aux calcaires marins du
Cénomano - Turonien qui forment la première dalle hamadienne, correspondent à W
sédiments
continentaux
détritiQues.
grossiers
puis fins.
et laguno-deltaïQues. Ils
correspondraient à l'Albien ou, plus probablement, au Cénomanien inférieur. Au Sud d'Erfoud,
ces sédiments qui constituent le talus de la dalle hamadienne, ont fourni de très nombreux
restes de Vertébrés (LAVOCAT, 1954).
Dans la région des Kem Kem (fig.5.8), le Cénomanien est représenté par des couches
argilo-gypseuses lagunaires puis marneuses et calcaréo-argileuses, auxquelles succède un
calcaire marin crayeux et fossilifère à Huîtres, Rudistes, Polypiers, Oursins et Ammonites :
respèce Neolobites vibrayei
date ce calcaire du Cénomanien (FABRE, 1976, p.313). Le
.,Turonien correspond à des calcaires à silex et à Nérinées.
b) Le Sénonien
par 0m»0sjtion au Cénomanien et au Turonien. le Sénonjen montre des variations
1
l ,
Importantes d'épaisseur Qui indiQuent une reprise de l'instabilité tectoniQue à cette épOQue et
i!
des différences de subsidence. des amincissements brutaux importants se situant sur certaines
Il
: !
zones hautes et structures anticlinales (de Rhourde-el-Baguel ou du Gassi·Touil, par
. exemple). Ses faciès et leurs variations sont également plus nombreuses.
On peut distinguer avec BUSSON (1971) un"Sénonien lagunaire" et, au dessus, un
nonlen carbonaté".
Le ·Sénonjen lagunaire", particulièrement développé dans la zone centrale du bassin (la
région pétrolifère de BUSSON, 1971), comprend plusieurs ensembles évaporitiques beaucoup
i
plus Importants encore qu'au Cénomanien (sel ou anhydrite), une formation argileuse (la
1 j
, ·zone conductrice"), et dans sa partie supérieure, une formation calcaréo-argileuse
"
(f1g.5.9). La base de ce "Sénonjen lagunaire". au-dessus de la dalle calcaire non datée
attribuée au Turonien. appartient sans doute encore à cet étage. alors Que son sommet est du
! 1
-L'anhydrite inférieure et moyenne,' entre lesquelles s'intercale le "salifère principal"
dans la région d'Hassi Messaoud, sont surmontées dans le Sud tunisien par des marnes à
fossiles campanlens qui correspondent à la partie inférieure de la formation calcaréo-
lieuse décrite plus loin.
-Le ·salifère principal" correspond à une énorme lentille de sel gemme qui occupe le
centre du bassin et dont l'épaisseur peut dépasser 100 m. Un tel dépôt suppose à la fois une
, .
'palsseur d'eau faible, une subsidence continue de la zone ,de sédimentation et un
, ,,
,
, 1
renouvellement tout aussi constant des arrivées d'eau marine dans cette zone. Il montre en
f.
outre des variations brutales d'épaisseur remarquables aux abords de structures anticlinales
1
Il
et de horsts, où Il disparaît par biseautage rapide.
"
Vers le Sud (Tinrhert) et le Sud-Ouest (Tademaït), des argiles à gypse et sel se
tltuent progressivement, d'abord à la base, puis à l'ensemble de la série comprise entre le
Turonien et la formation calcaréo-argileuse du "Sénonien lagunaire". Tout à fait au Sud dans le
T1nrhert, des pélites et des sables fins apparaissent dans cette série. A l'Ouest, dans la zone
..
lane du Tademaït, des grès continentaux s'intercalent au milieu des argiles à gypse (Aïn
uettara - AMARD et al., 1981- et Ain el Hadjaj -FABRE, 1976), et se développent dans
est du Tademaït (grès d'In Belbel de LEFRANC.1974).

---

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Mokran..
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---
Coupes du SEnonien lagunaire, sous form~ de croquis perspectifs implantés avec leur position géographique approximative, situant les
principaux ens~bles lithologiques et précisant leurs rapports mutuels.
Figure 5.9 • Les variations de faciès du Sénonlen lagunaire du Nord-Est de la plate-forme
saharienne
(BUSSON,1971).

---

227
-La formation calcaréo-argileuse et l'anhydrite supérieure qui la surmonte, terminent
le -Sénonien lagunaire". Cet ensemble s'oppose aux séries sénoniennes antérieures par la
faible variation de ses épaisseurs totales comprises entre 100 et 200 m. Toutefois les
épaisseurs de chacunes de ces deux formations sont variables.
Dans le Nord-Est et l'Est du bassin, la formation calcaréo-argileuse est seule
représentée. Elle comprend, dans le Sud tunisien et le Nord-Est du Grand Erg oriental, des
marnes et argiles à bancs de calcaires argileux et fossiles campaniens. à sa base; au-dessus.
les bancs de dolomies et de calcajres dolomitiQues à Orbitoides de la base du Maastrjchtjen
deviement prédomjnants (BUSSON. 1971),
Dans l'ensemble du bassin, les niveaux carbonatés sont mieux représentés que les
niveaux marneux. Dans le Sud cependant, aux confins du Tinrhert, des bancs gréseux et silteux
apparaissent dans cette formation. Les microfaciès à prismes d'Inocérames et fantômes
d'oolithes évoquent, dans le Nord, ceux du Santonien-Campanien. Au Sud-Ouest dans le
Tinrhert occidental, AMARD et al., (1981) décrivent, au-dessus de la série lagunaire
d'argiles bariolées à gypse de la base du Sénonien, une formation plus franchement marine
d'épaisseur égale et voisine de 170 m ; elle comprend un ensemble calcaire azoïque à la base
(30m), puis une série d'argiles et de banc carbonatés minces à oolithes fréquentes. Seul le
quart supérieur de cette série, plus carbonaté, est fossilifère : à sa base les Gastéropdes,
Lamellibranches et Echinides suggèrent un âge Santonien, alors qu'à son extrême sommet les
nombreux exemplaires d'Ammonites Manambolites amardi AMARD. COLLIGNON & ROMAN.
datent le Campanjen supérjeur (AMARp etaI.. 1975 et 1981).
Selon AMARD et al. (1975), ce Santonien-Campanien
est très réduit plus à l'Ouest
dans le Tademaït: dans la coupe d'Ain Guettarat-Tilmas Chebaba (AMARDet al., 1981) où son
épaisseur est d'environ 60 m, il est presque entièrement carbonaté et renferme plusieurs
niveaux silicifiés (lits de chert irréguliers et de nodules de silex).
Plus à l'Ouest encore, dans la région d'Ain el Hadjaj, FABRE (1976) décrit une série
presque entièrement carbonatée dolomitique à nombreux lits lumachelliques, horizons à silex
et niveaux silicifiés, datée Campanien-Maastrichtien. Elle surmonte la série argilo-sableuse
aquivalent latéral de la série argilo-gypseuse du "Sénonien lagunairé" et correspond ainsi en
partie à la zone calcaréo-argileuse de Busson (1971) et de AMARD et al. (1981). On voit que
les travaux de ces différents auteurs ne sont pas concordants pour ce qui concerne l'âge de la
base de cette zone calcaréo-argileuse : campanienne d~ms le Sud-tunisien pour BUSSON et dans
la Tademaït central pour FAB~E, santonienne pour AMARD et al. (1975) dans le Tademaït
oriental et le Tinrhert occidental. On notera toutefois que pour que ces travaux deviennent
concordants, il suffit de déplacer vers le haut la base de la série calcaréo-argileuse de AMARD
et al. (1975). Ainsi Qn aurait en définitive deux ensembles sédimentaires djstincts :
-le premier. éyaporitiQue. représenterait le sommet du Turonien. le CQnjacien et le
i
Santonien:
1
-le secQnd. calcaréo-arajleux. correspondrait au Campanie" et au Maastrjchtjen
~
Inférieur.
l :
~1 .
! .
-L'anhydrite supérieure qui surmonte l'ensemble calcaréo-argileux, est absente des
r
régions périphériques du bassin (au Nord-Est au Sud et au Sud-Ouest). Elle occupe toute sa
partie centrale et septentrionale et localement son implantation a été précoce, notamment au
Nord-Ouest. Selon BUSSON (1971), elle correspondrait en partie au Maastrichtien inférieur.
La comparajson du Sénonjen du Sahara avec celui des bassins de Taoudenni et des lullemmeden.
montre Que l'ensemble calcaréo-argileux pourrait être facilement rapproché des dépÔts de la
première transgressjon à Libvcoceras et Que l'anhydrite supérieure serait l'éQuivalent des
Upper Mudstones and Sanstones et représenterait plutÔt le Maastrichtjen supérieur : le
Sénonien carbonaté décrit cj-dessous. éQuivaudrait à la deuxième transgression à LibVCQceras
qui permet le dépôt de sédiments marins du Maastrichtien terminal au Paléocène ou à l'Eocène
selon les bassins considérés.
Dans le bassin de Boudenib et la région des Kem Kem, les argiles sableuses rouges ou
bariolées il anhydrite, sel gemme et bancs de gypse qui surmontent les calcaires à silex et à
, Nérinées turoniens et avec lesquelles se termine la série mésozoïque, sont caractéristiques du
.. Sénonien lagunaire du Sahara. Leur épaisseur atteint 600 à 800 m dans la région de Boudenib
~(FABRE,1976 ; FAURE-MURET & CHOUBERT, 1971).
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Evolution du Haestrichtien et de l'Eocène inf~rieur au Sahara leptentrional. Passage de faci~1 entre
la sêrie lagunaire (type êocène moyen des Ouled-Djellal) et le '~io-Pliocène" d~tritique : une partie du "Kio-
Pliocène" correspond donc en rêalitê l du Nummulitique (Lut~tien. Eocène lupêrieur ? et. peut-être. OlilOcène)
IOUS faciès continental.
Figure 5.10 - Les séries du Maastrlchtlen supérieur à l'Eocène moyen
du Nord-Est de la plate-forme sahll't'Ienne
(d'après BUSSON, 1971, modifié),

---

229
Le "Sénonlen carbonaté" (flg.5.10). Dans le bassin du Sahara, le Maastrichtien est
difficile è individualiser dans le "Sénonien carbonaté" des auteurs qui serait en fait du
Maastrichtien-Eocène (BUSSON, 1971). Cet ensemble correspond à une extension des faciès
l
,
carbonatés liée à une transgression qui est révélée par la présence de faune benthique et
pélagique et dont le maximum se place au Paléocène supérieur (voir plus loin). Cet ensemble
'est représenté par des calcaires, à lits de marnes intercalés, et un banc repère d'anhydrite
(Maastrichtien pour BUSSON), qui sont surmontés par une série calcaréo-dolomitique et
. rglleuse à Algues calcaires, et par des calcaires à Nummulites (Eocène pour BUSSON, op.
It.) .
"1
•
Dans le Tademaït le Maastrichtien supérieur-Paléocène inférieur de AMARD et al.
1981) renferme dans sa partie médiane un banc microconglomératique gréseux et phosphaté
"constant dans tout le Sahara".
Or on sait que dans la région du Tilemsi, des sables continentaux s'intercalent entre le
Maastrichtien à Libycoceras et Laffiteina et le Paléocène supérieur à Linthia sudanensis,
Ranikothalia bermudezi et Lokhartia haimei (voir chapitre 2). Ces niveaux détritiques des
régions du Tademaït et du Tilemsi qui se suivent ensuite dans le bassin des lullemmeden de
façon quasi continue, doivent donc être placés en équivalence stratigraphique. Leur origine qui
i
doit être commune, est imputable à l'épisode tectonique fini- à post-Maastrichtien, beaucoup
· plus sensible dans la Haute Benoué et au Niger oriental. Cet argument géodynamique permet
d'attribuer à ses niveaux un même âge paléocène inférieur.
pans le bassin du Sahara. BUSSON (1971) situe la limite du Crétacé supérieur et de
rEocène (ou du paléocène) au-dessus du banc d'anhydrite repère. Ce banc Qui correspond à un
faciès de milieu confiné pourrait être l'éQuivalent latéral du paléocène inférieur détritiQue des
régions méridionales du bassin. et la série des calcaires à ms de marnes sous-jacente
éQuivaudrait au Maastrichtjen terminal. La disparition de ce banc d'anhydrite de certaines
'zones structuralement hautes et moins subsidentes serait encore la trace de l'épisode
, tectonique fini-crétacé. Et dans ces zones où la série s'amincit et devient entièrement
· carbonatée (essentiellement dolomitique)
toute
différenciation
stratigraphique dans
· rensemble Maastrichtien-Eocène est impossible. C'est le cas de la région du Mzab, à l'Ouest du
bassin, et des parties orientales et septentrionales du Grand Erg oriental qui sont liées au
Dahar tunisien voisin, peu subsident.
Le Maastrichtien peut cependant être distingué dans le Tinrhert oÙ il renferme les
,
i t
mêmes espèces caractéristiQues Que dans le bassin des lullemmeden. En effet, selon BUSSON
i
(1960 et in FABRE, 1976), il est formé à sa partie inférieure d'argiles à gypse et de bancs
, de calcaires et de dolomie à Libycoceras, à sa partie médiane d'argiles et de grès à Laffittéines
1
1
. et Zuffardia
(Echinide), à son sommet de calcaire et de dolomies à Echinotiara et
t
1
Libycoceras, qui sont surmontés par des calcaires è Linthia sudanensis
; les équivalences
entre ces niveaux et ceux du bassin des lullemmeden sont évidentes (voir chap.3, tab.3.4 et §
.5 et 2.6.1).
1 il'
l ,1 .
4
' . ,
. ,
4.1.4-Dans le bassin de Tindouf,' le Crétacé supérieur est représenté par des marnes
sableuses et des marno-calcaires versicolores à gypse du Cénomanien, par une formation
essentiellement calcaire et fossilifère du Cénomano-Turonien, à Oursins et Ammonites
(Ne%bites, probablement), et par un ensemble marno-calcaire sénonien sableux et gypseux
d'après
CHOUBERT et al.
(1966).
Le
Cénomano-Turonien
et
le
Sénonien
sont
remarquablement riches en silex et en niveaux de silexite. Selon ces auteurs, le Crétacé
supérieur basal, épais d'environ 150 m à l'extrémité ouest de la Hamada du Dra, se biseaute et
passe progressivement vers l'Est à des dépôts continentaux au sommet desquels subsiste
cependant, jusque vers le méridien 9°W, la dalle de calcaire à silex et débris d'Huîtres du
Cénomano-Turonien. Plus loin vers l'Est, le Crétacé supérieur basal est arkosique et
entièrement continental. Il semble disparaître sur le méridien 8°30'W, l'Eocène recouvrant
directement le Paléozoïque dans la coupe de Hassi Targant (GEVIN et a/., 1978).
4.1.5-pans le bassin de Taoudenni, le Crétacé supérieur de la région du Tilemsi-
Tanezrouft est également représenté par des dépôts continentaux et marins à propos desquels
subsistent plusieurs indéterminations stratigraphiques. Des dépôts marins s'intercalent à
plusieurs reprises dans des sédiments détritiques fins ou chimiques, continentaux. Les
premiers dépôts marins, argilo-gypseux, correspondraient peut-être au Cénomanien-

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Figure 5.11 • La transgression du Cénomano-Turonlen en Afrique de l'Ouest
(d'après KOGBE, 1981, modifié).

---

231
uronien ou, plus probablement, au Campanien, les seconds représentent le Maastrichtien
qr,'
érieur, les
derniers le Maastrichtien terminal (et une partie du Paléogène). L'épaisseur
ï
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Dans le sud du bassin de Taoudenni (région de Nema-Nara), il n'existe pas de dépôt de cet
4.1.6-0ans le bassin des lullemmeden, le Crétacé supérieur est représenté par des
pOts marins et continentaux disposés en fines alternances. surtout pendant le Sénonien.
rois périodes de sédimentation marine s'individualisent plus nettement dans le bassin : elles
. rviennent durant le Cénomanien supérieur-Turonien inférieur, le Maastrichien inférieur,
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,
ns doute, et il la fin de cet étage.
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le Cénomanien inférieur-moyen est caractérisé par des dépôts continentaux fins,
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,
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6m~tlill~.f!Jum2.l2iJ~--.JUJNYJ/~·'.@ri~ür~. le Turonien supérieur et le Sénonien inférieur
rrespondent il une période de sédimentation fine. chimique, continentale et marine.
L'épaisseur de la série des calcaires blancs attribuée au Turonien supérieur indique une
1Ubsidence importante du bassin, alors que le Sénonien inférieur, de composition lithologique
voisine, est très mince ; toutefois on remarquera que ces ensembles ne sont pas datés avec
cision et que, par conséquent, la subsidence du bassin, ou sa stabilité, ne sont pas prouvées.
Le Sénonien supérieur correspond il une sédimentation argilo-silteuse, riche en lignites. il
tercalations de sables et de grès fins. Il comprend en outre des dépôts marins fossilifères peu
épais qui sont constitués, dans sa partie moyenne, par des marnes, des marno-calcaires et des
Irgiles et, à son sommet, par des calcaires. les deux intercalations marines franches sont
Li
r
4.1.7-0ans le bassin du Tchad, le Crétacé supérieur est constitué par des dépôts marins
et continentaux. Le Cénomanien. le Turonien et le Coniacjen sont représentés dans le Nord du
bassin par des séries argileuses sans éléments détritiQues admettant QuelQues intercalations
Arbonatées il riches faunes d'Ammonites. Ces intercalations deviennent lenticulaires au sud du
lac Tchad, dans la partie ouest du fossé de Doba-Baké-Birao où elles sont contenues dans des
séries plus détritiques qui pourraient être continentales. Puis la série sédimentaire s'enrichit
,
:en éléments détritiques au Santonien. Cet enrichissement est également net dans le Sénonien
; i
supérieur, après l'épisode tectonique fini-santonien (voir plus loin). Il en est de même dans
rensemble du Crétacé supérieur en se rapprochant des bordures du bassin (Djado et
Damagaram) et de sa partie méridionale. au Sud du Lac Tchad.
les fortes variations d'épaisseur démontrent l'instabilité du bassin du Tchad au Crétacé
upérieur et surtout au Sénonien supérieur, et l'existence de manif~stations tectoniques en
Istension qui se
traduisent
par le
rejeu
synsédimentaire des fractures
et
par
pprofondissement des fossés qu'elles délimitent.
La transgression cénomano·turonlenne
Au début du Crétacé supérieur se produit la plus grande transgression qu'a connue
l'histoire géologique de l'Afrique après le Paléozoïque. Son maximum d'extension est atteint,
apparemment partout en même temps, au Turonien inférieur, lorsque la Téthys communique
,avec l'Atlantique Sud par les bassins du Sahara, du Tchad et de la Bénoué, isolant
provisoirement l'Afrique de l'Ouest du reste de l'Afrique (fig.5.11) ; et ceci jusqu'au
.Coniacien sans doute, d'après des identités de faunes qui existent entre les domaines téthysien
et atlantique. le bras de mer turonien ne devait cependant pas être bien large dans la zone de la
Haute Bénéoué (100 à 200 km au maximum). On remarQue (fig.5.12) Que l'épaisseur du
Cénomanjen est encore importante à la limite sud de la Hamada du Tinrhert. ce Qui constitue,
run des arguments les plus importants en faveur du passage de la transgression par cette zone
,du bassin du Sahara et par les fossés du Ténéré Qui se situent dans son prolongement
méridional. vers les bassins du Tchad, des lullemmeden et de la Bénoué.
Le début de cette trangression n'est pas synchrone dans les différents bassins. Ce
décalage traduit l'envahissement progressif des zones les plus basses du continent au fur et il
esure de la montée du niveau marin et aussi de l'effondrement de certaines de ces zones.

---

232
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rap~eler qu'en Berb~rie le Cênomanien cartographié est en principe complet, alors que sur la plateforme saha-
rienne il est le plus souvent amput~ de la dalle carbonat~e sommitale, regroupée dans l'êtude des sondages
avec le. carbonates turoniens. L'inexactitude introduite de ce fait est quantitativement insignifiante et elle
ne .aurait avoir aucune r~percussion sur l'allure de cette carte.
Figure 5.12· Carte en Isopaques du Cénomanlen du Sahara et des réglons voisines de la
Berbérle (BUSSON, 1971),

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233
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Figure 5.13 • La phase Intra· à flnl-santonlenne.
Manifestations et directions des contraintes principales
(GUIRAUD et al., 1985b).

---

234
Ainsi elle débute à l'Albien moyen dans les bassins côtiers où elle est révelée par
l'apparition de "black shales" au Cénomanien supérieur et au Turonien, faciès essentiellement
lié à une augmentation de la tranche d'eau océanique créant en profondeur une couche d'eau
anoxique propice à la formation de tels dépôts.
Dans le bassin du Bas-Sahara, le domaine marin se cantonne à la partie nord-orientale
du ba~sin à l'Albien.
Dans la partie mésozoïque du bassin de Tindouf ou bassin de Merkala, le Cénomano-
Turonien qui pénètre dans le bassin par l'Ouest, est représenté par une série calcaire et
marno-calcaire à faune marine dont des Neolobites du Cénomanien supérieur signalés dans la
coupe d'El Bouirat et dans celle de Toueila, à l'Ouest du méridien 9°W (CHOUBERT et a/••
1966).
4.3- L'épisode tectonique
intra- à fini-santonien
L'épisode tectonique intra-sénonien a été mis en évidence dans le bassin de la Bénoué. au
Nigéria. Dans le reste de l'Afrique de l'Ouest, ses effets sont très variables. généralement mal
connus et surtout mal datés (fig.5.13).
pans le bassin de la Bénoué. le changement de pôle de rotation de la plaQue africaine est
responsable d'un événement tectoniQue majeur Qui entraîne des réajustements jntraplaQyes
importants (BENKHELIL. 1985b et 1986). Il se traduit au Santonjen par un épisode
compressif dont la direction de raccourcissement est orientée N14QoE et qui provoque:
- l'émersion du domaine d'Abakaliki, en Basse Bénoué, et sa déformation qui
s'accompagne d'un métamorphisme léger, allant jusqu'à la recristallisation des micas;
- le recul de la mer de part et d'autre de la Moyenne Bénoué qui émerge et qui ferme
ainsi définitivement la voie de communication marine crétacée, par les fossés de l'Ouest et du
Nord-Ouest du Tchad, avec les bassins des lullemmeden et du Sahara;
- la discordance du Sénonien supérieur sur le Sénonien inférieur. parfois partiellement
érodé.
pans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya (fjg.5.2), il est responsable de l'absence dU
Santonjen supérieur et du Campanien inférieur. et de la discordance du Campanien supérieur.
Les équivalents continentaux de ces séries marines sont également individualisés en deux
ensembles discordants entre eux. L'anticlinal d'orientation subméridienne et à pendages très
faibles de Puerto Cansado est postérieur au Crétacé moyen-supérieur. Il peut donc résulter de
l'épisode tectonique fini-santonien ou fini-crétacé ou. plus probablement encore. de l'épisode
intra-éocène.
pans le bassin sénégalo-mauritanien. cet épisode tectoniQue n'a pas été mis en évidence.
La seule manifestation tectonique locale connue durant le Sénonien est la mise en place du dôme
syénitique de léona, mais elle ne survient qu'à la fin du Campanien, d'après l'âge attribué aux
derniers niveaux que surmontent en discordance les "sables aquifères du Sénégal".
maastrichtiens. A l'Ouest. sur le talus coniinental, à la latitude de la Gambie et de la
Casamance, le Sénonjen supérieur surmonte directement le Crétacé inférieyr mais cette
lacune résulterait plutÔt de l'action de courant sous-marins ou de phénomènes gravitaires Que
d'un épisode tectoniQue bien défini, compte tenu de la grande instabilité classique des dépôts de
la partie haute des talus continentaux.
Dans le bassin du Sahara septentrional. le Sénonien inférieur évaporitique montre des
variations brutales d'épaisseurs aux abords de structures anticlinales ou de zones hautes qui
ont donc joué durant cette période. Ces seuls mouvements locaux pourraient être imputables à
l'épisode tectonique intra-sénonien, mais leur âge exact n'est cependant pas connu avec
précision. AU Nord du Sahara, dans le domaine tellien. une phase appelée "emscMrienne" est
décrite dans les mont du Hodna où elle est responsable de l'extrusion de lames carbonatées du
Jurassique accompagnée de montée d'argiles salifères du Trias (BERTRANEU. 1952 ;
GUIRAUD, 1973 et 1975) . Cette phase se produit entre le Turonien supérieur et le
Campanien marin qui surmonte en concordance des conglomérats attribués au Santonien. De
tels dépôts post-tectoniques peuvent toutefois s'accumuler très rapidement et cette phase
"emschérienne" peut donc s'être produite au Santonien aussi bien qu'au Coniacien. âge qui lui
est le plus souvent attribué.

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235
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Dans le bassin de Taoudenni, il semble, malgré les indéterminations stratigraphiques
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,nombreuses qui subsistent, que le Sénonien corresponde à une période de subsidence active
'dans la région du Tilemsi qui se superpose à la suture panafricaine. Cette subsidence résulte du
Jeu en distension de cette zone de suture ancienne, mais en l'état actuel des connaissances il
1
'èst difficle de préciser davantage.
Dans le bassin des lullemmeden, le Crétacé supérieur présente de nombreuses variations
'd'épaisseur dues vraisemblablement à des rejeux structuraux qui demanderaient a être
vérifiés et étudiés en détail dans l'ensemble du bassin. Dans le Damergou et le Koutous, la
discordance qui sépare les deux séries continentales pourrait traduire l'existence de cet
,épisode intra-sénonien, si ces deux séries représentent bien le Sénonien inférieur et le
Sénonien supérieur, ce qui reste à démontrer. Dans la partie la plus méridionale du bassin, au
Nlgéria, le Rima Group
qui correspond au Maastrichtien et au Campanien, en partie ou
totalité, surmonte directement l'ensemble 1110 et Gundumi attribué au Jurassique supérieur
et (peut-être) au Crétacé inférieur. La discordance du Rima Group et la lacune de la plus
grande partie du Crétacé supérieur si elle était confirmée, pourraient résulter de cet épisode
tectoniQue jntra-sénonjen.
Dans le bassin du Tchad, celui-ci est révélé par la djscordance Qui sépare le Sénonjen
Inférieur-Cénomanien du .Sénonjen supérieur des forages du Niger oriental. Au Crétacé
supérieur toute cette région a été le siège d'une subsisdence très importante marquée par deux
i
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paroxismes qui sont responsables de basculement de couches et de discordances, à la fin du
,Santonien et à la fin du Maastrichtien (voir ci-après).
4.4- L'épisode tectonique fini-crétacé
L'Afrique de l'Ouest est affectée à la fin du Crétacé par un épisode tectonique général dont
les effets sont variables (f1g.5.14).
4.4.1-0ans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya (fig.5.2), la limite crétacé-tertiaire est
soulignée par une lacune et une discordance. A terre le Paléogène de la formation de Samlat
surmonte en discordance le Crétacé supérieur de la formation de Lebtaïna (RANKE et al.,
. 1982). Dans le domaine offshore, cette limite est marquée par un hiatus et une discordance
angulaire (discontinuité D1 ; VON RAD & WISSMANN, 1982). Dans l'ancien Sahara espagnol
(AUXINI, 1969), la formation équivalente de Yebeilat est généralement discordante sur le
Crétacé supérieur et même, au Sud-Est, siJr le Crétacé inférieur. Dans les parties nord et
ouest de cette même zone, se sont les argiles à silex de la formation de Itgui, sans doute éocènes
'. par comparaison avec l'Eocène du Sénégal, qui reposent en discordance sur le Crétacé
supérieur. L'anticlinal de Puerto Cansado qui est postérieur au Crétacé moyen-supérieur,
, i
'l)()Urrait résulter de l'épisode tectonique fini-crétacé.
,
1
4.4.2- Dans le bassin sénégalo-mauritanien et surtout dans sa partie occidentale,
[épisode tectoniQue fini-crétacé provoQue les lacunes partielles ou totales du MaastrjChtjen et
du paléocène et la discordance des séries transgressiyes éocènes. Oans la partie terrestre du
bassin, la lacune du premier est le plus souvent due à l'érosion, celle du second à un non dépôt.
Il provoque aussi l'ascensjon des dÔmes de sel au large de la Casamance et de la Mauritanie m
des mouvements de blocs faillés en distension (horst de Ndiass, dorsale de Rkiz-dôme de
Guiers, graben de Rufisque). Dans le détail cet épisode tectoniQue n'es! pas uniQue; le
Paléocène est généralement discordant sur le Maastrichtien, et l'Eocène inférieur sur le
Paléocène: le soulèvement du horst de Ndiass se produit avant et après le Paléocène supérieur,
la montée du dôme Flore avant le Paléocène basal et avant l'Eocène inférieur. Cette tectonique
.est encore active pendant la sédimentation du Paléocène et de l'Eocène inférieur dans le graben
·de Rufisque.
4.4.3-0ans le bassin du Sahara, au Nord du Hoggar, AMARO et al. (1981) signalent la
présence d'un mjcroconglomérat marin intraformationnel, à débris phosphatés, qui constitue
, un excellent niveau repère dans tout le bassin et qui s'intercale dans les séries marines du
Maastrichtien supérieur-Paléocène inférieur. Ce microconglomérat doit être mis en parallèle
avec une partie des niveaux sableux du Paléocène du Tilemsi et du bassin des lullemmeden.
. Dans l'Est du Tademaït un conglomérat fluviatile ravinant est l'équivalent latéral de ce niveau

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Figure 5.14· La phase fini à post·crétacée (·66 Ma) en Afrique de "Ouest.
Manifestations et directions des contraintes principales
(d'après GUIRAUD et a/., 1985b, modifié).

---

237
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"père (conglomérat d'Ed
Dahna; AMARD et al., 1961). Sur la bordure est de la dorsale
.Idjerane-Tademan-Mzab-Hassi Rmel, le Paléocène supérieur et !'Eocène inférieur sont
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progressivement transgressjfs vers l'Ouesl el surmontent en discordance (cartographiQue) les
Mrjas antérieures érodées : Maastrichtien supérieur-Paléocène' inférieur, Maastrichtien
férieur et même Campanien plus à l'Ouest (AMAR et al., 1961). En outre, dans le Tinrhert
et le Tademaït, plusieurs fractures, parmi lesquelles celles de la dorsale d'El Biod-Gassi Toui!
qui représentent le prolongement vers le Nord-Nord-Est du grand linéament subméridien du
4°S0'E du Hoggar et aUXQuelles sont associés des plis d'entraînement. affectent le Crétacé
,upérieur et s'amortissent parfQis dans les séries plus récentes de rEQcéne supérieur ou du
Çontinental terminal (BUSSON, 1960 et 1965 ; LEFRANC, 1974 ; AMARD, 1977). Elle ont pu
se former ou rejouer à la fin du Crétacé, mais l'étude de détail de ces structures reste à faire.
A rextrême ouest du bassin du Sahara, dans la région de Kenadza, le SénQnjen argilQ-gypseux
.
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4.4.4-0ans l'Ouest du bassin du TindQuf, les conglQmérats de la Hamada el AkQuadjm,
superposés aux niveaux marins du Crétacé supérieur de la Garet el Has, témQignent d'une
reprise d'érQsiQn qui affecte la DQrsale Reguibat et date de la base du Tertiaire (GEVIN et al.,
. 1970). Elle représente un écho de l'épisode tectoniQue fini-crétacé qui se traduit plus
généralement par la discordance du paléQgène sur le Crétacé (Cénomano-TurQnien et anté-
Cénomanien) et sur le paléozQïQue (GEVIN, in FABRE, 1976, p. 324).
4.4.S-plus à l'Est dans les Kem Kem, LAVOCAT (1954) signale le plissement de la dalle
de calcaire marin du CénomanQ-Turonien, recouverte dans l'oued Hamri par les cQuches à
Umicoloria aquitaniennes (CHOUBERT, 1956) non déformées, et du Sénonjen lagunaire de la
région de Zegdou. Les pendages de l'anticlinal subméridien de l'oued Hamri atteignent 40°. Il
existe, plus à l'Ouest, d'autres plis d'orientations voisines ou plus obliques qui mériteraient
!une étude détaillée. Dans la même région, FABRE (1976) donne la coupe de l'anticlinal crétacé
du Tadaout el Berhil (Kreb Tilemsi -?- de LAVOCAT, 1954, p. 76, fig. 29), à pendage
. compris entre 20 et 30° et situé sur le passage d'une grande fracture. L'absence des couches
écocènes à Ceratodes dans cette zone ne permet pas de savoir si les déformations résultent
d'un seul ou, plus vraisemblablement, de plusieurs épisQdes tectQniques (voir plus loin).
L'Eocène plissé existe bien, plus à l'Ouest dans la région de Zegdou, mais Qn ne sait pas s'il est
i;
discordant sur le Crétacé supérieur (GRAMBAST & LAVOCAT, 1959 ; GEVIN et al., 1975).
;
1
4.4.6-0ans le bassin de TaQudenni. aucune déformation n'a été décelée, aussi bien au
Sud, dans la région de Nema-Nara, qu'à l'Est, dans celle
du Tilemsi. ToutefQis, la lacune
partielle et les dépôts détritiQues régressifs du Paléocène inférieur, interrompant la
,1
sédimentation carbonatée qui débute au Maastrichtien terminal et se termine au Paléocène
1
périeur, peuvent représenter les échos lointains de cet épisode tectQnique.
4.4.7-0ans le bassin des lullemmeden, là QÙ le Maastrichtien et le Paléogène n'ont pas
( été érodés, cet épisode tectonique se signale par la lacune partielle QU totale du paléQcène
, Inférieur et par des dépôts gréseux paléocènes cQmparables à ceux du bassin de TaQudenni.
Dans le Nord-Est et à l'extrême Sud-Ouest du bassin, il donne lieu à des réajustements
.structuraux et à des rejeux en décrochements d'accidents anciens qui s'accQmpagnent de
flexures et de plis d'entraînement à pendages faibles. Ces déformations sont cQmpatibles avec
.
.
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4.4.8-0ans le bassin du Tchad, au Niger Qriental, il se traduit par la discordance
angulaire neUe de rEocène inférieur-mQyen. Ce dernier surmonte une frange d'altératiQn qui
s'est dévelQppée au Paléocène à partir de la surface d'érosion des séries du Maastrichtien et du
Campanien basculées. Certaines ZQnes soulevées du bassin ont donc été le siège d'une érosion et
d'une altératiQn importantes alQrs que se poursuivait la sédimentation dans d'autres zones et
dans les bassins voisins des lullemmeden et de la Haute BénQué.
Cet épisode tectonique correspond aussi à une recrudescence des effondrements des fossés
du Niger orjental et au contraire à une compressiQn des fQssés du Sud du Tchad, ceci étant lié à
rorientation des différents fossés par rapport à la directiQn de raccourcissement orientée
,140oE à N-S (fig.5.14) : les premiers, qui sont subparallèles à la contrainte maximale,
1
. jouent en distensiQn, les secQnds qui sont très obliques, rejouent en compression.

---

238
5- LE CENOZOIQUE
L'évolution géodynamique de l'Afrique de l'Ouest au cours du Cénozoïque est divisée en
deux grandes périodes par un épisode tectonique intra-èocène. Jusqu'à la fin de l'Eocène
moyen, l'Afrique de l'Ouest est le siège d'intenses processus d'altération et d'érosion chimique
qui se traduisent par des dépôts chimiques et biochimiques. A la fin de l'Eocène moyen, elle est
affectée par un épisode tectonique qui a été mis en évidence dans de nombreuses régions, et qui
est bien marqué en Afrique du Nord. Après cet épisode tectonique, elle est soumise à une
évolution essentiellement continentale caractérisée par des sédiments détritiques et des
manifestations magmatiques variées.
5.1- Le Paléocène, l'Eocène inférieur et moyen
5.1.1-0ans le bassin
d'El Aaïoun-Tarfaya (fig.5.2), le Paléocène et l'Eocène
correspondent à la formation de Samlat qui est discordante sur la formation de Lebtaïna
(Crétacé supérieur) et qui comprend trois ensembles (RATSCHILLER, 1968) :
- "ensemble inférieur de l'Uad Itguj, dont l'épaisseur déterminée en forage atteint 200
à 300m, est représenté par des calcaires à cherts et silex et à intercalations marneuses de
craies siliceuses légèrement sableuses localisées surtout dans sa partie inférieure, riche en
phosphates (AUXINI, 1969). Il est daté du paléocène grâce à une riche microfaune;
- l'ensemble moyen de Gueran est formé de craie siliceuse blanche à intercalations
silto-gréseuses et conglomératiques riches en dents de requins, os de Poissons, coprolithes et
nombreux foraminifères caractéristiques de l'Eocène. Son épaisseur varie dans les forages de
400 à 800 m ;
-l'ensemble supérieur de Hofrat Um Morcba (latitude 24°25'N) ou de Morcba est
représenté par des grès tendres, fins à conglométatiques, argileux et crayeux, contenant des
lentilles de grès ferrugineux intercalées et de rares bois fossiles. Cet ensemble, dont
l'épaisseur en sondage est comprise entre 250 et 300 m est, selon RATSCHILLER, attribuable
à "Oligocène et en partie au Miocène par sa position stratigraphique.
L'ensemble de Morcba repésente plus yraisemblablement les derniers niveaux éocènes
antérieurs à l'épisode tectoniQue intra-éocè'ne : en effet on sait d'une part que l'Oligocène
correspond à une période d'intense érosion se traduisant par une importante lacune dans la
série sédimentaire aussi bien à terre qu'en mer et qu'il est quasiment absent sur toute la
marge ouest-africaine (à l'exception des dépôts sénégalais) et dans la plupart des bassins
intérieurs, et d'autre part que la formation miocène d'Aaïoun surmonte l'ensemble de Morcba
en discordance (voir plus loin). La formation détritiQue de Arjdal Qui lu; est éQuivalente. est
placé dans l'Eocène (AUXINI, 1969).
L'épaisseur totale du Paléocène et de l'Eocène, dans les forages côtiers, atteint 800 à
1000 m (AUXI NI, 1969). Dans la partie méridionale du bassin, la formation de Yebeilat,
essentiellement détritique, correspond à la formation de Samlat (AUXINI, 1969).
5.1.2-0ans le bassin sénégalo-maurjtanjen, le Paléocène et l'Eocène inférieur et moyen
correspondent à des dépôts marins transgressifs calcaires et argileux à attapulgites
renfermant des silex et des niveaux phosphatés et se chargeant vers l'Est en éléments
détritiques. Le maximum de la transgression se place à l'Eocène inférieur. Ces séries sont tout
à fait comparables à celles du bassin d'El Aaïoun·Tartaya.
5.1.3-0ans le bassin du Sahara, une "série (ou zone) à Algues" d'abord placée dans le
Crétacé, a été ensuite attribuée à l'Eocène par suite de la découverte de Nummulites et
d'Operculines en sondages dans le Bas-Sahara (BUSSON,1971).
Cette série, essentiellement calcaire et dolomitique à Algues, silex et intercalations
marneuses et anhydritiques, est comprise entre le banc d'anhydrite repère que BUSSON place
au sommet du Maastrichtien, mais qui serait l'équivalent latéral des niveaux détritiques
appartenant au Paléocène inférieur (voir précédemment), et l'Eocène inférieur à Nummulites
vraies. Dans le Tinrhert occidental et le TademaTt oriental, des marno-calcaires, des calcaires
et des dolomies dans la même position stratigraphique, ont fourni une abondante microfaune à
Ranikothalia (Operculinoides) bermudezi (PALMER) et Lockhartia
associée à l'Oursin

---

~.•..l',nthiasudanensis BATH.,formesquidatentlePaléocènesupérieur(BUSSON,1971;
MARD, 1975 ; AMARD et BLONDEAU, 1979 ; AMARD et al., 1981). Ces mêmes faciès se
: trouvent dans le Tilemsi (bordure est du bassin de Taoudenni) et dans le bassin des
: lIemmeden.
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L'EQcène inférieur correspond principalement à des dQlomies et calcaires à silex
ndants, et rares passées marneuses qui Qnt fQurni dans le Bas-Sahara de nombreuses
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1
lanatus (CORNET et al., 1959 ; BUSSON, 1971). SQn épaisseur, assez CQnstante dans le
1
, 55in du Sahara, est vQisine de 50 m.
1
1
Dans Je Tademaït, l'EQcène inférieur est représenté par des niveaux calcaréo-argileux
1
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calcaires dQlomitiques, à Algues et parfois à silex, à Nummulites traasi DE LA HARPE et
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1
. deserti DE LA HARPE Qui datent la base de l'Eocène inférieur (AMARD & BLONDEAU,
, 979).
,
.
L'EQcène mQyen correspond à L1ne série gypseuse ou anhydritjQue massive admettant
iquelques rares passées d'argiles bariolées et de calcaires dolomitiques et passant latéralement
Il des faciès détritiques (fig.5.15 ; BUSSON, 1971), comme dans l'Atlas saharien (Monts de
Zab; GUIRAUD, 1973). Ces faciès qui succèdent sans transition aux carbonates, soulignent le.
relrait de la mer Qui Quitte définitivement les bassins intérieurs de l'AfriQue de l'Quest, et
annoncent l'épisode tectonique jntra-éocène.
pans le Sud des Kem Kem (Djebel Berhil et Gour Rouidane), la série qui succède au
Cénomano-turonien comprend des argiles rouges et des grès rQses, avec un banc de grès
conglomératique intercalé, surmontés par une double dalle de calcaire légèrement sableux à
silex, Characées, Algues et Ostracodes ; cette formation qui se termine par ces calcaires
lagunaires ou lacustrès plutôt que marins pQurrait représenter l'Oligocène ou le Néogène selon
JOLY, ou le Campanien-Maastrichtien selon lEFRANC (FABRE. 1976). Au Djebel ben Sour
tout prQche, sa base renferme du gypse en abondance et lAVOCAT (1954), qui en donne la
coupe, considère comme JOLY qu'elle serait l'équivalent latéral des couches aquitaniennes à
Limicolaria . Toutefois les descriptions de cette série sont tout à fait comparables à celles de
l'Eocène du bassin de Tindouf fournies par GEVIN et al. (1975 et1978) et cette série
pourrait être de même age.
5.1.4-0ans le bassin de Tindouf, les recherches de LAVOCAT (GRAMBAST & LAVOCAT,
1959) et de GEVIN et al., (1970. 1975 et 1978) ont mis en évidence la présence de
paléocène et d'EQcène constituant le soubassement de la Hamada du Dra.
Le paléocène correspond à des argiles rouges remaniées, gypso-salines. montrant
localement des paléosols à fentes de dessication. épaisses de 15 m au maximum (à Targant). A
la bordure sud de la hamada, de Tindouf à El Fersya à l'Ouest, ces argiles sont remplacées par
le conglomérat kaolinique de la Hamada el Akouadim (ou conglomérat d'Aouelouel, FABRE,
1976) qui surmonte les calcaires à Oursins du Crétacé supérieur.
L'Eocène comprend une série gréso-conglomératique à intercalations sablo-crayeuses.
qui s'enrichit vers l'Est en marnes, en argiles à gypse et surtout en calcaires à accidents
siliceux, et qui comporte, à son sommet, un banc de calcaire à silex d'une quinzaine de mètres
d'épaisseur. Ce banc très constant entre Targant (méridien 8°30'W) et Zegdou (méridien
4°40'W), passe vers l'Est à des poudingues à ciment calcaire. La partie inférieure de cette
série gréseuse est datée de l'Eocène inférieur-moyen par une flore de Charophytes recueillie
dans la région de Zegdou avec des restes de Poissons, de Crocodiles, de Tortues et dents de
différentes formes de Mammifères Hyracoïdes (GEVIN et al., 1975).
l'épaisseur totale de l'Eocène atteint 100 m en moyenne, mais elle s'élève à 250 m dans
le "bassin des Ouidan Naga" (à 60 km au Nord-Est de Tindouf; GEVIN et al., 1978).

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2.·1
Figure 5.15 - Carte de répartition des faciès de l'Eocène moyen du Nord-Est de la plate·forme
8aharlenne
(BUSSON, 1971).

---

241
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11 li ..
A propos des dépôts de la bordure nord de la Hamada du Dra affleurant entre Zegdou et
1 :
gant, on notera qu'avant d'être attribués au Paléocène ou datés de l'Eocène, les dépôts
eux azoïques étaient considérés comme un équivalent latéral possible des couches à
micalaria aquitaniennes par LAVOCAT (1954) qui les avait cartographiées comme telles,
que les grès à bancs calcaires formaient selon cet auteur la partie inférieure du Pliocène.
Par ailleurs, il n'est pas exclu que dans la partie occidentale du bassin de Tindouf, une
rtie de la série marno-gréseuse rose ou blanche attribuée par CHOUBERT et al. (1966) au
tien, corresponde en fait à l'Eocène. Ceci paraît indubitable pour la coupe de Zouak (op.
, p. 91) où les grès blancs à roses, de 50 m d'épaisseur, sont surmontés par une dalle
Isse de grès siliceux à ciment calcaire ("première dalle hammadienne" de ces auteurs) : en
t cette partie de la coupe est tout à fait comparable à celle de l'Eocène de Hassi Targant
, bile par GEVIN et al. (1978).
5.1.5-0ans le bassin de Taoudenni, le Paléocène correspond à des calcaires, à des
1
;
1
arno-calcaire riches en foraminifères benthiques, et à des argiles sableuses, l'Eocène
1
rieur, à des argiles papyracées à phosphates (au sommet) et l'Eocène moyen à des argiles
bleuses à lits d'oolithes ferrugineuses.
1:
Ce paléogène est comparable à celui des bassins côtjers sénégalo-mauritanien et d'El
i
1
~UILLI.....LMIUM,II_' Toutefois on peut relever QuelQues différences :
1
·Ies phosphates ne sont pas de même âge ; paléocènes dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya,
nes moyen dans celui du Sénégal. Leur présence dans le bassin de Taoudenni qui est un
maine marin restreint et fermé n'est d'ailleurs pas facile à expliquer, mais on remarque
'ils se localisent dans le détroit soudanais qui pouvait être le siège de courants marins
portants ;
- l'Eocène des bassins côtiers est plus carbonaté et ne contient pas d'oolithes
imlQin.ewlei.. Ceci est dû à une regression plus tardive dans ces bassins et vraisemblablement
ssi à un environnement continental moins prononcé et qui n'a donc pas favorisé les apports
fer nécessaires à un tel type de sédimentation à oolithes ferrugineuses;
- l'Eocène du bassin de Taoudennj ne renferme pas de silex, si abondants et
ractéristiques dans les bassins côtiers. Il apparait que le transfert de la silice du continent
• elle est libérée lors de phénomènes d'altérations dûs à un climat hydrolysant, vers les
ans, ou du moins la précipitation de cette silice, se sont effectués préférentiellement vers
1
:
t dans les bassins côtiers, pour des raisons qui restent à définir.
\\
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,
, !
5.1.6-0ans le bassin des lullemmeden. les séries paléogènes sont très semblables à
celles du bassin de Taoudenni. Les phosphates sont cependant rares. par suite sans doute d'un
nfinement trop important du bassin, et les niveaux oolithiQues ferrugineux de l'Eocène
yen sont au contraire plus développés.
A l'extrémité méridionale du bassin dans la région de Sokoto au Nigéria, il y a une lacune
lans doute totale du paléocène inférieur. Cette lacune découle d'un bref épisode régressif Qui se
aduit encore dans le reste du bassin par la présence de niveaux détritiques à cette époque;
est connue plus au Nord dans les bassins de Taoudenni et du Sahara et résulte de "épisode
.
.
.
5.1.7-Dans le bassin du Tchad, l'Eocène moyen est seul représenté à l'affleurement par
des dépôts détritiQues à niveaux d'oolithes ferrugineuses. plus importants encore que dans le
bassin précédent. La profonde frange d'altération visible sur le terrain, qui affecte le sommet
du Crétacé supérieur, démontre que la région a été soumise à une période d'érosion mécanique
puis d'altération géochimique qui se place au Paléocène et à l'Eocène' inférieur.
Dans les fossés d'effondrement la série stratigraphiQue peut. par contre. être complète.
L'Invasion
marine du
Maastrichtien
te'rminal-Paléocène.
La dernière grande transgression de l'histoire post-paléozoïque de l'Afrique de l'Ouest,
mme la sédimentation carbonatée littorale évoquée ci-dessus qui en découle, n'est pas

---

242
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Ma) en Afrique de l'Ouest.
Figure 5.16
La phase Intra-éocène ou pyrénéo-atlaslque (~44
Manlfesfatlons et
directions
des
contraintes
principales
(GUIRAUD et al., 1985b).

---

t.4"
synchrone dans l'ensemble des bassins. Elle est plus précoce dans les bassins intérieurs que
· dans les bassins côtiers. En outre, dans les premiers, elle est de plus en plus récente vers le
·M: elle débute au Campanien supérieur-Maastrichtien dans les Aurès et l'Atlas saharien au
Nord, au Maastrichtien terminal dans le bassin des lullemmeden, au Sud.
Lors de la régression. on note logiquement le phénomène inverse :
- dans le bassin des lullemmeden le Paléocène supérieur correspond à un milieu marin
franc, et l'Eocène inférieur à un milieu confiné ; le bassin est en voie d'assèchement et de
comblement par des grès argileux à oolithes ferrugineuses à l'Eocène moyen ;
- dans le Sahara le domaine de sédimentation carbonaté à Nummulites
se déplace
· progressivement vers le Nord-Est depuis le Tademait-Tinrhert, au cours de l'Eocène (AMARD
& BLONDEAU, 1979). Du gypse et de l'anhydrite massifs se déposent encore à l'Eocène moyen.
Par ailleurs cette transgression atteint son maximum d'extension au Paléocène
· supérieur dans les bassins intérieurs, à l'Eocène inférieur-moyen dans le bassin sénégalo-
,mauritanien et sans doute dans le bassin d'El Aaïoun- Tarfaya - mais ce point n'est pas
.expresséme nt abordé dans les publications récentes (RANKE et al., 1982 ; VON RAD &
WISSMANN, 1982).
5.3 • L'épisode tectonique intra-éocène ou pyrénéen.
L'épisode tectonique jntra-éocène Qui survient vers la fin de l'Eocène moyen. est
sensible dans l'ensemble de l'Afrique de l'Ouest (fig.5.16).
5.3.1- Dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya, cet épisode tectonique est à l'origine du
soulèvement et de l'émersion généralisés du bassin dont la structuration de détail est mal
c o n
n u e
Ses effets, discordances, hiatus et érosion, sont souvent masqués par ceux d'événements
ultérieurs (régression oligocène, mouvements tectoniques miocènes) si bien que, le plus
souvent, le Miocène repose en discordance sur toutes les séries antérieures, jusque sur le
Crétacé inférieur (RANKE et al., 1982 ; VON RAD & WISSMANN, 1982 ; JANSA &
WIEDMANN, 1982).
L'anticlinal d'orientation subméridienne et à pendages très faibles de Puerto Cansado est
postérieur au Crétacé moyen- supérieur. Il peut donc résulter de l'épisode tectonique fini-
ssntonien ou de l'épisode fini-crétacé, ou encore plus probablement, de l'épisode tectonique
Intra-éocène.
5.3.2-0ans le bassin sénégalo-mauritanien. les structures en distension prédominent:
-les horsts et graben de la région de Ndiass et de Dakar rejouent à cette époque ainsi que
le dôme de Guiers et la dorsale de socle de Rkiz ;
,
-il se produit une nouvelle phase d'ascension des dÔmes de sel qui sont situés sur la
marge du bassin, au large de la Casamance et de la Mauritanie.
Cependant QuelQues accidents qui affectent l'Eocène inférieur dans la région du Cap-Vert,
·relouent en
décrochement. Toutefois ils sont trop peu nombreux pour permettre la
· détermination des directions de contraintes.
5.3.3-0an$ le bassin du Sahara, l'épisode tectonique intra-éocène semble très discret.
mais il n'a pas fait l'objet d'études précises. Dans le Tademaït et le Tinrhert, il se caractérise
essentiellement par des rejeux de fractures anciennes, sans doute en décrochement, certaines
d'entre elles limitant des dorsales instables (El Biod-Gassi Touil ; BUSSON, 1960, 1965 ;
LEFRANC, 1974 ; AMARD, 1977).
Toutefois des plis. dont "orientation est voisine de E-W. sont connus dans l'extrême
Nord du Sahara. ou sj!!on préafricain de CHOUBEBT & MARCAIS (1956), parmi lesquels ceux
de la région du djebel Hamara en Algérie (entre les méridiens 4" et SOE), dissymétriques et
déversés vers le Sud en profondeur (GUIRAUD. 1973), et ceux de la région de Boude nib,
autour de la terminaison nord de la Hamada du Guir au Maroc et en Algérie, qui affectent les
couches è Ceratodes de l'Eocène inférieur et moyen aux environs de Meridja (HINDERMEYER,
1950 ; LAVOCAT, 1954). Cette région de Boudenib oÙ les dépÔts post-turoniens sont affectés
par cinQ épisodes de déformations au moins (MENCHIKOFF, 1946 ; HINDERMEYER. 1950), et

---

244
CARTE
SCH(MAIIQUE
DES
GRANDS ENSEM8US
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DE L'AFRIQUE
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Figure 5.17 - Le volcanisme tertiaire et récent en Afrique de l'Ouest

---

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245
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lorsqu'elle sera redevenue
litiquement moins instable, ainsi que l'ensemble du sillon préafricain entre Figuig et
adir, mériteraient une étude tectonique de détail.
5.3.4-0ans le bassin de Tindouf, quelques publications (CHOUBERT & LAVOCAT, 1950 ;
GEVIN et sI., 1970, 1972, 1978) font état de l'existence de failles NE-SW, parmi lesquelles
raccident d'El Fersya, et de plis dont ceux d'Oum el Assel, d'orientation axiale N700E à flancs
parfois très redressés, de l'ordre de 70° d'après la coupe de GEVIN et sI. (1970). Ces
manifestations tectoniques affectent des couches datées de l'Eocène qui sont surmontées en
discordance par la formation hamadienne supérieure attribuée au "Pliocène". Ces structures
'de compression ou de cisaillement montrent des directions assez voisines de celles des
déformations tardihercyniennes, qui pourraient les influencer directement, et sont sans doute
fiées à la phase intra-éocène : elles sont en effet antérieures à une silicification rouge, d'âge
Iigo-miocène probable, qui cachète les failles d'El Fersya et fossilise la surface d'érosion des
ries éocènes.
5.3.5-0ans le bassin de Taoudenni, à la bordure ouest de l'Adrar des Iforas. des plis peu
, accentués se sont formés après le dépôt d'argiles à niveaux d'oolithes ferrugineuses ; celles-
cl, qui surmontent le paléocène supérieur marin bien daté par une riche microfaune, sont
attribuées à l'Eocène inférieur-moyen. Oes accidents anciens Qui limitent des massifs
précambriens rejouent en failles inverses contre lesquelles la série sédimentaire se renverse.
pans la région de Nema-Nara, à la bordure méridionale du bassin, la couverture sédimentaire
extrêmement mince, sauf dans la zone du fossé de Nara, est affectée par des accidents anciens
, Qui ont rejoué en faille inverse ou en décrochements en fonction de leur orientation par
; rapport à la direction moyenne de raccourcissement majeur. A l'ouest de l'Adrar des Iforas et
dans la région de Nema-Nara, celle-ci, déduite de l'analyse mjcrostructurale. est orientée
.N145°E (f1g.5.16).
5.3.6-0ans le bassin des lullemmeden, cet épisode tectonique semble au contraire
discret, mais les recherches sont encore trop partielles. Il provoque la compression et œ.
soulèvement de la branche d'orientation E-W du fossé de Gao (détroit soudanais) et le reieu de
Quelques accidents, ainsi que le retrait définitif de la mer et la discordance très faible du
Continental terminal.
;
1
5.3.7-0ans le bassin du Tchad. ses effets ne sont visibles que dans quelques zones
privilégiées et en particulier au Niger oriental où Il est responsable des plissements locaux et
du rejeu de nombreux accidents. Quelques-uns en décrochement, qui affectent la formation
oolithique de l'Eocène moyen. Ces éléments rendent compte d'un raccourcissement orienté en
moyenne N1100E. Le changement sensible de la direction de la contrainte maximale, par
rapport à celle qui a été trouvée dans le bassin de Taoudenni, est dû à l'orientation des
, stuctures préexistantes.
5.4- Le Cénozoïque postérieur à l'épisode tectonique intra-éocène.
Après l'Eocène moyen et l'épisode tectonique intra-éocène, l'évolution continentale de
l'Afrique de l'Ouest est quasi générale. Elle se traduit par des lacunes et par des dépôts
essentiellemnt continentaux qui constituent le Continental terminal de KILLIAN (1931). Une
brêve incursion marine se produit toutefois au Miocène moyen.
Diverses manifestations tectoniques et volcaniques (fig.5.17) se produisent également
durant cette période qui va de l'Eocène supérieur à l'Actuel.
5.4.1-0ans le bassin d'El AaïQun-Tarfaya (fig.5.2), l'Eocène supérieur et l'Oligocène
n'ont pas été individualisés et il n'y a pas eu vraisemblablement sédimentation à cette époque,
mais érosion. Le Mio-Plio-Quaternaire qui repose en discordance sur les terrains antérieurs,
est généralement peu épais ; toutefois, dans la partie nord-ouest du bassin, son épaisseur
dépasse 1000 m et ces sédiments marins, essentiellement argileux, reposent en discordance
'. sur le Crétacé inférieur (AUXINI, 1969, sondage Daora 1), mettant ainsi en évidence un
hiatus de 80 à 100 millions d'années.

---

246
Le Néogène marin affleure localement dans la zone côtière du bassin, du Sud de Tarfaya
au parallèle 26°N. Le Miocène transgressjf est représenté par des marnes sableuses et des
calcaires gréseux visibles sur 30 à 35 m d'épaisseur, contenant des intercalations gréseuses:
la formation des argiles de Tah (MABTINIS & YISINTIN. 1966) Qui correspondrait au
Tortonjen (CHOUBEBT et ai. 1966 et 1971) ou son équivalent plus au Sud, la formation d'El
Aaïoun qui débute par un conglomérat de base et renferme des lits d'Huîtres, et qui est
attribuée au Miocène supérieur par BATSCHI LLER (1968). Cette dernière formation passe
latéralement à des grès conglomératiques continentaux à bois silicifiés que BATSCHILLER (op.
cit.) dénomme faciès
Lahcheïcha. Les marnes ou argiles sableuses marines passent
progressivement vers le haut à des grès jaunes et calcaires gréseux (Pliocène hypothétique de
CHOUBERT et al., 1966). /1 s'agit de la formatjon marine de Izic. d'âge miocène sypérieyr à
pliocène probable, qui a pour équivalent continental vers l'Est le faciès Erbejg riche en
Gastéropodes (BATSCHILLER, op. cit.).
D'autres dépôts continentaux de sables arkosjgues conglomératigues et de silts roses
constituent, plus au Nord, le soubassement d'une "dalle hamadienne supérieure" (CHOUBERT
et al., 1966). Selon ces auteurs, ces dépôts que l'on retrouverait dans la zone côtière, au Sud,
sur le Miocène marin, sont tout à fait comparables à ceux qui affleurent dans le talus de la
Hamada du Dra et "il est évidemment tentant de leur attribuer le même âge probable" miocène
terminal-pliocène basal ("Pontien"). On voit que ces dépôts occupent la même position
stratigraphique que la formation de Izic et de son équivalent continental.
La série comporte ensuite deux dalles hamadiennes étagées discordantes, formées de
calcaires lacustres ou palustres et de croûtes calcaires, attribuées au Pliocène terminal, u.n
dépôt marin de 5 à 25 m d'épaisseur, transgressif et discordant sur les terrains antérieurs
(Crétacé et Miocène) et très fossilifère, appelé Moghrébjen (ou grès de Tarfaya de MARTINIS
& YISINTIN. 1966) qui réprésenterait la base du Pléjstocène, et enfin cing ou six niveaux
Quaternaires étagés (CHOUBERT et al., 1966).
Ces derniers auteurs signalent plusieurs traces de manifestations tectoniQues:
-les grès miocènes, sous forme de Wons clastiQues. colmatent et fossilisent des
fractures E-W ouvertes dans le Sénonien argileux;
-les grès fins jaunes de la formation de Izic (Miocène supérieur à Pliocène probable)
sont affectés par de légères ondulations au Sud de Tartaya ;
-des déformations de même type et d'orientation NE-SW. conformes à celles du Crétacé
mais plus attenuées, affectent les dalles hamadiennes ;
-enfin le Moghrébien est également déformé par des ondulations indépendantes des
précédentes et d'orientation
WSW-ENE, parallèles à la côte; par ailleurs son altitude
augmente progressivement vers le Nord-Est, traduisant vraisemblablement ainsi le
soulèvement isostatique différentiel de la région de l'Anti-Atlas.
5.4.2-Dans le bassin sénégalo-maurjtanien.
l'Eocène supérieur et l'Oligocène sont
représentés par des dépôts marins, calcaires ou marneux et souvent phosphatés qui ne sont
connus que dans la région littorale de la Casamance ou golfe casamançais et très localement, à
l'état de témoins, dans la région de Dakar-Thiès. Durant cette période de temps, la plus grande
partie du bassin, y compris sa bordure océanique, est soumise à une érosion consécutive ay
retrait de la mer Qui a débuté après l'Eocène moyen et Qui est maximum à "Oligocène; ceci se
traduit par une lacune importante, le Miocène ou le Continental terminal reposant le plus
souvent directement sur l'Eocène inférieur ou moyen.
Le Miocène inférieur marin. argileux et calcaire, surmonte l'Oligocène en continuité au
large de la Casamance. A terre sur le littoral casamançais, le caractère continental du Miocène
inférieur argilo-sableux à lignites, est plus prononcé ; mais au Miocène moyen (Langhjen à
Tortonjen) se produit une transgression : la mer pénètre dans le Sud du bassin, réoccupe le
golfe casamançais d'orientation E-W et pourrait même avoir atteint des zones plus
septentrionales au maximum de la transgression. A partir du littoral casamançais, l'Oligocène
et le Miocène inférieur se biseautent successivement vers l'Est.
pans le reste du bassin. le Continental terminal. gui peut correspondre à des dépôts
originellement marins ayant subi une altération importante ultérieure. est représenté par
une formation argilo-sableuse rubéfiée. Ces phénomènes d'altération liés à un climat chaud et

---

247
Au Quaternaire, l'aridification générale du climat associée aux variations cycliques qui
le caractèrisent, entraînent l'élaboration de dépôts très variés, lacustres ou palustres,
.. fluviatiles et éoliens. le Quaternaire est également marqué, sur le littoral atlantiQue, par
1W11œ...1r.a~u.e.:~~ particulièrement développées en Mauritanie et dans les zones d'estuaire
bassin. On dénombre en définitive :
- trois niveaux continentaux de glacis cuirassés et de terrasses alluviales, bien
ividualisés dans la vallée du fleuve Sénégal ;
- quatre niveaux marins transgressifs.
Une jmportante activité magmatiQue (fig.5.17) s'est manifestée après l'Eocène moyen
dans toute la partie médiane occidentale du bassin, principalement au Miocène et au
Quaternaire, révélant une distension durant ces périodes. Il s'agit d'un magmatisme alcalin
spus-saturé, essentiellement basaltique, caractérisé surtout par des intrusions (dykes, sills
· et pipes) et des coulées au Mio-Pliocène, et par un volcanisme présentant des phases
d'activités variées, hawaïenne, strombolienne, et explosive (maar), au Quaternaire . .Q..e.
magmatisme se localise au front du plateau continental. dans une zone d'amjncissement rapide
de la croÛte. parcourue par de nombreuses fames d'effondrement submérjdiènnes.
le récent séisme de Koumbja en Guinée (1983) est situé à l'extrémité occidentale W
·lInéaments gujnéo-nubjens, qui ont joué plusieurs fois au cours de l'histoire tectonique post-
'hercynienne de l'Afrique, démontrant ainsi la perrenité de cet accident majeur à l'échelle de la
plaQue africaine tG U1BAU0 et al.. 1985a et 1985b)~
5.4.3-Dan$ le bassin du Sahara, l'épisode tectonique intra-éocène est responsable du
retrait total de la mer, et définitif sur la plus grande partie du bassin. la formation des Atlas
· saharien et marocains a entraîné d'importantes modifications dans la répartition des aires
d'érosion et de sédimentation. Ceci est particulièrement spectaculaire pour le Nord-Ouest de la
plate-forme saharienne Qui se couvre de dépÔts peu épais. après avoir été une zone d'érosion
pendant la plus grande partie du MésozoïQue et du Paléogène: CONRAD (1971) qui a étudié
ceUe région, la dénomme d'ailleurs bassin du Sahara nord-occidental. le reste du bassin du
: Sahara n'a pas fait l'objet de mêmes recherches détaillées et les informations dont on dispose
80nt plus fragmentaires.
A la suite de la régression amorcée à l'Eocène inférieur, l'Eocène moyen évaporitique du
. ,
bassin du Sahara est surmonté par des dépÔts continentaux argilo-gréseux rouges,
r
classiquement attribués au Mio-Pliocène sans argument paléontologique précis.
Au Sud de Touggourt, le passage latéral des dépôts évaporjtiQues à ces dépôts détritiQues
démontre Qu'ils appartiennent encore en partie à l'Eocène moyen, le reste de la série
, représentant le Mio-Pliocène (BUSSON. 1971 ). la présence de l'Eocène supérieur et de
: l'Oligocène est en effet douteuse car ils n'ont pas été identifiés dans le Sahara nord-occidental
où le Néogène est bien individualisé. BUSSON (1971) note encore que dans la plus grande
partie du bassin du Sahara, le passage des calcaires non détritiques de l'Eocène inférieur aux
couches argilo-gréseuses mio-pliocènes, s'effectue brutalement, sans interposition de faciès
régressifs. Ceci pourrait être l'indice d'une lacune dans la série. Toutefois dans le Nord de la
Hamada de Tinrhert, la base des grès rouges à graviers du Continental terminal de la région
d'El Biod, riches en bois fossiles de Dicotylédones présentant certaines parentés avec les flores
de l'Oligo-Miocène d'Egypte, renferme une lentille de calcaireS lacustres à Charophytes. datées
~ de l'Eocène supérieur et de l'Oligocène (BUSSON & GBAMBAST,1965). Ces auteurs concluen, à
l'existence de grès oligocènes correspondant à la formation des grès à bois du Continental
terminal, tout le long de la limite septentrionale de la Hamada de Tinrhert, mais ils précisent
· aussi que le fait de dater en un point la base du Continental terminal "ne peut probablement
,[,..1pas s'appliquer à l'ensemble du "Mio-Pliocène" du Bas- Sahara".

---

248
A la bordure nord du Sahara, le Néogène est présent sur le piedmont méridional de
l'Aurès à l'Est, et dans le bassin de Boudenib et la région des Hamada du Guir et de la Daoura à
l'Ouest.
a)-A l'Est. les séries à passées évaporitiques du Miocène supérieur laguno-continental
succédent au Miocène moyen continental du piedmont sud de l'Aurès. ou marin de la région du
Chott Pierjd (GUIRAUD, 1973), Le Pliocène surmonte le Miocène en parfaite concOrdance; il
comprend des grès et des marnes sableuses et gypseuses à galets et lentilles conglomératiques
et se termine par des conglomérats grossiers qui apparaissent progressivement dans la série.
Les éléments grossiers de la base du Pliocène disparaissent lorsque l'on s'éloigne du piedmont
de l'Aurès.
Ces faciès du Néogène rendent compte d'une ultime incursion marine au Miocène
supérieur. localisée au piedmont sud de l'Aurès. et de la surrection des reliefs gYi est
concomitante de la sédimentation et partjcuHèrement accentuée à la fin du Pliocène.
L'ensemble du Néogène dont l'épaisseur peut atteindre 1300 m dans la fosse sud-
aurasjenne. est ensuite soumis à d'importantes déformations Qui résultent au moins en partie.
de phénomènes de compression liés à la phase tectorogéniQue de la base du Quaternaire
(GUIRAUD. 1973 et 1975).
Sur les piedmonts sud de l'Atlas saharien et de l'Aurès, le Quaternaire discordant sur les
séries antérieures est représenté par des formations peu épaisses, généralement étagées, les
quatre plus anciennes étant également les plus grossières et se terminant par un encroûtement
carbonaté : on compte six niveaux principaux et deux secondairess, les quatres derniers
représentant le Quaternaire récent Vers l'Est, en direction du Sud-tunisien, la proportion du
gypse lié aux apports éoliens en provenance des grands chotts et sebhkas algéro-tunisiens,
augmente très fortement. Dans les zones endoréïques comme les chotts et la région de
Touggourt, se forment plusieurs niveaux à Cardjum au Quaternaire ancien et moyen
(GUIRAUD, 1973).
b)-A l'Ouest. dans le bassin de Boudenib-Becbar et la région des Kem Kem, les
recherches de HINDERMEYER (1950), LAVOCAT (1954), JOLY (1962) et CONRAD (1969 et
1971), ont permis d'individualiser deux ensembles sédimentaires terminés par des surfaces
indurées. subhorjzontales, désignées par le terme de hamada. Dans ces régions, on distingue
les deux hamadas suivantes:
- la Hamada de Boudenjb. ou petite Hamada, Ou Hamada inférieure de LAYOCAT (1954),
oU encore Hamada à C/avatar. 1/ s'agit d'une formation discordante sur l'Eocène à Ceratodes
ou sur le Sénonien gréso-conglomératiques rouge à gypse, composée de grès et de conglomérats
rouges admettant plusieurs intercalations carbonatées lacustres, deux d'entre elles se
terminant par des niveaux fossilifères à Clavator. Dans la partie orientale des Kem Kem
(Kem Kem Irijdalène), la Hamada Bou Laou;ch (ou Boulaouaïche) est l'équivalent de la Hamada
à Clavator. Discordante sur le Céoomano-Turonien carbonaté, el/e est formée de grès et de
marnes à la base, et au sommet, de calcaires gréseux silicifiés renfermant des Limicolaria de
l'Aquitanien (probable). Vers le Sud, en direction de la Hamada de la Daoura, "épaisse
formation marno-gréseuse à gypse, qui surmonte la dalle calcaire cénomano-turonienne,
serait l'équivalent latéral de cette formation à Limicolaria. Dans cette région toutefois, Je
Sénonien est lagunaire ainsi que la base de l'Eocène, mieux représenté plus à l'Ouest, et cette
équivalence n'est donc pas certaine.
Les formations à Clavator et à Limjco/arja des hamadas de Boudenjb et de Bou Laoyjch,
Qui sont éQuivalentes. représenteraient le Miocène inférieur (AQujtanien présumé ; pU
PRESNAY, 1977).
Sur le plan tectonique la formation à Clavator
est affecté par un pli anticlinal
d'orientation WSW-ENE dans l'Oued Tafidjart, à la terminaison nord de la Hamada du Guir
(région de Boudenib ; HINDERMEYER, 1950, et LAVOCAT, 1954) ;
- la Hamada du Gu;r. ou Grande Hamada, ou Hamada supérieure. La série qui est
discordante sur la petite Hamada, comprend des grès fins argileux ou "torba", des
intercalations de poudingues et deux dalles de calcaires dolomitiques gréseux lacustres, les
dalles hamadiennes inférieure et supérieure de CONRAD (1971). La dalle supérieure,
discordante dans la région de Bou Iferda au Sud de Boudenib, supporte des poudingues et des

---

249
grès rouges et blancs surmontés par un calcaire lacustre gréseux, l'ensemble ayant été
. déformé par les derniers mQuvements alpins. Ces dépôts attribués au PliQcène cQrrespQndent è
une sédimentatiQn lacustre de cQmblement. cQncQmitante des derniers sQulèvements de la
chaîne atlastiQue (la "tQrba" serait cQmparable à une mQlasse). Ces sQulèvements Qnt
transformé le Sahara nQrd-Qccidental en un bassin unique, par la juxtapQsitiQn de cuvettes
endoréïques nQuvellement créées: les hamadas du Gujr. de la DaQura et le substratum du Grand
Erg occidental visible dans la vallée de la SaQura. ainsi Que la Hamada du Dra dans le bassin de
Tindouf, SQnt en effet de même âge et Qnt une cQmpQsitiQn tQut à fait identiQue Qui résulte des
mêmes épandages et conditiQns de sédimentatiQn,
A la base du pUQcène supérieur s'instaure ub climat chaud et humide de type tropical
. sur la Sahara central. et un climat méditerranéen sur le Sahara nQrd-Qccidental. Ce
changement climatique est respQnsable de l'édificatiQn, à la fin du Yillafranchien. d'une
cuirasse ferrugineuse à hématite dans l'Ahnet et le MQuydir, au Sud, et d'une crQÛte zQnaire
calcaréo-gréseuse plus au NQrd. Ces niveaux indurés fQssiiisent les surfaces hamadiennes.
Parallèlement, les éCQulements fluviatiles canalisés abQutissent dans les deux lacs à Cardium
de l'Erg Chech, QÙ existent aussi des faciès évapQritiques, et du Pays-Bas de l'Ahnet (CONRAD.
1971 ; CONRAD & CONRAD, 1982).
Au Quaternaire se prQduit une aridificatiQn prQgressive du climat. La successiQn
climatique, pluvial et interpluvial, régie par une suite de cQntractiQns et d'expansiQns du
domaine désertique qui cQrrespond aux phases glaciaires et interglaciaires (CONRAD, 1971),
détermine cinQ à six périQdes climatQ-sédimentajres caractérisées par des dépôts étagés et
emboîtés. Ces dépôts fluviatiles et IQcalement lacustres, SQnt grQssiers au Quaternaire ancien
et mQyen et cQmpQrtent à leurs SQmmets un encrQûtement calcaire. au NQrd. QU un
cuirassement ferrugineux. au Sud. Au Quaternaire récent, ces dépôts SQnt fins, f1uviQ-éQliens
ou lacustres.
Les grands édifices dunaires du Sahara se mettent définitivement en place à l'HQIQcène,
période pendant laquelle l'Humide néQUthique amène la fQrmatiQn de petits fQnds lacustres
entre 6000 et 3000 ans BP.
Sur le plan tectQniQue Qn retiendra que l'accident ancien "Qui limite le cQmpartiment
oriental de la plaine d'Amgujd. ["']. à rejQué à l'HQIQcène et [III] demeure enCQre actif CQmme
en témoigne le fait Que la glacis le plus récent est affecté" (CONRAD. 1971 ). Cette faille
appartient à un ensemble d'accidents dit du 4°50' qui se pQursuit vers le NQrd-Est QÙ il
délimite le haut-fQnd d'El BiQd-Gassi TQuil (BUSSON, 1960 ; BUSSON & GRAMBAST, 1965),
et, vers le Sud-Ouest, par la faille de Kandi (GUIRAUD & ALiDOU, 1981).
Cet ensemble
d'accidents est le siège d'une sismicité actuelle. aussi bien au NQrd. dans le HQggar. Qu'au Sud.
au Ghana. au TQgo et au Bénin (IQcalisatiQn : vQir fig.5. 16).
La surrectiQn du HQggar s'accompagne d'un vQlcanisme alcalin. basaltiQue au MiQcène.
IrachytiQue et phonQlithiQue au PIiQ-villafranchien, et basaltiQue au paléQlithiQue, au
Néolithique et peut-être même à la périQde histQriQue (fig.5.17). Cette dernière phase
d'activité magmatique est également caractérisée par un vQlcanisme explQsif de type maar,
5.4.4-Dans le bassin de TaQudenni. le MiQ-PliQcène pQurrait cQrrespQndre à des
cailloutis peu épais à bQis silicifiés, discQrdants sur les terrains antérieurs et nQn défQrmés,
qui sont compQsés de galets de quartz bien rQulés embalés dans une matrice argilQ-sableuse
rougâtre. Le Quaternaire est représenté par des dépôt alluviaux QU éQliens QU enCQre lacustres
(à l'Holocène surtQut). Localement à l'est du Lac Faguibine, RISER (travaux en cQurs) aurait
trouvé des traces de défQrmatiQns récentes ; il n'existe pas de phénQmènes vQlcaniques ou
subvolcaniques dans cette régiQn.
5.4.5-Dans le bassin des lullernrneden, le CQntinental terminal est cQnstitué de grès et
de grès argileux dans lesquels s'interstatifient trQis cQuches principales d'QQlithes
ferrugineuses,
ainsi que quelques hQrizQns Iigniteux parfQis.
Ces dépôts, d'abQrd
représentatifs d'une sédimentatiQn lacustre QU plus vraisemblablement palustre, SQnt ensuite
caractéristiques d'un envirQnnement fluviatile à tendance tQrrentielle. Ils cQrrespQndraient au
Miocène et au pliQcène et si l'absence de l'Oligocène est prQbable, celle de l'EQcène supérieur
n'est pas certaine, La fin du pliocène et marquée par l'édificatiQn d'une surface d'érQsiQn
généralisée. cuirassée.

---

250
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Tableau 5.1 • Tableau récapitulatif de la chronologie des épisodes tectoniques et volcaniques
(d'après Guiraud et al., 1985b)
1 - phase tectonique; 2 - phase tectonique majeure; 3 - déformations tectoniques accompagnées
de métamorphisme; 4 • tectonique en distension uniquement; 5 - épisode d'ouverture océanique
rapide;6 - épisode volcanique.

---

251
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et des accumulations de sables éoliens.
es dépôts résultent d'une reprise d'érosion généralisée, liée aux mouvements orogéniques qui
nt provoquer la surrection du Hoggar, et de l'alternance répétée de périodes humides et
s caractéristiques des cycles climatiques survenus au Quaternaire.
Les manifestations tectoniques semblent très discrètes dans le bassin des lullemmeden où
Iles se traduisent par Quelques faibles rejeux de fractures Qui affectent le Continental
.
ir ,dans les zones dont l'instabilité est liée au passage de grands
nts à réchelle de la plaque africaine et à la présence de structures tectoniques majeures
que le fossé de Gao.
: 1 :
l
'
i
1
5.4.6-0ans le bassin du Tchad. les terrains postérieurs à l'épisode tectonique intra-
:êocène sont assez comparables à ceux du bassin voisin des lullemmeden. Ils correspondent à des
dépôts fluviatiles argilo-sableux et conglomératiques à oolithes ferrugineuses et horizons de
.HJ·m, dont la base appartient à l'Eocène supérieur et qui sont antérieurs au Pliocène.
Le PUa-Quaternaire est représenté par des argiles et sables fluviatiles, à intercalations
lacustres de diatomites, comportant à leur sommet des dépôts lacustres, deltaïques et éoliens à
, horizons de cinérites. Ces dépôts révèlent l'établissement d'une dépression endoréïQue par
.) suite d'une subsidence active de la cuvette tchadienne concomitante de la surrection des reliefs
[ICJ:u.eJlS., puis une aridification du climat qui présente au Quaternaire de grandes variations
cliques.
Un volcanisme basaltique et jgnimbritiQue daté du Mio-Plio-Quaternaire. s'est mis en
distension de Quelques fractures majeures. et lors de la
1Um~m.Jms....œll~.Qe..muJ~LliI~lLi (fig .5.17).
• Conclusion
De cet essai de synthèse on retiendra que l'évolution géodynamique post-paléozoïque de
rAfrique de l'Ouest est régie par plusieurs grands facteurs (activité tectonique, magmatisme,
mouvements de la mer et conditions climatiques) dont les influences respectives, variables
,
,
!
au cours du temps, sont inscrites dans la nature et la succession des séries qui composent le
i
1
remplissage des aires de sédimentation.
L'histoire tectonique de l'Afrique de l'Ouest est résumée dans le tableau 5.1.
De longues périodes calmes, durant lesquelles peuvent toutefois se produire des mouvements
. i
épirogéniques positifs ou négatifs importants et des manifestations magmatiques, sont
!
entrecoupées par une série de brefs épisodes tectoniques.
Les évènements tectoniques les plus marquants sont au nombre de sept:
-la distension trjasico-ljasiQue qui a débuté au Permien s'est traduite par la formation
du rift de l'Atlantique central et de fossés continentaux (graben de Tezzofi), et par des
manifestations magmatiques variées, rappelées plus bas ;
-les mouvements néocimmér;ens connus au Maroc sont bien individualisés dans le
bassin d'El Aaïoun-Tarfaya (lacunes et discordances). Ils pourraient être responsables
d'activités magmatiques dans l'Est du bassin des lullemmeden et au Nigéria, ainsi que de
l'ouverture du fossé de Nara.
L'arrivée brutale de matériel détritique au Berriasien dans
tous les bassins ouest-africains peut également lui être attribuée ;
- l'épisode tectonique intra-aptien est particulièrement important dans les bassins du
Tchad et de la Bénoué. Il se traduit par une distension généralisée N50oE, contemporaine de
l'ouverture de l'Atlantique équatorial, et de l'affrontement de l'Afrique et de l'Europe dans le
futur domaine alpin. Cette distension provoque "ouverture des fossés du Ténéré, en extension
pure et celle des sous-bassins du Sud du Tchad et de la Bénoué, en cisaillement;
1
•
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---

252
-l'épisode tectoniQue fini-santonjen qui découlerait du changement de pôle de rotation de
la plaque africaine, a été mis en évidence dans le bassin de la Bénoué, au Nigéria. Dans les
"Abakaliki" (Basse Bénoué) il correspond à un épisode compressif avec une direction de
raccourcissement N1400 E, accompagné d'un métamorphisme léger.
. Dans le reste de l'Afrique de l'Ouest, ses effets sont très variables et généralement mal
connus. Dans le bassin du Sahara, il a sans doute donné lieu à des rejeux de structures ; dans
celui de Taoudenni, il pourrait être responsable du rejeu en distension de la zone de suture
panafricaine, entraînant ainsi la subsidence des zones d'Ait Nafa et du Tilemsi. Plus
généralement, la discordance du Sénonien supérieur sur le Sénonien inférieur est connue
dans la plupart des bassins.
Dans le domaine alpin (Tell algérien), la phase "emschérienne" qui résulte de
l'affrontement de l'Afrique et de l'Europe, peut s'être produite au Santonien ;
-l'épisode tectoniQue fini- à post-crétacé qui doit être mis en parallèle avec le début de
l'orogénèse de l'Atlas saharien, est connu dans de nombreuses régions, mais ses
caractéristiques sont encore mal définies. Il provoque des rejeux de structures en distension
et se signale par des lacunes et des discordances. la direction de raccourcissement a pu être
définie dans le Nord-Est et l'extrême Sud-Ouest du bassin des lullemmeden où elle est voisine
de N1400 E. Cet épisode se traduit par une recrudescence de l'effondrement des fossés du
Ténéré et, au contraire, par une compression des sous-bassins du Sud du Tchad et de la
Haute-Bénoué. Ces effets différents sont liés à l'orientation (parallèle au oblique) de ces
structures par rapport aux contraintes.
-l'épisode tectoniQue de la fin de l'Eocène moyen, dû à la collision des plaques africaine
et européenne (phase pyrénéo-atlasique), est connu dans plusieurs régions de l'Afrique de
l'Ouest. Il est responsable du retrait définitif de la mer des régions internes et d'une
régression dans les bassins côtiers, ainsi que de la lacune quasi générale de l'Oligocène qui
n'est connu que dans le bassin sénégalo-mauritanien. A cette exception près, les terrains
postérieurs à l'Eocène moyen sont partout discordants. Cette discordance souligne la base du
Continental terminal et permet de le définir. Dans le domaine marin cet épisode tectonique se
signale par une discontinuité majeure qui permet d'individualiser le Néogène du Paléogène ou
d'autres séries marines. Cet épisode compressif se traduit quelquefois par des plis et, le plus
souvent, par des réajustements de structures faillées.
la direction de raccourcissement déduite des études microtectoniques entreprises dans
plusieurs régions est en moyenne NW-SE (N1400 E) ;
- après l'épisode tectoniQue de la fin de l'Eocène moyen, l'Afrique de l'Ouest est soumise
à une évolution essentiellement continentale durant laquelle se produisent des rejeux
tectoniques en distension qui favorisent de nombreuses venues volcaniques, à partir du
Miocène principalement. De tels rejeux se produisent encore actuellement sur les grands
linéaments guinéo-nubiens et ceux du "40 50" (Amguid-Kandi), comme le prouve la
répartition des séismes.
Les effets des mouvements verticaux sont sensibles dans tous les bassins, à des
degrés divers, au cours du Jurassique et du Crétacé et, plus localement, durant le Cénozoïque.
la subsidence est particulièrement importante au cours du Jurassique supérieur-
Berriasien dans les bassins côtiers ouest-africains et, de la fin de l'Aptien au Plio-
Quaternaire, dans le Nord-Ouest du bassin du Tchad:
- dans le premier cas, elle est liée au début de l'expansion de l'Atlantique central qui se
traduit par la détumescence thermique de la lithosphère et l'éffondrement de la marge
continentale sus-jacente, au fur et à mesure de l'éloignement de la ride d'accrétion;
- dans le second, la subsidence résulte de la permanence d'une distension E-W qui
entraîne l'effondrement synsédimentaire des fossés du Ténéré.
Du trias à l'Actuel ces mouvements de subsidence semblent s'atténuer et intéresser des
zones plus restreintes.

---

253
Les soulèvements les plus importants, en dehors du "doming" permo-triasique des
· marges de l'Atlantique central dont l'ampleur n'est pas connue, se sont produits au centre de
· rAfrique de l'Ouest (Hoggar, Aïr, Tibesti) et dans le Fouta Djalon. Ces mouvements
.• épirogéniques, liés semble-t-il à une à activité volcanique qui à débuté au Miocène, se
poursuivent jusqu'au Quaternaire et ont provoqué localement des exhaussements importants
, du socle (plus de 1000 m dans le massif de l'Atakor).
·
La surrection des reliefs de l'Afrique du Nord et des principaux massifs montagneux de
· rAfrique de l'Ouest va donner aux bassins sédimentaires leurs aspects et limites actuels.
:
L'histoire magmatique de l'Afrique de l'Ouest a connu deux grandes périodes
!,d'activité :
• du permien supérieur à la fin du JurassiQue, la distension triasico-liasique
responsable de l'ouverture de l'Atlantique central se traduit par des manifestations
magmatiques, généralement basiques, qui correspondent surtout à de filons de gabbros et de
dolérites à affinité tholéiitique, à des coulées de basaltes doléritiques ou d'andésites, ou à
· quelques massifs anorogéniques de syénites à affinité alcaline. D'autres manifestations
, généralement acides (filons de rhyolite et massifs granitiques), n'affectent que les bordures
orientale et sud-orientale du bassin des lullemmeden.
La plupart de êes manifestations ont eu lieu au Lias (vers 180 Ma).
• la deuxième période d'activité magmatiQue, qui est également Iiéé à une distension
généralisée, s'étend de l'Eocène supérieur à l'Actuel. Ses manifestations ont lieu surtout du
Miocène au Quaternaire. " s'agit essentiellement d'un volcanisme alcalin associé à des
Intrusions subvolcaniques. Il se localise à l'extérieur du Craton Ouest-africain: Hoggar, Aïr,
,Tibesti, plateau de Jos, ligne du Cameroun-Adamaoua, région du Cap-Vert au Sénégal
·(flg.5.17).
Toutefois diverses manifestations magmatiQues très locales surviennent entre ces deux
grandes périodes, au Crétacé principalement : complexe syénitique de Los, dôme de Léona,
. Intrusions du plateau marginal de Guinée.
L'histoire géodynamique est également marquée par huit transgressions
. (ceDes du Quaternaire étant regroupées) :
• au Trias supérieur-Lias inférieu'r, la première ingression marine mésozoïque se
.. produit dans les bassins subméridiens du rift de l'Atlantique central naissant et sur le Nord-
Est de la plate-forme saharienne. Dans cette région toutefois. les dépôts évaporitiques sont
diachrones comme les grès qu'ils surmontent et de plus en plus récents du Nord vers le Sud.
Il pourrait en être de même dans les bassins côtiers, mais ceci demande à être vérifié;
• dans les bassins côtiers ouest-africains, le JurassiQue correspond globalement à une
grande transgression dont le maximum se place au Jurassique supérieur (Séquanien). C'est à
cene époque que s'édifie, du Maroc au Sénégal, l'essentiel d'une épaisse plate-forme
carbonatée littorale à faciès néritiques. Dans le bassin du Sahara toutefois, l'extension de la
mer est paradoxalement moins importante au. Jurassique supérieur qu'au Trias : le
Jurassique marin carbonaté n'est présent que dans l'extrême Nord-Est du Bas-Sahara. 1[
passe vers le Sud à des évaporites puis à des argiles et enfin à des grès continentaux ;
· Ii transgression aptienne (fig.5.18) est datée, dans les bassins côtiers ouest-
africains, du Clansayésien, ou du Gargasien supérieur-Clansayésien p.p. Elle se marque par
une série ou par une barre repère carbonatée. Dans le Nord-Est du bassin du Sahara, cefte
barre qui passe très progressivement à des argiles vers le sud, est azoïque et montre une
remarquable homogènéité de faciès et d'épaisseur;
- au Crétacé supérieur-Paléogène l'Afrique de "Ouest connait les trois plus grandes
transgressions de son histoire post-paléozoïque, qui atteignent les zones les plus internes du
continent (bassins de Taoudenni, des lullemmeden et du Tchad; fig.5.18). Elles envahissent
"; ces zones au Cénomanien supérieur, au Campanien supérieur et au Maastrichtien terminal.

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Aptien supérieur
Figure 5.18 - Les transgressions crétacées et tertiaires en Afrique de l'Ouest
(extension maximale). En pointillé les aires continentales

---

•
255
1
Leur maximum d'extension se situe au Turonien, au Maastrichtien inférieur et au Paléocène
supérieur (ou à l'Eocène inférieur dans les bassins côtiers).
Dans le bassin du Sahara, les dépôts sont marins pendant toute cette période : ils
1
présentent simplement des faciès transgressifs ou régressifs. Plus au Sud, les deux
premières transgressions crétacé-supérieur pénètrent dans les bassins des lullemmeden et
du Tchad par l'Est du Hoggar, la troisième, passant à l'Ouest de l'Adrar des Iforas par le
1
Tanezrouft le Tilemsi et le détroit soudanais, n'occupe que la partie occidentale du bassin des
lullemmeden.
La communication entre la Thétys et l'Atlantique Sud est certaine lors de la première
1
transgression, du Turonien inférieur au Coniacien (sans doute) : elle se ferme à la suite de
l'épisode tectonique fini~santonien qui provoque l'émersion de la Moyenne Bénoué. Cette
communication est plus hypothétique et même improbable lors de la troisième transgression,
1
au Paléocène supérieur.
Un bref épisode régressif interrompt la première transgression entre le Cénomanien à
'~
Neolobites et le Turonien à Nigericeras, et la dernière pendant le Paléocène inférieur.
Cette dernière transgression est en outre plus ancienne dans les bassins sédimentaires
1
intérieurs de Taoudenni et des lullemmeden que dans les bassins côtiers: elle débute en effet
au Maastrichtien terminal dans les premiers, au Paléocène inférieur dans les seconds :
1
•
-une brève incursion marine se produit au Miocène moyen-supérieur, mais elle n'a pas
l'ampleur des transgressions précédentes (fig.5.18). Elle n'intéresse que les bassins
côtiers (surtout celui du Sénégal) et l'extrême Nord-Est du bassin du Sahara :
1
-les dernières transgressions, très discrètes, se produisent au Quaternaire: on connait
un niveau marin dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya et quatre niveaux dans le bassin
1
sénégalo-mauritanien : ils affleurent principalement dans la région de Nouakchott.
L'histoire
sédimentaire
post-paléozoïque de l'Afrique de l'Ouest peut être
1
divisée en plusieurs grandes périodes.
Au Trias inférieur-moyen les dépôts sont essentiellement détritiques et se localisent
1·
dans des aires synclinales hercyniennes ou dans des fossés d'effondrement nés de la distension
liée à la rupture du continent afro-américain.
1
Au Trias supérieur-Lias inférieur la sédimentation détritique se poursuit dans les
bassins continentaux, alors que dans les bassins marins atlantiques et saharien elle se
',l
caractérise par des dépôts évaporitiques. Ceux-ci se forment à la suite de la première
f
incursion marine sur le Nord-Est de la plate-forme saharienne et dans le rift de l'Atlantique
central naissant.
r
A partir du Lias moyen et jusQu'au Berrjasjen inférieur. la sédimentation est
remarquablement fine, terrigène ou chimique, dans les bassins continentaux comme dans les
bassins marins, et épaisse à très épaisse. Ceci implique une subsidence très active, en
f
période de biostasie générale ; cette subsidence, particulièrement spectaculaire dans les
bassins de la marge atlantique au Jurassique supérieur-Berriasien, accompagne les
premiers stades de l'expansion océanique.
r
Le Crétacé inférieur se caractérise par une brusque augmentation des apports
.,détritiques dans tous les bassins et par une subsidence encore importante, parfois même
r
supérieure à ce qu'elle était au Jurassique supérieur. Une reprise d'érosion généralisée, liée
à cette subsidence, à une aridification du climat et au contrecoup des mouvements tectoniques
néocimmériens et intra-aptiens, libère une énorme quantité de matériel qui. va former
r
d'immenses épandages fluviatiles dans les bassins continentaux ou d'importants cônes
deltaTques en bordure des bassins marins.
ri
Au Crétacé supérieur. les contrastes climatiques sont partiellement atténués par la
présence d'étendues marines qui occupent les régions centrales de l'Afrique de l'Ouest. La
sédimentation est plus fine, argilo-silteuse et carbonatée.
b

---

256
Vers la fin du Crétacé ou le début du Cénozoïgue. un climat chaud et humide s'installe
progessivement sur l'Afrique de l'Ouest.
Au Paléocène et à l'Eocène inférieur, il provoque l'altération poussée des aires
continentales et l'arrivée dans les bassins d'éléments dissous qui alimentent une
sédimentation chimique (calcaires et argiles néoformées à phosphates, silex et glauconie).
A l'Eocène moyen un climat plus contrasté et des soulèvements précurseurs de l'épisode
tectonique intra-éocène,entraÎnent une régression générale et une reprise d'érosion. Celle-
ci, en détruisant les profils latéritiques des aires émergées, libère d'importantes quantités
de fer qui vont constituer des niveaux à oolithes. Ces dépôts sont caractéristiques des bassins
intérieurs au Sud du Sahara : ils n'existent ni dans les bassins côtiers ouest-africains où la
sédimentation est argileuse, carbonatée et siliceuse, ni dans celui du Sahara où elle est
détritique et évaporitique.
Après l'épisode tectoniQue intra-éocène responsable du retrait total de la mer des zones
internes de l'Afrique de l'Ouest, la sédimentation est essentiellement détritique. Toutefois, des
calcaires et des marnes de l'Eocène supérieur et de l'Oligocène sont connus dans le bassin du -
Sénégal. Dans les autres régions étudiées, il y a lacune partielle ou totale des terrains de cet
âge.
Au Mio-Pliocène des séries argilo-gréseuses ou conglomératiques rubéfiées se sont
déposées sous un climat chaud, de type tropical dans la partie méridionale de l'Afrique de
l'Ouest jusqu'au 25e parallèle, et de type méditerranéen au Nord. Leur sommet correspond à
une cuirasse ferrugineuse au Sud, ou à une croûte calcaréo-gréseuse au Nord.
Au quaternaire la sédimentation est extrêmement variée : fluviatile, éolienne, lacustre
et même marine (dans les bassins côtiers ouest-africains). Comme le Mio-Pliocène les
niveaux quaternaires les plus anciens sont cuirassés au Sud et encroûtés au Nord.
Localement l'épaisseur remarquablement forte du Mio-Plia-Quaternaire rend compte de
mouvements tectoniques distensifs (Tchad, fosse sud-aurasienne).

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259
La présente mise au point est le premier essai de synthèse concernant l'histoire
géodynamique post-paléozoïque de l'ensemble de l'Afrique de l'Ouest, d'après l'étude et la
comparaison des bassins sédimentaires qui composent cette vaste région. On trouvera donc ci-
après un résumé de l'histoire géodynamique.
Les données ou les idées nouvelles seront également exposées avant que ne soient
soulignés les points qui restent à résoudre et qui mériteraient d'être approfondis, et que ne
soient soulevées quelques questions d'ordre plus général.
Résumé de l'évolution géodynamique "
L'histoire géodynamique post-paléozoïque de l'Afrique de l'Ouest peut être découpée en
plusieurs grandes étapes comportant en particulier des épisodes tectoniques qui parfois les
délimitent.
Du Trias au Jurassique, l'Afrique de l'Ouest est soumise à une distension
généralisée qui se traduit par des manifestations magmatiques, par l'ouverture de l'Atlantique
central et de l'lusieurs fossés continentaux, et par la subsidence de la plupart des bassins.
pes manifestations magmatigues généralement basiques sont bien exprimées dans le
bassin du Sahara, dans ceux de la marge de l'Atlantique central (bassins d'El Aaïoun-Tarfaya
et du Sénégal), et dans les régions limitrophes (bassin de Taoudenni). D'autres, généralement
acides, affectent les bordures orientale et sud-orientale du bassin des lullemmeden. Elle se
produisent du Permien au Crétacé, et principalement au Lias (vers 180 Ma), à la faveur de
réajustements et de mouvements tectoniques en distension.
•
La série sédimentaire post-paléozoïque, qui débute au Trias dans les bassins côtiers
ouest-africains, dans le Nord-Est du bassin du Sahara et dans les bassins de Taoudenni et des
lullemmeden, comporte des dépôts détritiques grossiers dans lesquels s'intercalent parfois
des roches volcaniques.
Les dépôts du Trias inférieur-moyen peuvent succéder en continuité au Permien, ou
être discordants sur les séries plus anciennes. Ils sont le plus souvent localisés dans des
structures synclinales paléozoïques ou dans "des fossés d'effondrement permo-triasiques.
Au Trias-Lias, la sédimentation détritique se poursuit dans les bassins intérieurs
(Taoudenni et lullemmeden). A la suite de la première ingression marine méSOZOïque, des
évaporites, principalement, des carbonates et des grès se déposent dans les bassins
subméridiens du rift de l'Atlantique central naissant, ainsi que-dans le Nord-Est du bassin du
Sahara où les dépôts sont diachrones et de plus en plus récents du Nord vers le Sud.
Le Jurassique inférieur-moyen (à partir du Lias moyen), mais surtout le Jurassique
supérieur et le Berriasien inférieur correspondent à des dépôts fins, terrigènes ou
chimiques, et épais, liés à une subsidence importante et régulière qui résulte de la phase
d'expansion océanique de l'Atlantique central. Le caractère fin et chimique de la sédimentation
suppose également l'existence d'une période de biostasie qui est seule susceptible de rendre
compte des convergences de faciès des bassins côtiers et intérieurs ouest-africains.
..
·Ie Jurassique correspond globalement à une grande transgression dont le maximum se
place au Jurassique supérieur (Séquanien), époque pendant laquelle s'édifie, dans les bassins
côtiers une épaisse plate-forme carbonatée à faciès néritiques. Le Jurassique n'est présent
que dans le Bas-Sahara où il correspond à des carbonates passant vers le Sud à des évaporites
puis à des argiles et enfin à des grès continentaux. Des mouvements noécimmériens discrets
se signalent, dans les bassins d'Agadir-Essaouira et d'El Aaïoun-Tarfaya, par des discordances
et des variations de faciès et d'épaisseur du Jurassique supérieur. Ils surviennent à la fin du
Lias, pendant l'Oxfordien et pendant le Berriasien.

---

260
-Dans le bassin des lullemmeden, le Jurassique est représenté par des grès et des
argiles qui deviennent prédominantes au Jurassique supérieur-Berriasien . Dans le bassin de
Taoudenni ces sédiments se sont accumulés dans des zones effondrées (graben et fossé
losangique). Par ailleurs, des manifestations magmatiques, dont on remarque la simultanéité
avec les épisodes tectoniques connus au Maroc, se produisent à la fin du Lias et du Dogger en
bordure du bassin des lullemmeden (Younger Granites au Nigéria et possibles émissions
volcaniques acides dans la région de l'Aïr).
Au
Crétacé
inférieur l'ensemble de l'Afrique de l'Ouest est le siège d'une
sédimentation détritique. Cell-ci est interrompue pendant l'Aptien par des dépôts fins
consécutifs à une transgression et par un épisode tectonique.
La sédimentation est caractérisée par un développement remarquable de faciès
détritiques épais qui contrastent fortement avec les dépôts fins du Jurassique supérieur-
Berriasien auxquels ils succèdent brusquement. Ce changement brutal de sédimentation
concomitant d'une importante régression, survient à la fin du Berriasien inférieur. Avec la
discordance qui sépare localement le Crétacé du Jurassique, ces éléments apparaissent comme
les manifestations tectono-sédimentaires des mouvements néocimmériens qui affectent
l'Afrique du Nord et diverses régions de l'Afrique de l'Ouest à cette époque.
La subsidence est encore importante à cette époque, voire même supérieure à ce qu'elle
était au Jurassique supérieur (dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya). Elle s'accompagne du jeu
çle failles listriques synsédimentaires qui ont été actives jusqu'à l'Aptien supérieur. Dans le
bassin sénégalo-mauritanien au contraire, la subsidence est plus faible, les dépôts sont moins
épais et moins détritiques, et la sédimentation carbonatée persite beaucoup plus longtemps,
des calcaires sableux se déposant jusqu'au Clansayésien. Dans le bassin du Sahara, le
Néocomien correspond à des alternances serrées de dépôts continentaux et marins. cette
succession de régressions et de transgressions apparaissant comme le résultat de
déséquilibres fréquents entre les apports. détritiques parvenant dans le bassin et la
subsidence de celui-ci. La sédimentation devient ensuite plus détritique et montre des
variations importantes d'épaisseur pendant le Barrémien et l'Albien qui sont des périodes
d'instabilité tectonique. L'aptien transgressif correspond à des carbonates azoïques. Dans le
bassin de Tindouf, les premiers dépôts détritiques mésozoïques sont attribués à l'Albien,
comme ceux qui occupent Je sillon préafricain et la région des Kem Kem, à la terminaison
orientale de l'Anti-Atlas. Dans le bassin de Taoudenni, des alternances de sables, de grès et
d'argiles, localement épaisses dans les zones les plus subsidentes, sont attribuées au Crétacé
inférieur qui n'est pas daté avec précision. Il en est de même dans le bassin des lullemmeden
où la formation argileuse d'Elrhaz, intercalée dans les grès du Tegama, est attribuée à l'Aptien
par comparaion avec la barre carbonatée aptienne du bassin du Sahara.
La transgression aptjenne est datée, dans les bassins côtiers ouest-africains. du
Clansayésien, ou du Gargasien supérieur-Clansayésien pro parte. Dans le bassin du Sahara,
elle se marque par une barre repère calcaréo-dolomitique azoïque, de faciès et d'épaisseur
remarquablement homogène, qui passe vers le sud, très progressivement, à des argiles.
L'épisode tectoniQue jntra-aptjen, au contraire de la transgression aptienne, ne paraît
pas synchrone dans les différentes régions de l'Afrique de l'Ouest où il a pu être décelé et daté
de manière précise: dans les bassins sénégalo-mauritanien et d'El Aaïoun-Tartaya il est
postérieur au Gargasien-Clansayésien, alors que dans le bassin d'Agadir-Essaouira il est
antérieur. Dans le bassin du Sahara, il est également antérieur à la barre aptienne.
Il se signale par des discordances, des jeux ou rejeux de failles synsédimentaires qui
limitent des dorsales instables dans le bassin du Sahara, ou, dans les autres bassins, des
compartiments du talus et du rebord du plateau continental de la marge ouest-africaine. Dans
le bassin sénégalo- mauritanien, l'un de ces compartiments a émergé à la fin de l'Aptien. Par
ailleurs des manifestations magmatiques se sont produites à l'Albo-Aptien au large de la
Guinée, ainsi que des mouvements tectoniques à l'A/bien supérieur, en liaison avec
l'ouverture de l'Atlantique équatorial.

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261
Dans le bassin du Tchad, cet épisode tectonique se traduit par une distension généralisée
contemporaine de la fin de l'ouverture de l'Atlantique Sud. Cette distension provoque
l'ouverture des fossés du Ténéré en extension pure selon une direction N SooE, celle des
fossés du Sud du Tchad et des sous-bassins de la Bénoué par le jeu en cisaillement
respectivement dextre et sénestre des accidents E-W ou NW-SE qui les limitent.
Dans les bassin des lullemmeden et de Taoudenni, où il n'a pas été mis en évidence, cet
épisode tectonique a vraisemblablement contribué à l'affaissement des zones du Tilemsi, d'An
Nafa et du fossé de Gao, dont les orientations sont voisines de celles des fossés du Ténéré et où
la sédimentation est épaisse.
1\\ apparaît en définitive que ces diverses manifestation tectoniques intra-aptiennes
résultent de l'affrontement de l'Afrique et de l'Europe, de l'ouverture de l'Atlantique
équatorial et de la fin de l'ouverture de l'Atlantique sud.
Au cours du Crétacé supérieur, l'évolution géodynamique de l'Afrique de l'Ouest est
influencée de façon prépondérente par les trois plus grandes transgressions post-
paléozoïques de son histoire, à un degré moindre, par une instabilité tectonique sensible
surtout au Sénonien, et, plus localement, par deux épisodes tectoniques fini-santonien et
fini- à post-crétacé.
La sédimentation généralement fine du Crétacé supérieur, à l'exception de zones de
haut- fonds ou des bordures des bassins où elle s'enrichit en éléments plus grossiers,
s'oppose à la sédimentation détritique du Crétacé inférieur. Elle est caractérisée par des
dépôts marins, ou par des dépôts continentaux et marins qui constituent parfois de fines
alternances liées aux allées et venues de la mer sur un continent très aplani.
Trois transgressions (fig.5.18) ont en effet envahi l'Afrique de l'Ouest, jusque dans
ses zones les plus internes (bassins de Taoudenni, des lullemmeden et du Tchad) : la première
au Cénomanien supérieur-Turonien, la deuxième au Campanien supérieur-Maastrichtien
inférieur, la troisième au Maastrichtien terminal-Paléocène supérieur, ou plus tard, au
Cénozoïque inférieur.
Dans le bassin du Sahara les dépôts sont marins ; ils présentent simplement des faciès
transgresslfs argilo-carbonatés ou des faciès régressifs évaporitiques (ou gréseux à la
bordure sud-occidentale du bassin). Plus au Sud, les deux premières transgressions
pénètrent dans les bassins des lullemmeden et du Tchad par l'Est du Hoggar, la troisième,
passant à l'Ouest de l'Adrar des Iforas par les zones subsidentes du Tanezrouft et du Tilemsi et
par le détroit soudanais et le fossé de Gao, n'occupe que la partie occidentale du bassin des
lullemmeden.
La communication entre la Téthys et l'Atlantique Sud est certaine lors de la première
transgression, et plus précisément du Turonien inférieur au Coniacien (sans doute) ; elle est
beaucoup plus hypothétique et très improbable lors de la troisième transgression, au
Paléocène supérieur. Dans le premier cas elle s'est effectuée par la Haute Bénoué et les fossés
du Nord-Ouest du bassin du Tchad, dans le second elle n'a pu avoir lieu que par la Basse
Bénoué, le bassin de Bida et la région de Sokoto, à l'extrémité méridionale du bassin des
lullemmeden.
La première et la dernière transgressions sont encore interrompues par un bref épisode
régressif qui se signale par la présence de niveaux détritiques, entre le Cénomanien à
Neolobites et le Turonien à Nigericeras, et pendant le Paléocène inférieur. Cette dernière
transgression est en outre plus ancienne dans les bassins sédimentaires intérieurs de
Taoudenni et des lullemmeden que dans les bassins côtiers : elle
débute en effet au
Maastrichtien terminal dans les premiers, au Paléocène inférieur dans les seconds, le
Maasirichtien supérieur étant régressif. Par ailleurs, la régression du Sénonien inférieur et
la transgressiot'l du Campanien supérieur-Maastrichtien inférieur sont moins bien marquées
dans les bassins côtiers que dans les bassins intérieurs.
La
sédimentation a été fortement influencée par les modifications de climat et
l'implantation de conditions biostasiques provoquées par la présence de ces mers intérieures.
Détritique grossière à la fin du Crétacé inférieur dans la plupart des bassins, cette
sédimentation devient en effet chimique ·et terrigène fine
au Crétacé supérieur.
Essentiellement calcaire et argileuse au Cénomano - Turonien, elle est ensuite argileuse et

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262
évaporitique au Sénonien inférieur. Au Sénonien supérieur toutefois, elle s'enrichit en
éléments détritiques avec cependant des récurrences calcaires importantes au Campanien
supérieur-Maastrichtien inférieur et au Maastrichtien terminal (piuS localement).
Le Cénomano-Turonien correspond à une période tectonique calme; le Sénonien, au
contraire, se caractérise par une reprise de l'instabilité tectonique. Celle-ci se traduit
durant ·tout le Sénonien par l'effondrement des fossés du Nord-Ouest du bassin du Tchad.
Ailleurs et surtout au Sénonien inférieur, elle entraîne des variations d'épaisseur de la série
sédimentaire dues à la subsidence de certaines zones dans lesquelles vont s'accumuler des
dépôts argileux ou encore évaporitiques, comme dans le bassin du Sahara par exemple. Au
Sénonien supérieur cette instabilité donnerait plutôt lieu à des soulèvements lents, dont celui
du Massif Central saharien, qui provoquent l'augmentation des apports détritiques dans les
aires de sédimentation. Mais cette augmentation des apports détritiques, qui est
particulièrement sensible dans la plupart des bassins au Maastrichtien supérieur, peut
également être interprétée comme une conséquence de l'épisode tectonique fini-santonien et
surtout comme un élément annonciateur de l'épisode tectonique fini- à post-maastrichtien.
L'épisode tectoniQue fjnj-santonjen a été mis en évidence dans le bassin de la Bénoué, au
Nigéria. Dans le reste de l'Afrique de l'Ouest, ses effets sont très variables et généralement
mal connus.
Dans le bassin de la Bénoué, il correspond à un épisode compressif dont la direction de
raccourcissement est N140oE. Il provoque des plissements et un métamorphisme léger en
Basse Bénoué, l'émersion de la Moyenne Bénoué, fermant ainsi la voie de communication
marine entre la Téthys et l'Atlantique Sud par les fossés du Nord-Ouest du bassin du Tchad, et
la discordance du Sénonien supérieur sur le Sénonien inférieur. Cet épisode compressif
découlerait du changement de pôle de rotation de la plaque africaine ayant entraîné des
réajustements intraplaques importants.
Cette discordance du Sénonien supérieur sur le Sénonien inférieur est également connue
dans les bassins du Tchad et des lullemmeden. Dans le bassin d'El Aaïoun-Tarfaya, elle
s'accompagne d'une lacune du Santonien supérieur et du Campanien inférieur.
Dans les bassins du Sénégal-Mauritanie et de Taoudenni, cet épisode tectonique fini-
santonien n'a pas été mis en évidence. Dans le bassin de Taoudenni toutefois, il pourrait être
responsable du rejeu en distension de la zone de suture panafricaine et, ainsi, de la subsidence
des zones d'Aït Nafa et du Tilemsi.
Dans le bassin du Sahara septentrional, il a sans doute donné lieu à des rejeux de
structures anticlinales ou de zones hautes dont l'instabilité permanente se traduit, à leurs
abords, par des variations brutales d'épaisseurs de la série sédimentaire.
Au Nord du Sahara, dans le domaine tellien, la phase "emschérienne" qui provoque une
première structuration des monts du Hodna, peut s'être produite au Santonien. Elle résulte de
l'affrontement de l'Afrique et de l'Europe.
L'épisode tectoniQue fini- à post-crétacé est connu dans de nombreuses régions, mais
ses caractéristiques sont encore mal définies.
Dans les bassins côtiers, il se signale, aussi bien à terre qu'en mer, par une ou
plusieurs lacunes et discordances qui résultent de mouvements tectoniques en distension se
traduisant le plus souvent par des jeux de horsts et de grabens. Dans le bassin sénégalo-
mauritanien il provoque en outre l'ascension des dômes de sel situés sur le plateau
continental, au large de la Casamance et de la Mauritanie.
Dans les bassins africains intérieurs, il entraîne des rejeux de structures plus
anciennes particulièrement instables et il se traduit le plus souvent par l'apparition de
niveaux ou d'éléments détritiques parfois discrets au sein de faciès marins fins, terrigènes ou
carbonatés. Plus localement, il est également responsable de discordances du Paléogène sur le
Crétacé et de lacunes, parfois importantes, qui peuvent résulter de non dépôt et d'érosion :
dans le bassin du Sahara par exemple, l'Eocène inférieur transgressif surmonte des niveaux
campaniens de la bordure de la dorsale du Mzab. Dans ce bassin du Sahara, et notamment dans
le Tinrhert et le Tademaït, il provoque encore des rejeux d'accidents en décrochements
auxquels sont associés des plis d'entraînement. Il en est de même dans le Nord-Est et
l'extrême Sud-Ouest du bassin des lullemmeden où la direction de raccourcissement a pu être
définie : elle est voisine de N140o E. Par ailleurs la lacune du Paléocène inférieur est

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263
partielle dans le bassin de Taoudenni ; dans celui des lullemmeden, elle est partielle au Nord
et totale à son extrémité méridionale, sans doute par suite d'un soulèvement plus important de
cette zone et d'un retour plus tardif du domaine marin, au Paléocène supérieur. Dans le bassin
du Tchad cet épisode tectonique se traduit, en bordure des fossés du Niger oriental, par la
discordance de l'Eocène moyen sur le Crétacé supérieur plissé, érodé et altéré. " provoque
également une recrudescence des effondrements de ces fossés et au contraire une compression
de ceux du Sud du Tchad, ces effets différents étant liés à l'orientation (p,arallèle ou oblique)
de ces structures préexistantes par rapport à la direction de la contrainte maximale N140oE.
Au cours du Cénozolque l'évolution géodynamique de l'Afrique de l'Ouest est divisée
en deux grandes périodes par un épisode tectonique intra-éocène.
Jusqu'à la fin de l'Eocène moyen. les aires continentales sont le siège d'un Intense
processus d'altération et d'érosion chimique qui se traduit dans les zones d'e sédimentation
marine par des dépôts chimiques et biochimiques. Les éléments dissous, à l'éxception du fer,
alimentent la sédimentation carbonatée et argileuse à attapulgites et à i S11ex du Crétacé
terminal à l'Eocène inférieur. On remarque cependant que cette sédimentation débute plus tard
dans les bassins côtiers que dans les bassins intérieurs où elle s'est manifestée. Les premiers
dépôts carbonatés ou argileux qui font suite aux séries détritiques du Crétacé supérieur,
correspondent au Paléocène dans les premiers, au Maastrichtien terminal dans tes seconds.
A l'Eocène moyen, des mouvements précurseurs de l'épisode tectonique intra-éocène
provoquent une reprise d'érosion qui se traduit, uniquement dans les bassins intérieurs au
Sud du Sahara, par des apports massifs de fer qui s'expriment sous forme d'Oolithes. Dans les
autres bassins (Sénégal-Mauritanie, El Aaïoun- Tarfaya, Tindouf, Sahara) cès dépôts riches
en fer n'existent pas: l'Eocène moyen est représenté par des carbonates, des'fargiles souvent
phosphatés, des grès argileux et du gypse sédimentogénétique.
~,
A la fin de l'Eocène moyen, l'Afrique de l'Ouest est affectée par un épitôde tectonique,
bien marqué en Afrique du Nord, qui résulte de l'affrontement des plaques africaine et
européenne. " est responsable du retrait définitif de la mer des régions,: iliternes et d'une
régression générale en Afrique du Nord et dans les bassins côtiers ouesf~afrfèains, ainsi que
de la lacune quasi générale de l'Oligocène qui n'est connu que dans le:.t1assin sénégalo-
mauritanien, dans la région du Cap-Vert et en Casamance. A l'exception de ce~deux zones, les
terrains postérieurs è l'Eocène moyen sont partout discordants. Cette phase tectonique, la
discordance et la lacune de l'Oligocène qui en résultent pratiquement partout, soulignent la
base du Continental terminal, permettent de le distinguer d'autres séries continentales et de
le définir. Dans les parties océaniques des bassins côtiers, surtout sur le tà1us continental et
plus au large, cette phase tectonique se signale par une discontinuité ma]eure qui permet
d'individualiser le Néogène du Paléogène ou d'autres séries marines.
. -
Cet épisode tectonique compressif se traduit quelquefois par des plis et, le plus souvent
par des réajustements de structures faillées. Les accidents préexistants jouent, selon leur
orientation, en faille normale, en faille inverse ou encore en décrochement. La direction de
raccourcissement déduite des études microtectoniques entreprises dans pluSieurs régions est
en moyenne NW-SE (N1400E).
'
L'épisode tectonique intra-éocène a, en outre,· modifié la répartition des aires d'érosion
et de sédimentation. Ceci est particulièrement spectaculaire' pour le Nord-Ouest de la plate-
forme saharienne qui se couvre de dépôts peu épais, après avoir été une zone d'érosion
pendant ra plus grande partie du Mésozoïque et du Paléogène.
Après l'Eocène moyen et l'épisode tectoniQue intra-éocène, l'évolution:..continentale de
l'Afrique de l'Ouest est quasi-générale. Une brêve incursion marine se produit toutefois au
Miocène moyen-supérieur, mais elle n'a pas l'ampleur des transgressions précédentes. Cette
évolution est en effet caractérisée par de nombreuses lacunes dans la série :stratigraphique,
dont la plus générale est celle de l'Oligocène, et par une sédimentation pratiquement partout
continentale. Les dépôts qui sont très variés mais essentiellement détritiques, et souvent peu
épais, constituent le Continental terminal.
Diverses manifestations tectoniques, généralement en distension, se produisent durant
cette période de temps qui va de l'Eocène supérieur à l'Actuel. Elles favorisent la mise en

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264
place de matériaux volcaniques variés, principalement pendant le Miocène et le Quaternaire,
et se traduisent également par les surrections mio-plio-quaternaires des reliefs de l'Afrique
du Nord et des principaux massifs montagneux de l'Afrique de l'Ouest (Hoggar, Aïr, Tibesti,
Anti-Atlas, Fouta Djalon) qui vont donner aux bassins sédimentaires leurs aspects et limites
actuels.
En c0rtclusion il apparaît que l'évolution géodynamique de l'Afrique de l'Ouest est sous
l'étroite dépendance de grands phénomènes : ouverture de l'Atlantique central, de l'Atlantique
Sud et de l'Atlantique équatorial, épisode tectoniques fini-jurassique, intra-aptien, fini-
santonien, post-crétacé et intra-éocène, transgressions du Crétacé supérieur-Paléogène,
altérations géochimiques d'origine climatique.
ponnées ou idées nouyelles
La comparaison de l'histoire géologique de chaque bassin fait ressortir un certain
nombre d'éléments qui sont communs à tous les bassins, ou, au contraire, originaux, et qui
concernent la Iithostratigraphie, la paléogéographie et les épisodes tectoniques. CeUe
comparaison fait également apparaître une succession d'évènements géodynamiques, qui
permet parfois de proposer de nouvelles attributions stratigraphiques. grâce à des arguments
tectoniques dans certains cas.
En Ijthostratjgraphje les données ou hypothèses nouvelles sont les suivantes:
- les argiles de l'irhazer, dans le bassin des lullemmeden, sont attribuées au Jurassique
supérieur-Berriasien
;
- dans tous les bassins. la sédimentation détritique du Crétacé inférieur survient
brutalement, de manière semble+il synchrone. à la fin du Berriasien inférieur ;
- dans le bassin de Taoudenni, de minces niveaux marins, datés du Maastrichtien, ont été
découverts à l'Ouest de l'Adrar des Iforas. Il sont l'équivalent des dépôts de la première
transgression à Libycoceras du Maastrichtien inférieur;
- dans les bassins de Taoudenni et des lullemmeden, les calcaires de la deuxième
transgression à Libycoceras représentent le Maastrichtien terminal ;
- dans le bassin du Sahara, le Paléocène supérieur correspondrait à une partie ou à la
totalité de la "série à Algues". Celle-ci surmonte un banc d'anhydrite repère qui serait
l'équivalent du Paléocène inférieur détritique à Vertébrés des bassins de Taoudenni et des
lullemmeden ;
- dans le bassin de Taoudenni, la partie inférieure du Paléocène inférieur manque. Cette
lacune augmente sans doute progressivement vers le Sud. dans le bassin des lullemmeden (la
totalité du Paléocène inférieur serait absente. à l'extrémité méridionale du bassin, dans la
région de Sokoto au Nigéria) ;
- au Niger oriental, dans le Nord-Est du bassin du Tchad, le Paléocène et l'Eocène
inférieur n'existent pas à l'affleurement dans les massifs de Termit et d'Agadem. Les
formations de Dollé et d'Homodji, à oolithes ferrugineuses, sont équivalentes à la "série
sidérolithique de l'Adar Doutchi" et sont attribuées à l'Eocène moyen.
Sur le plan de la paléogéographie, des précisions sont également apportées:
- le Jurassique supérieur-Berriasien inférieur correspond à une période de biostasie
caractérisée par une sédimentation chimique ou terrigène fine ;
- les transgressions qui ont envahi les bassins de l'Afrique de l'Ouest après le
Jurassique. sont au nombre de six (celles du Quaternaire étant regroupées). Elles
surviennent à l'Aptien supérieur, au Cénomanien supérieur-Turonien inférieur, au
Campanien
supérieur-Maastrichtien
inférieur,
au
Maastrichtien
terminal-Paléocène
supérieur (ou au Paléocène inférieur-Eocène inférieur), au Miocène moyen supérieur et au
Quaternaire. Les deuxième, troisième et quatrième transgressions sont celles qui présentent
la plus vaste extension. Il existe un bref épisode régressif au cours des deuxième et quatrième
transgressions. qui se signale par la présence de niveaux détritiques entre le Cénomanien à
Neo/obites et le Turonien à Nigericeras, et pendant le Paléocène inférieur. Cette quatrième
transgression est en outre plus ancienne dans les bassins sédimentaires intérieurs de

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265
Taoudenni et des lullemmeden que dans les bassins côtiers : elle
débute en effet au
Maastrichtien terminal dans les premiers, au Paléocène inférieur dans les seconds. Dans le
bassin sénégalo-mauritanien, la transgression cénomano- turonienne est bien exprimée par
un niveau repère d'argiles qui se suit jusque dans les zones les plus orientales du bassin. La
transgression du Campanien supérieur-Maastrichtien inférieur est maintenant connue dans
le bassin de Taoudenni à l'Ouest de l'Adrar des Iforas.
Des données nouvellles concernent encore les épisodes tectoniQues et en particulier
l'épisode intra-éocène :
- plusieurs épisodes tectoniques intéressent à des degrés divers les différents bassins de
l'Afrique de l'Ouest, au Jurassique inférieur, moyen, et supérieur, à l'Aptien supérieur, à la
fin du Santonien, du Crétacé supérieur et de l'Eocène moyen;
- l'épisode tectonique de l'Aptien supérieur est mis en évidence dans le bassin du
Sénégal. Cet évènement est diachrone : antérieur au Clansayésien dans les bassins du Sahara et
d'El Aaïoun • Tarfaya, il est postérieur à ce sous-étage dans les bassins d'Agadir-Essaouira et
du Sénégal - Mauritanie. Il se traduit par des mouvements en distension qui entrainent en
particulier la formations des fossés du Nord-Ouest du bassin du Tchad;
- l'épisode tectonique fini-Crétacé se manifeste par des mouvements en distension selon
une direction d'extension voisine de N50oE, donnant lieu, le plus souvent, à des jeux de horsts
et grabens. Dans le bassin du Tchad, il se traduit à la fois par la' recrudéscence des
effondrements des fossés du Niger oriental et par une compression des fossés du Sud du bassin.
La direction de raccourcissement majeur est voisine de N1400E ;
- l'épisode tectonique intra-éocène est sensible dans tous les bassins de l'Afrique de
l'Ouest. Dans le bassin sénégalo-mauritanien, les structures en distension dominent. Dans les
autres bassins, il entraîne la formation ou le rejeux de structures en compression, plis,
failles inverses particulièrement spectaculaires dans le. bassin de Taoudenni, décrochements.
La direction de raccourcissement, déduite des mesures microtectoniques effectuées dans
quelques régions, est proche de N145°E ; dans le massif de Termit son orientation est de
N110o E, mais les mesures sont trop peu nombreuses pour que cette valeur soit prise en
considération.
problèmes et Questions en suspens
En Iithostratjgraphje, l'âge exact de plusieurs formations, en particulier continentales,
reste à définir. \\1 en est ainsi pour la barre aptienne du bassin du Sahara, pour les formations
anté-maastrichtiennes des régions du Tilemsi et d'Ait Nafa du bassin de Taoudenni, pour la
série de Dabla, le groupe du Tégama, les séries comprises entre le Turonien à Nigericeras et
la Maastrichtien inférieur à Libycocera5, et le continental terminal s.s. du bassin des
lullemmeden.
La répartition de l'Oligocène est pratiquement inconnue dans la plupart des bassins.
Les reconstitutions paléogéographiQues sont encore incomplètes : par exemple,
l'extension vers l'Ouest de la mer du Maastrichtien terminal - Paléocène supérieur n'est pas
précisée dans le bassin de Taoudenni. Les connaissances relatives à la paléoclimatologie sont
très sommaires. Elles s'appuient sur des données le plus souvent anciennes, peu précises.
Dans le domaine de la tectoniQue, les études microtectoniques sont rares et, si l'âge des
épisodes tectonique est assez bien établi, le style et les modalités de la majorité d'entre eux
sont encore mal définis dans beaucoup de régions.
L'étude tectonique de l'ensemble du bassin des lullemmeden constituerait un élément
très important pour la connaissance de ce bassin.
Les directions de contraintes ne sont connues que dans un petit nombre de zones souvent
réduites, et elles se rapportent surtout à l'épisode tectonique intra-éocène. Leur recherche
doit être systématisée et étendue aux autres épisodes tectoniques. Des progrès rapides peuvent
être attendus de l'étude de certaines zones plus favorables, comme le Nord-Est du bassin des
lullemmeden ou encore le Tinrhert et le Tademaït du bassin du Sahara, dans lesquelles des
déformations on été signalées et cartographiées.
.

---

266
Enfin les études qui portent sur les relations
tectoniQue-sédimentation et sur la
tectonique synsédimentaire, qui ont été abordées par les recherches minières concernant
l'uranium du Nord-Est du bassin des lullemmeden, sont pratiquement inexistantes ailleurs.
Elles méritent d'être développées dans l'ensemble de l'Afrique de l'Ouest afin de mieux
connaître les facteurs essentiels contrôlant la répartitions des masses sédimentaires. Cette
tectonique synsédimentaire est cependant très difficile à mettre en évidence et à évaluer :
contrairement aux épisodes tectoniques qui sont des évènements brefs aux effets souvent
spectaculaires, il s'agit d'un processus lent et continu, peu visible et mesurable sur le
terrain. Quelques zones subsidentes où les séries affleurent bien pourraient faire l'objet de
recherches préliminaires, comme par exemple la région d'Ait Nafa dans le Nord-Est du Mali,
ou encore le Nord-Est du bassin des lullemmeden.
Le volcanisme récent du Nord-Ouest du bassin du Tchad n'a pas été décrit en détail.
Des études géochimiques modernes du volcanisme de Dakar restent à faire. Elles
pourraient apporter des informations concernant la nature de la croûte dans cette zone clef du
rebord du plateau continental.
Enfin quelques grands problèmes géodynamiQues se posent également.
- Pourquoi les intrusions magmatiques triasico-liasiques qui accompagnent la
fracturation de la plaque à cette époque, semblent-elles se cantonner surtout à la zone du
craton ouest-africain, alors que par la suite, au cours de la distension mio-pliocène qui donne
lieu également à de nombreuses manifestations volcaniques, cette même zone n'est pas
affectée?
- Quelles sont les modalités de fracturations du bassin du Tchad? Celles de l'ouverture
du fossé de Gao?
- Quelles sont les conséquences respectives de l'ouverture de l'Atlantique Central et de
l'Atlantique Sud sur l'évolution géodynamique de l'Afrique de l'Ouest et jusqu'où sont-elles
sensibles?
On voit en définitive que si de nombreux points paraissent bien établis,
beaucoup
de
progrès
restent
cependant
à
faire
pour
une
meilleure'
compréhension de l'évolution géodynamique post-paléozoïque de l'Afrique de
l'Ouest et des mécanismes qui ont présidé à cette évolution.

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Adegoke, O.S., R.E., Agumanu, A.E., Benkhelil, J. &
Apostolescu,
V. (1963) - Essai de zonation par les
AJayl, P.O. (1986) • New stratigraphie, sedimentologic
Ostracodes dans le Crétacé du bassin du Sénégal. Rev.
and structural data on the Kerri· Kerri Formation,
Inst. tr. Pérrole, vol. 18, n012, p. 1675-1694.
Bauchi and Borno States, Nigeria, J.
Atr. Earrh Sci.,
S, p. 249·277.
Apostolescu, V.
& MAGNE, J. (1956) • Quelques
espèces nouvelles d'Ostracodes du Lutétien supérieur
Alidou, S. (1983) • Etude géologique du bassin paléo-
d'Algérie. Cah. G601., 34, p.337-344.
mésozoTque de Kandi (Nord·Est du Bénin, Afrique de
l'Ouest). Th. Sdenœs Univ. Cotonou et Dijon, 328 p.
Arambourg, C. & Joleaud, L. (1943) • Vertébrés
fossiles du Bassin du Niger (Etudes stratigraphiques et
Alidou, S., Lang, J. & Lemoigne. Y. (1979) • Bols de
paléontologiques sur le Bassin du Niger). Dir. Mines
structure gymnospermlenne provenant des formations
A.O.F., Dakar, Bull. n° 7, p. 27·86.
du bassin de Kandi (·Continental intercalaire·) dans le
Nord·Est du Bénin. 7e Réun. snn. Sciences Terre,
Arnould, M. & Pelet, R. éd. (1979)
• Géochimie
Lyon, p. 4.
organique des sédiments marins profonds. Organ III
Mauritanie. Sénégal. Iles du
Cap-Vert. Oct. 1976.
Alldou, S., Lang, J., Romann, E. & Seilacher, A. (1986)
CEMP-CNEXO. (ed.)
• Eléments de datation d'un âge paléozoïque du bassin de
CNRS, 441 p.
Kandi (Nord·Est du Bénin, Afrique de l'Ouest). J.
Afr.
Earrh Sc., S, n° 4, p. 339·344.
ASGA-UNESCO (1968) • Carte tectonique Internationale
de l'Afrique â 1/5000 000.
Alzouma, K. (1982) • Etude pétrologique de la série
sédimentaire tertiaire du bassin de Malbaza (République
Askia, A.A. (1984) • Gisement d'Uranium des grès du
du Niger). Th. 3e cycle Univ. Niamey et Orléans, 159 p.
Tarat : gisement d'Ariège (SomaTr • Arlit • République
du Niger). ln: ·Comité technique sur les ressources et
Amard, B. (1975) • Stratigraphie et corrélations des
l'offre de l'Uranium en Afrique·. AlEA· Niamey, 8·12
terrains
sénoniens s.l. et paléocènes de la région de
octobre 1984, 7 p.
Hassl Msegguem aux confins du Tinrhert et du TademaTt
(Sahara algérien). Publ. Sery. géol. Algérie, Alger,
Askia, A.A. & James, O. (1984) • Environnement
N.S., n° 54, p. 5-12.
géologique des gisements d'Uranium de la bordure ouest
du massif de "Air (République du Niger). In : "Comité
Amard, B. (1977) • Carte géologique de "Algérie au
technique sur les ressources et "offre de l'Uranium en
1/500.000.
Feuille Hassi Inifel.
Publ. Sery. géol.
Afrique·. AlEA· Niamey, 8·12 octobre 1984, 7 p.
Algérie, Alger.
Aubouln, J. (1977) • Téthys, Atlantique et Pacifique :
Amard, B. (1979) • Mise en évidence d'une discordance
regard tectonique. C.R. somm. Soc. géol. Fr., fasc. 4,
cartographique anté-paléocène supérieur entre
Fort
p.170-179.
Meribel et "Oued Mya (Sahara-algérien). Ses relations
avec la dorsale profonde de l'Idjerane • Mzab-Hassi
Audibert, M. (1966) • Etude hydrogéologlque de la
R'mel. 108 Coll. de Géol. stri. Montpellier, p.151·152.
nappe profonde du Sénégal ·Nappe maestrichtienne·.
Th. 3e cycle, Univ. Montpellier, 1963. Mém. B.R.G.M.
Amard, B., Collignon, M. & Roman, J. (1975) • La série
n041, 84 p.
stratlgraphique du Sénonien au Paléocène dans la région
de Tilmas el Mra et celle des Gour Taguentourt
Audibert, M. (1972) • Hypothèse de travail pour "étude
(Tinrhert occidental,Sahara algérien). Découverte de
du Quaternaire du "delta· du Sénégal. In: ·Be congrès
Campanien â
Manambolites. C.R. Acad. Sc.
Paris,
Pant. Préhist. Dakar, 1967". Impr. Réunies Chambéry,
Sér.D, 1. 280,
p. 407-410.
p. 328-331.
Amard, B., Collignon, M. & Roman, J. (1981) • Etude
Auxini
(1969)
·Correlacion estratigraphlca de los
stratigraphique et paléontologique du Crétacé supérieur
sondeos perforados en el Sahara espagnol. Bol. Geol.
et Paléocène du Tinrhert·W et Tademait-E (Sahara
Minero, Madrid, 83, p.235-251.
algérien). Doc. Lab. GéaI. Lyon, H.S. 6, p. 15-173.
Aydin. A. &
A. Nur, (1982) • Evolution of
pull·apart
Amard B. & Blondeau A.
(1979) • Le Paléocène
basins and their scale independence. Tectonlcs, Vol. 1,
supérieur à
Ranikotha/ia bermudezi et
l'Eocène
n° 1, p. 91-105.
Inférieur (llerdien basal) à Nummulites fraasi et N.
deserti du Tademait-E et Tinrhert·W. Géobios, n012,
Ayme, J.M.
(1964)
•
Recherche
de
pétrole et
fasc. 5, p.35-751.
possibilités pétrolières du Sénégal. Rapp. COPETAO, 17
p., 1carte hl.
Apostolescu, V.
(1961)
• Contribution
à
l'étude
paléontologique (Ostracodes) et
stratigraphique des
Ayme, J.M. (1965) - The Senegal Salt Basin.. In: ·Salt
Bassins crétacés et tertiaires de l'Afrique occidentale.
Basins
around
Africa", The Institute of Petroleum,
Rev. Inst. Fr. Pétr., XVI (7-8), 779-867.
London," p.. 83-90.

---

270
. .
d
Ayme, J.M.
&
Hubault C. (1955)
• MIssion
e
Réun. spéc. Soc. Géai. Fr.,7 et 8 mars,
Marseille,
Préreconnaissance Pétrolière en A.O.F., Rapports de fin
résumé p. 57.
de mission 1954·1955, Soudan. Rapp.' inéd. Bur. Rech.
Pétrole, Dept. Explo.,Dakar.
Bellion, Y. & Crévola, G. (1986)- "The Cretaceous and
Cainozoic magmatism of the Senegal basin (West
Bacon, M. & Banson, J.
K.
A.
(1979)
- Recent
Africa) : a review". In : "Magmatism and evolutlon of
seismicity of southeastern Ghana. Earth Planet. Sci.
extensional regions of the african plate", KAMPUNZU &
Let.,44, ,P. 43·46.
LUBALA ed., Blackies and Sons, London. Sous presse.
Barbey, Y. (1982) • Les ergs du Sud-Ouest de la
Bellion, Y. & Guiraud, R. (1979) - L'Imagerie landsat et
Mauritanie et du Nord du Sénégal. Th. Sciences, Paris
l'étude de la fracturation des bassins sédimentaires
VII,2 vol., 454 p., 8 pl., 4 annexes.
sahéliens : "exemple du Centre-Ouest du Sénégal. Rev.
Photo interpréta tian, 79-5, p. 1·8.
Bassot, J.P., Meloux, J., & Traore, H. (1981a) . Carte
géologique à 1/1.500.000 de la république du Mali et
Bellion,
Y.
&
Guiraud,
R.
(1980)
- Tectonique
Notice
explicative.
D.N.G.M.
Bamako et BR G M
intraplaque : mise en évidence sur le littoral sénégalais
Orléans (éd.), 138 p., 1 carte ht.
de déformations liées à la phase tectonique pyrénéo·
atlasique. Bème Réun. ann.
Sci.
Terre, Marseille, p.
Bassot, J.P., Meloux, J., & Traore, H. (1981b)
-
33.
Notice explicative de la carte géologique au 1/1500000
de la république du Mali. Dir. nationale Géologie Mines
Bellion, Y. & Guiraud, R. (1982) - Les coupures
Bamako et Bur. Rech. géol. min. Orléans (éd.), 138 p.,
(lacunes, discordances) dans la
série sédimentaire
1carte ht.
post-paléozoïque du bassin sénégalais. 9ème Réun. ann.
Sci. Terre, Paris, p. 40.
Bayer, R., & Lesquer, A. (1978) - Les anomalies
gravi métriques de la bordure orientale du craton
Bellion, Y. & Guiraud, R.
(1984)
-
"Le
bassin
ouest-africain : géométrie d'une suture pan-africaine.
sédimentaire du Sénégal. Synthèse des connaissances
Bull. Soc. géol. Fr., XX, 6, p.863-876.
actuelles", Vol. 1, p.4·63
; "Bibliographie ",Vol. 2,
p.576-589 ; "Fiches programmes", Vol 3, p.641-669,
Behrendt, J.C., Schlee, J., Robb, J.M. & Silverstein,
in
:" Plan minéral de la République du Sénégal",
M.K. (1974) - Structure of the continental
margin of
B.R.G.M. et D.M.G. Dakar ad.
Liberia, West Africa. Bull. geai. Soc. Amer., vol. 85,
p.1143-1158.
Bellion, Y. & Guiraud, R. (1985) - Intraplate tectonics :
eocene compressive deformations West of Adrar Iforas
Bellion,
Y. (1980)
-
Première
contribution
à la
(Mali). In : "African Geology Reviews, Saint Andrews
connaissance de la tectonique cassante de la région du
1985",
Bowden, P. & Kinnaird, J.A. eds., J. Wiley ,
Cap Vert (Sénégal). Ann. Fac. Sci. Dakar,t. 32, p. 97-
sous presse.
101.
Bellion,
Y.
&
Guiraud,
R.
(1985)
• Tectonique
Bellion, Y. (1985a) - Lithostratigraphie des formations
intraplaque.
Déformations
d'origine
compressive
post-carbonifères du Nord du Mali, à l'Ouest de l'Adrar
d'âge intra-éocène à l'Ouest de j'Adrar des Iforas
des Iforas - Essai de synthèse des connaissances
(Mali). 139 Colique
Géai. Air.
Saint Andrews. In:
actuelles. Se Réun. P.I.C.G. 183, Marrakech, p. 9.
Bowden, P. & Kinnaird, J.A. (eds.) - African Geology
Bellion, Y. (1985b) - Données nouvelles concernant la
Reviews. Sous presse.
série sédimentaire du lïlemsi (Ouest de l'Adrar des
Iforas, Mali). Se Réun. P./.C.G. 183, Marrakech, p.8.
Bellion, Y., Guiraud, R. & Sarr, R. (1983) - Le bassin
sédimentaire
sénégalais.
Essai
d'interprétation
Bellion, Y., Ausseil, J., Collin, J.P., Jan du Chêne, R.,
géodynamique. "Bassins sédimentaires en
Afrique",
Kathib, R., Klasz, 1. (de). Klasz, S., (de). Perch-
Réun. spéc. Soc. Géai. Fr.,7 - 8 mars, Marseille, p.39.
Nielsen, K., Saint-Marc, P. & Sarr, R. (1985) • Age
paléocène de la formation des Madeleines de la région de
Bellion, Y., Hebrard, L. & Robineau, B. (1984) •
Dakar (Sénégal). C.R. Acad. SC. Paris, 1. 301, Sér. Il,
Sismicité historique de l'Afrique de
l'Ouest. Essai
n° 13, p. 937.
d'inventaire remarques et commentaires. Bull. Ua/s.
Assac. Sénég. Et. Quat. Ouest Air. n072-73, p. 57-72.
Bellion, Y., Benkhelil, J. & Guiraud, R. (1984)- Mise en
évidence de déformations d'origine compressive dans le
Bellion, Y., Saint-Marc. P. & Damotte, R. (en cours) -
Continental intercalaire de la partie méridionale du
Contribution à la connaissance des dépôts marins au
bassin de Taoudenl (Hodh oriental, confins mauritano-
passage crétacé-tertiaire dans la vallée du Tilems/
maliens). Bull. Soc. géol. France, 6, p. 1137·1147.
Nord-Est du Mali). Note soumise, J. Air. Earth Sc.
Bellion, Y., Benkhelil, J., Faure, H., Guiraud, R., Le
Théoft, B. & Ousmane, B. (1983) - Le bassin du Niger
Benkhelil, J. (1981) - On the deformations of the
oriental
: observations
structurales
et
évolution
Cretaceous rocks in the Lower Gongola area, Nigeria.
géodynamique. "Bassins sédimentaires en
Afrique",
J. Min. Geol.,17, p. 63-169.

---

Benkhelll, J. (1982a) • Benue Trough and Benue Chain.
Black, R., Caby, R., Moussine·Pouchkine, A., Bayer,
Geol. Mag.• 119, p. 155·168.
R., Bertrand, J.M.L., Boullier, A.M., Fabre, J. &
Lesquer A. (1979) • Evidence for late Precambrian
Benkhelil, J. (1982b) • Structural map of the Upper
plate Tectonlcs ln West Africa. Nature, vol. 178, p.
Benue Valley, J. Min. Geol.• 18, p. 140-151.
223-227.
Benkhelil, J. (1985) • Geologlcal Map of part of the
Black, R. & Girod, M. (1970) • Late Palaeozoic to
Upper Benue Valley. ELF Nigeria LTD, 2 cartes, notice
Recent Igneous
activity
ln
West
Africa
and
Its
16 p.
relatlonshlp to basement structure.
In
: "Afrlcan
magmatlsm and tectonics", Clifford & Gass (éds.), p.
Benkhelll, J. (1986a) - Deformations, magmatism and
185·210.
metamorphlsm ln the Cretaceous of the Lower Benue
Trough (Nigeria). • In: Bowden, P. &. Kinnalrd, J.A.
Black, R., Jaujou, M. & Pellaton, C. (1967) • Notice
(ads.) • Afrlcan Geo/ogy Revfews. Sous prene.
explicative sur la carte géologique de l'Afr è l'échelle
du 1/500 000. Dlr. Mines GfJoI.• Niamey.
Benkhelll,
J.
(1986b)
•
Structure
et
évolution
géogynamlque du bassin Intracontinental de la Bénoué
Blanchot, A. (1957) • Les formations récentes de
(Nigérla). Th. Sciences Unlv. Nice. 275 p.
Mauritanie occidentale. Dlr. ffJd. Mines GfJoI. A.O.F.•
Dakar. Bull n° 20, p. 9-93.
Benkhelil, J., Dalnellf, P., Ponsard, J.F., Popoff, M. &
Saugy, L. (1986) • The Benue Trough : Wrench fault
Blarez, E. (1986) - La marge continental de COte
related basin on the border of the equatorial Atlantic.
d'Ivoire-Ghana. Structure et évolution d'une marge
ln: "Trlassic-Jurasslc Rifting", AAPG. Mémoir.
continentale transformante. Thése Doct. Univ. Paris 6,
188 p.
Benkhelll, J. & Guiraud , R. (1980) • La Bénoué.
(Nlgéria) : une chaine
intracontinentale de style
810t, C.
et al. (1962) - Eléments apportés par la
atlaslque. C.R. Acad. Sc. Parls.290, p. 1517·1520.
gravimétrie à la connaissance de la tectonique profonde
du Sénégal. C.R. Acad. Sc. Paris , t.
254, p. 1131·
Benkhe\\l1, J. & Robineau, B. (1983) • Le fossé de la
1133.
Bénoué est-II un rift? Bull. Centres Rech. Explor. Prod.
EIf·Aqultalne.7, p. 316-321.
Blot, C., Creen, Y.. Metzger, J. & Rechenmann, J.
(1962) - Mesures gravimétriques et magnétiques en
Berggren,
W.A.
(1974)
•
Paleocene benthonlc
Afrique occidentale de 1956 à 1958. Interprétations
foramlnlferal
biostratlgraphy,
biogeography
and
géologiques, profils. Cahiers ORSTOM Geophy.
3, 2
paleoecology of L1bya and Mali. Micropaleontology, vol.
vol., 49 p., 58 p. de profils, 7 cartes hl.
20, n04, p. 449-465.
Blot, C., Crenn,
Y.
& Rechenmann, J.
(1962) •
Bertraneu, J. (1952) • Le Massif du Bou Taleb. XIXe
Eléments apportés par la gravimétrie à la connaissance
Congr. gfJoI. inter., Alger. Monogr. rég.
1ère sér.,
de la tectonique profonde du Sénégal. C.R. Acad. Sc.
Algérie, n° 5.
Paris, t. 254, p. 1131.
Bertrand, H. (1986) - Les tholéiites de la marge du
Blunde", D.J. (1976) • Active faults in West Africa.
Nord Ouest de l'Afrique au début du Mésozoïque : un
Earth Planet. Sei. Let., 31, p. 287-290.
1
stade
préliminaire de l'ouverture de
l'Atlantique
central.
In : "Magmatlsme de zones dlstenslves",
Boer (de), J. & Snlder, F. G. (1979) • Magnetlc and
'Kampunzu & Lubala (eds), 1er congrès Intern. PICG
chemlcal variations of MesozoTc diabase dlkes from
1
227, CIFEG, p. 13.
eastern North America : Evidence for a hotspot ln the
Carolinas ? Geol. Soc. Amer. Bull., Part l, vol. 90,
Bertrand, H. & Westphal, M. (1977) • Comparaisons
p.185 - 198.
1
géologiques et paléomagnétiques des tholélites du Maroc
et de la cOte orientale de l'Amérique du Nord :
Bongrand,
M.O. & Elouard,
P.
(1968) • Nature
Implications pour l'ouverture de l'Atlantique. Bull. Soc.
pétrographique de la formation de l'HOpltal de Dakar.
gfJoI. Fr.,7, XIX, n03, p. 513 • 520.
Ann. Fac. Sc. Dakar,t. 22, p. 5-32.
1
Boucarut, M.
Bessalrie, H. (1943) • Monographie géologique du
& Crevola, G. (1972)
- DépOts. de
"déferlantes basales" (base, surge) dans l'Estérel et le
1
SénégaI.Rapp. InM Arch. Dlr. MinesAOF,122 p., 15 pl.
Devès ·(Var et Massif central français) et "gouttes de
cendre pisolithiques". Bull. Soc. gfJoI. Fr., (7), XIV, p.
Bigotte, G. & Obellianne, J.M. (1968) • Découverte de
179-190.
1
minéralisations
uranifères
au
Niger.
Mineralium
Deposlta, 3, p. 317-333.
Boudouresque,
L.
(1980)
•
Contribution
de
la
paléopalynologie à
la
reconstitution
f1oristique,
1
Black, R. (1978) - Propos sur le Pan-Africain. Bull.
stratigraphique et paléogéographique de la bordure
Soc. gfJoI. Fr.,no6, p. 843-850.
occidentale du bassin des lullemmeden au Crétacé
1

---

272
supérieur et au Paléocène (Niger et Mali - Afrique de
Burollet, P.-F. & Busson, G. (1983a) • Plates-formes
l'Ouest). Th. 3e cycle Univ. Niamey et Orléans, 245 p.
et bassins. Danger d'un actualisme exagéré. Notes et
Mém. C. F.P. , na 18, Paris, p.9·16.
Boudouresque, L., Dubois, D., Lang, J. & Trichet, J.,
(1982) - Contribution à
la stratigraphie
et à
la
Buroller. P.-F. & Busson, G.
(1983b)
• Plate-forme
paléogéographie de la bordure occidentale du bassin des
saharienne et Mésogée au cours du Crétacé. Notes et
lullemmeden au Crétacé supérieur et au Cénozoïque
Mém. C.F.P., na 18, Paris, p.17·26.
(Niger et Mali, Afrique de l'Ouest). Bull. Soc. géol. Fr.,
n04, p. 685-695.
BUsson, G. (1960) • Sur la coupe du Crétacé supérieur
et de l'Eocène inférieur du Tinrhert central (Sahara
Boujo, A. & Ould Jiddou, E.H. (1983) - Une découverte
algérien).
Trav. Inst. Rech. sahar.,
Alger,
t.
19,
récente de phasphates : les gisements de Boffal et de
p.141-150.
Loubboïra (Mauritanie méridionale, région du
fleuve
Sénégal). Chrono Rech. min., n° 472, p. 37-52
Busson, G (1965) - Carte géologique de la région d'El-
Biod (Hamada de Tinrhert-Sahara algérien). Publ.
Bowden, P. & Karche, J.P. (1984) - Midplate A-type
C.R.Z.A.-C.N.R. S., Paris.
magmatism
in
the
Niger-Nigeria
province
: âge
variations and implications.
In : Géologie africaine
BUsson, G. (1966) - Sur les déformations tectoniques
(Kleckx, J. & Michot, J., eds), Muséum Royal de
affectant la Hamada crétacée du T1nrhert dans la région
l'Afrique Centrale, Tervuren, p.167 ·177.
d'El Biod (Sahara algérien, feuille Hassi-Inifel). C.R.
Acad. Sci. Paris, 1. 262, sér. D, na l, p.36-39.
Bowden, p. &
Kinnaird, J. (1984) - Geology and
Mineralization
of
the
Nigerian
anorogenic
ring
Busson, G. (1971) - Principes, méthodes et résultats
complexes. Geol. JB. (Hannover), B 56, p.197-299.
d'une étude stratigraphique du MésozoYque 'saharien.
Thèse Sciences Paris 6,466 p, 8 pl. H.T.,2 cartes H.T.
Brancart, R. (1977) - Etude micropaléontologique et
stratigraphique du Paléocène sur le flanc occidental du
Busson, G. (1984a) - Relation entre la sédimentation du
horst de Ndiass et dans la région de Taïba. Th. 3e
Crétacé moyen et supérieur de la plate·forme du nord·
cycle, Univ. Provence., 2 vol., vol.1, 89 p, vol.2, 15
ouest
africain
et
les
dépOts
contemporains
de
pl., 17 pl. ph.
l'Atlantique centre et nord. Eclogae geol. Helv., Vol.
77, na2, p. 221-235.
Brancart,
R. &
Flicoteaux,
R.
(1971)
- Age des
formations phosphatées de
Lam Lam et de Taïba
Busson, G. (1984b) - La sédimentation épicontinentale
(Sénégal occidental). Données micropaléontologiques,
des
bassins
salins
accomplis
et
des
bassins
conséquences stratigraphiques et paléogéographiques.
évaporitiques avortés : effet sur la sédimentation
Bull. Soc. Géol. Fr., (7), XIII, na3-4, p.399-408.
océanique contemporaine et contiguê dans le cas du
Crétacé saharien et nord atlantique. C.R.Aead. Sc.
Briden, J. C.,
Henthorn, D. 1. & Rex, D. C.(1971)
Paris, 1. 299, Sér. Il, N"5, p. 213.
Paleomagnetic and radiometric evidence for the age of
the Freetown igneous complex, Sierra- Leone. E.P. S.
Busson, ,G. & Grambast, L. (1965) - Sur la découverte
L., 12, p. 385-391.
de Charophytes oligocènes à la base du Continental
terminal de la région d'EI-Biod (Tlnrhert, feuille au
B.R.G.M. (1968) - Carte géologique de la République
1/500 000 Hassi-lnifel, Sahara algérien).
C.R. Acad.
islamique de Mauritanie au 1/1 000 000. Publ. Dir.
Sei. Paris, 1. 261, p.5554-5557.
Mines et Industrie, R.I. Mauritanie.
Caby, R., Bertrand, J.M., &
Black, R. (1981) • Pan-
Broin, F. (de), Buffetaut, E., Koeniguer, J.C., Rage,
Africain ocean closure and continental collision ln the
J.C., Rusell D., Taquet, Ph., Vergnaud-Grazzini, C. &
Hoggar-Iforas
segment,
central
Sahara.
In
Wenz, S. ( 1974) - La faune de Vertébrés continentaux
·Preeambrian Plate Teetonies",
A.
KrOner (ed.),
du gisement d'In Beceten (Sénonien du Niger). C.R.
Elsevier, p. 407-434.
Acad. Sc., Paris, Sér. D, 1. 279, p; 469-472.
Cahen, L., Snelling, N.J., Delhal, J. & VaU, J.R. (1984)
BRP (1956) - Magnétisme aéroporté du Sénégal. Rapp.
- The geochronology and evolution of Africa. Clarendon
Inéd., CGG. Paris.
Press, Oxford, 512 p.
Burgeap
(1966)
-
Synthèse
hydrogéologique et
Cantagrel, J.M. & Karche, J.P. (1983) - Le volcanisme
aménagement hydraulique du Sud-Est mauritanien. Rapp.
quaternaire du massif du Todgha (AYr-Niger). étude
na415,
géologique et géochronologique. Bull. Soc. G801. France,
XXV, 4, p.557-562.
Burke, K. (1976) - Development of graben associated
with
the
initial
ruptures
of the Atlantic Ocean.
Cantagrel, J.M., Lappartient, J.R. & Tessier, F. (1976)
Tectonophysics, vol. 36, p. 93-112.
-Nouvelles données géochronologiques sur le volcanisme
ouest- africain. 4e Réun. Ann. Sei. Terre. Paris, p.93.

---

Cariou, H. (1968)· les macroforaminifères du Sénégal
Chautard, J. (1907) • les roches éruptives de la
occidental.
Dlp/. Er. Sup. Fac. Sc. D8/<ar, 1965, et
presqu'île du Cap·Vert. Bu". Sa. géol. Fr., (4), vol. 7.,
Ann. Fac. Sc. Dak8r, t.22, p.33·119.
p.427·440.
Carter, J. O., Barber, W.M., & Tait, E.A. (1963) . The
Choubert, G. (1956) . Lexique stratigraphique du
geology of parts of Adamawa, Bauchi and
Maroc. lexique strat. 1nt. , vol. IV, Afrique,
fasc. 1a,
Bornu Provinces ln North·eastern Nigeria. Bull. geo/.
Maroc, CNRS (éd.), Paris, 165 p.
Surv. Nigeria, No. 38, 108 p.
Choubert, G. & Marçais, J. (1956) • les grands traits
Castelaln, J.
(1965)
• Aperçu
stratigraphique et
de la géologie du Maroc. Lexique strat. Int., vol. IV,
micropaléontologique du bassin du Sénégal, historique
Afrique, fasc. 1a, Maroc, CNRS (éd.), Paris, p. 3 ·38.
de la découverte paléontologique. In: "Colloque intern.
Micropal. (Dakar, 6·11 mai 1963)". Mém. B.R.G.M.
Choubert, G., Faure·Muret A. & Hottinger, l. (1966) -
n032, p. 1335·159, 1 pl. ht.
Apercu géologique du bassin cOtier de Tarlaya. Notes
et Mém. SerY. géol. Maroc, N°175, p.7-106.
Castelaln, J. (1966) - Aperçu stratigraphique sur la
micropaléontologie et la palynologie
des
sédiments
Choubert, G. & Faure·Muret. A.
(1971) • Bassins
secondaires et
tertiaires des bassins de l'ouest
récents du Maroc au Dahomey.
In: "Tectonique de
africain.
In: "Bassins
sédimentaires
du
littoral
l'Afrique", UNESCO, Paris, p. 391·402.
africain, 1ère partie : littoral atlantique", D. Reyre
(ed.), Assac. SerY. geo/. afr., p.40·51.
Choubert, G., Faure-Muret, A., Fabre, J., Perrodon, A.
& Turner, D. C. (1971) • Couvertures de plate-forme.
Castelain, J., Jardine, S. & Monciardini, C. (1965) •
ln: "Tectonique de l'Afrique", UNESCO, Paris, p. 379·
Excursions géologiques dans le Sénégal occidental
402.
d'après des travaux et des documents de la Société
Africaine des Pétroles (SAP.). In: " Colloque int.
Choubert, G. , Lavocat, R. (1950) -
les déformations
Mlcropal. (Dakar, 6-11
mal 1963)",
Mém. B.R.G.M.
et plis de la Hamada du Dra, C. R. Acad. Sc. Paris,
t.
n032, p. 257·365.
231, p. 451-453.
Cazoulat, M. (1985) • Geologie environment of the
Chudeau, R. (1916)· le golfe éocène du Sénégal. Bul/.
Uranium déposlts ln the Carboniferous and Jurassic
Soc. GéaI. Fr., (4), t.16, p.303·30S.
sandstones of the Western margin of the Air mountains
ln the Republic of Niger. In : "Geological environments
Collignon,
M.
(1949)
-
Tesslerla. Nouveau genre
of standstone type Uranium deposits", IAEA, Tecdoc
d'Echinide du Maestrichtien du Sénégal (Tessieria
328, Vienne, p.247-263.
senegalensis, sp. nov.). Bull. Soc. glol, Fr.. p.263-
267.
C.G.G. (1957) • Etude par prospection électrique et
Ilsmlque réfraction de la région de Goundam·Nara·
Combler, M. (In
Malavoy) (1934) • Rapport annuer' du
Nema en 1955·56. Arch. Serv. Hydr. A.O.F., Rapp.
Service géologique. DAKAR,' p.5.
Inédit.
1
Combier, M. (1952) - Note sur les pegmatitoldes de
Chabagllan, J. (1959) • Paléocène dans l'Ouest du
Gorée et de l'i1e aux serpents. Bull. Dir. MInes AOF
Sénégal. Etude paléontologique. Ann. Fac. Sc. Dakar, t.
Dakar, n° 10, p. 99-108.
1
4, p. 133·187.
Conrad, G.
(1969) • l'évolution continentale post-
Chamley, H. (1979) - les successions argileuses de
hercynienne du Sahara algérien. Paris, CNRS, Sér.
1
l'Atlantique Nord, écho des changements mésozoïques
Géologie, 10, 572 p.
et cénozolques de l'environnement. Exemple du bassin
du Cap·Vert. C.R. Acad. Sc. Paris, t. 289, n011, p.
Conrad,
G.
(1971)
•
Synthèse
de
l'évolution
1
769·772.
continentale post-hercynienne du Sahara
Algérien
(Saoura, Erg Chech, Tanezrouft, Ahnet-Mouydir. Pub/.
Chamley, H., Deynoux, M., Robert, C. & Simon, B.
Ser. géol. Algérie (Nlle série),Bull. n° 41,p 143 • 159.
1
(1980) • la sédimentation argileuse du Précambrien
termInai au Dévonien dans la région du Hodh (bassin
Conrad, G. & Conrad, J. (1982) • La zone de jonction
des cratons de l'Ouest - africain et du Sahara central au
cratonique de Taoudenl, Sud·Est mauritanien). Ann.
Cénozolque : évolution sédimentaire et structurale de
1
Soc. ~ol. Norrl,t. C., p. 73-82.
"Ahnet et des confins Erg Chech-Tanezrouft. ln: livre
jubilaire G. LUCAS, Géologie sédimentalr~, Mém. géol.
Chautard, J. (1905) - Note sur les formations éocènes
Unlv. Dijon, N° 7, p.391-400.
1
du Sénégal. Bu". Soc. géol. Fr., t.5,p.141-153.
Conrad, J. (1972) • Distension jurassique et tectonique
Chautard, K. (1906) - Note sur les roches volcaniques
éocrétacé sur le Nord-Ouest de la plate·forme africaine
de la
presqu'île du Cap-Vert (Sénégal). C.R. Acad. Sc.
1
(Bassin de Reggan, Sahara central). C.R. Acad. Sc.
Paris, 153, p.919·921 .
Paris, t. 274, Sér. 0, p. 2433.
•

---

274
Conrad, J.
(1981)
-
La
part
des
déformations
Crévola, G. (1978a). - Sills, dykes et pipes de tufs
posthercyniennes et de la néotectonique dans la
volcaniques bréchiques fluidifiés dans la presqu'lie du
structuration du Sahara central algérien, un domaine
Cap-Vert (Sénégal). C.R. somm. Soc. géo/, Fr., faac. 3,
relativement mobile de la plate-forme africaine. C.R.
p. 135-139.
Acad. Sc. Paris, t. 292, p. 1053-1056.
Crévola, G. (1978b) - Volcanisme de la presqu'Ile du
Coppens, Y.
(1967)
- Les
faunes
de
Vertébrés
Cap-Vert. Trav. Lab. Sci.
Terre.
tac. Scl. MarseJJJe
quaterna:ires du Tchad. ln: "Background to evolution in
St- Jér6me. Rapport bisannuel d'activité 1976-1978,
Africa", Bishop, W.W. & Clark, U.D. (eds.), Chicago,
p.32.
University of Chicago Press, p.89-97.
Crévola, G. (1980a) - Données nouvelles sur le
Coppens, Y. (1972) - Tentative de zonation du Pliocène
volcanisme quaternaire dans la tête de la presqu11e du
et du Pléistocène d'Afrique par les grands Mammifères.
Cap-Vert, Sénégal. C. R. Acad. Sc. Parls,Sér. D, 291,
C.R. Acad. Sc. Paris, t.274, p.181.
n07, p. 617-620.
Cornacchia, M. & Dars, R. (1983) - Un trait structural
Crévola,
G.
(1980b)
-
Principaux
caractères du
majeur
du
continent
africain.
Les
linéaments
volcanisme de la presqu'ile du Cap-Vert (Sénégal).
centrafricains du Cameroun au golfe d'Aden. BuJJ. Soc.
8eme Réun. ann. Sc. Terre, MarseiJJe, p. 114.
géol. France, 7, p.101-109.
Crévola, G. & Gaye, C.B. (1979) - Interprétation
Cornet, A. (1943) - La transgression crétacé-éocène à
géologique des coupes de six sondages réalisés au
l'Ouest de l'Adrar des Iforas et les dépôts continentaux
niveau de la tête de la presqu'Tle du Cap-Vert. In:
post-éocènes. Trav. Inst. Rach. sahar., t. 2, p. 177-
"Alimentation en eau de Dakar". Rapp. Dépt. Géai. Fac.
197.
Sci. Univ. Dakar. Projet PNUD/OMS SEN 77011, 16 p.
Cornet, A. (1948) - Sur la réalité des mouvements
Debant, P. (1963) - Les roches volcaniques récentes de
post-crétacés au Sahara. Trav. Inst. Rech.sahar., t. 5,
la feuille Ouakam au 1/20000 (Sénégal). DES Fac. Sei,
p. 33-46.
Dakar (1961), et Ann. Fac. Sc. Dakar,t. 10,p.79-154.
Cornet, A., Gouskov, N., & Pinard, C. (1959) - Sur la
Dalrymple,
G. B. , Gromme, C. S. & White,
R. W.
présence d'une faune yprésienne dans certains forages
(1975) - Potassium-Argon age and paléomagnetlam of
du Bas-Sahara. C.R. somm. Soc. géol. Fr., p. 35
diabasses dlkes in Liberia : initiation of Central Atlantic
rifting.G90I. Soc. Am. BuU.,vol. 86, p. 399-411,8 fig.
Cratchley, C. R., Louis, P. & Ajakaiye, D. E. (1984) -
Geophysical and geological evidence for the Benue-Chad
Damotte, R. (1982) - Ostracodes maestrichtlens et
Basin Cretaceous rift valley system and its tectonlc
paléocènes du Togo. Cahiers deMicropa/éontologle, 2,
implications. J. Atr. Eanh Sciences, Vol. 2., n°. 2, p.
47-63.
141-150.
Dars, R. (1957) - Sur l'existence du Continental
Crenn,
Y.
(1957)
- Mesures
gravimétriques
et
intercalaire au
NE
de Nara
(Afrique occidentale
magnétiques dans la partie
centrale
de l'A.O.F.
française). C.R. somm. Soc. géo/. Fr., 12, p. 248-249.
Interprétations géologiques. Mém. ORSTOM,Paris,39 p.
Dars, R. (1961) - Les formations sédimentaires et les
Crenn, Y. & Rechenmann, J. (1965) - Mesures
dolérites du Soudan occidental. Thèse Sciences, Paris,
gravimétriques et magnétiques au
Sénégal et en
1960, et Mém. Bur. Rech. géol. mln.Oakar,no12,329 p.
Mauritanie occidentale. Cahiers ORSTOM Géophy.
n06,
vol.1, 59 p. ; vol.2, 52 p.
Deltei-Desmeux, F. & Flicoteaux, R. (1980) - Sur un
bois fossile tertiaire du Sud de la Mauritanie. BuJJ.
Crévola, G. (1974a) - Le volcanisme tertiaire
et
IFAN, 1. 42, sér. A, n° 4, p. 662-678.
quaternaire de la Presqu'île du Cap-Vert : 1 - Aperçu
général ; Il . Phases d'activité et structure du volcan
Demoulin, D. (1970) - Etude géomorphologique du
des Mamelles, Bull. Assoc. Avancement Sci. Nat. au
Massif de Ndiass et de ses bordures. Th. 3e cycls
Sénégal (AASNS) n049, p. 19-27 et p. 28-39.
Lettres, Univ. Dakar, 228 p.
Crévola, G. (1974b) - Le volcanisme tertiaire
et
Dia,
A.
(1982)
-
Contribution
à
"étude
des
quaternaire de la Presqu'île du Cap-Vert: III - Quelques
caractéristiques pétrographiques,
pétrochimiques et
données sur les formations volcaniques de l'Ile aux
géotechniques des granulats basaltiques de la presqu'ile
Serpents.
BuU.
Assoc.
Avancement Sci.
Nat.
au
du Cap-Vert et du plateau de Thiès. Th. 3s cycle
Sénégal (AASNS) n052, p. 33-42.
Sciences, Univ. Dakar, 183 p.
Crévola, G. (1974c) - Les dépôts de déferlantes basales
Dia, O. (1975) - Historique de la recherche pétrolière
du volcan des Mamelles (presqu'île du Cap-Vert.
dans le bassin du Sénégal. Bull. Assoc. Avancsment
Sénégal). Ann. Fac. Sei. Dakar, t. 27, p.99·129.
Sci. Nat. au Sénégal, n051, p.25-31.

---

275
Dieng, M. (1965) • Contribution è "étude géologique du
Niamey (République du Niger). Bull. Soc. géo/. France,
Continental terminal du Sénégal (Travaux effectués de
n° 6, p. 1305-1318.
1962 è 1965). Rapp. BRGM, OAK 65 A 27,176 p.
Dubois,
D.
&
Lang,
J.
(1981)
Etude
Diester-Haas, L. (1976a) . Ouaternary accumulation
Ilthostratigraphique et géomorphologique du Continental
rates of blogenous and terrlgenous components on the
terminai et du CénozoYque Inférieur dans le bassin des
East Atlantic continental slope off NW Africa. Marine
lullemmeden (Niger). Bull.
I.F.A.N., t. 43, sér. A, n01-
Geology, 21, p.1-24.
2, p. 1-42. (paru en 1984).
Diester·Haas, L. (1976b) - Late Ouaternary climatic
Ducasse, O. et al. (1978) - Le passage de l'Eocène
variations ln Nortwest Africa, deduced from East
Inférieur è l'Eocéne moyen dans la presquile du Cap·
Atlantic sediment cores. Ouaternary Research , vol.6,
Vert
(Sénégal
occidental).
Révision
n01, p.299-314.
micro paléontologique et synthèse stratlgraphlque,
Cahiers de Micropal. ,1, p.3-28.
Diester·Haas, L. (1978) - Sediments as Indicators of
upwelling. In
: ·Upwelling Ecosystems·, Boje, R, &
Du Dresnay, A. (1977) • Carte géologique du Haut Atlas
Tomczak, M. eds., Springer-Verlag, p.261-280.
d'Anoual-Bou Anane (Haut Atlas oriental) au 1/200
000. Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, n0246.
Diester·Haas, L. & Chamley, H. (1978) - Neogene
paleoenvlronment of NW Africa based on sediments
Dufaure, P., Fourcade, E. & Massa, D. (1984) • Réalité
from DSDP Leg 14. J. Sedim. Petrol., vol.48, n03,
des communications marines transsahariennes entre la
p.879-896.
Thétys et "Atlantique durant le Crétacé supérieur.
C.R. Acad. Sc. Paris, 298, Sér.ll, n° 15, p. 665.
Dietz, A. S. & Holden, J.C. (1970) • Reconstruction of
Pangea : breakup and dispersion of continents, Permian
Dumestre, M. A. & Carvalho, F.F. (1985)
• The
to Present. J. Gee Res., p. 4939-4956.
petroleum geology of the Republlc of Gulnea Bissau. Oil
& Gas J., Sept. 9, p.180-191,
Dletz, R.S., Knebel, H.J. & Somers, L.H. (1968) -
Cayar submartne canyon. Geol. Soc. Am. Bull., vol. 79,
Dumon, J.C. (1977) - Recherche de l'origine des
n° 12, p.1821-1828.
minéraux tltanés des plages sénégalaises. Bull. Inst,
GéaI. Bassin Aquitaine, n021, p.207·233.
Dillon, W.P. & Sougy, J.M.A. (1974) - Geology of West
Afrtca and Canary and Cape Verde Islands. In : ·ocean
Dumon, J.C. et al. (1977a) • Paléogéographie' du
Basins and margins·, A.E. Nalrn, F.G. Stelhi eds., vol.2,
plateau continenta' sénégalais dans la baie de Ruflsque
Plenum Press, p.315-390.
au cours de la' transgression nouakchottlenne. In :
·Xème Congrès Intern. INOUA, Birmingham·. Suppl.
Domain, F. (1977) - Carte sédimentologique du plateau
Bull. AFEO. n050, p.169-171.
continental sénégamblen. Extension à une partie du
plateau continental de la Mauritanie et de la Guinée
Dumon, J.C., Froidefond, J.M., Gayet, J., Naudin, J.J.,
Bissau. 3 cartes è 11200 000.
Notice explicative
Peypouquet, J.P., Prud'Homme, A., Saubade, A.M. &
n068, 17 p., ORSTCM.
Turon, J.L. (1977b)
• Evolution holocène de la
couverture sédimentaire du proche plateau continental
Dorbath, C., Dorbath, L., Gaulon, R. George, T.,
au Sud de Dakar (Sénégal). Bull. Soc. Géol. Fr., (7),
Mourgue, P., Ramdani, P.. Robineau, B. & Tadili, B.
1.19, n02, p.219-234.
(1984) • Seismotectonics of the Guinean Earthquake on
December 22, 1983. Geophysical
Research Letf.,11,
Dunlop, H.M. (1983) - Strontium isotope geochemlstry
p.971.
and potassium-argon studies on volcanlc rocks trom the
Cameroon Line, West Africa. Ph.D. Thesls, Univ.
Dosso, L. (1975) • La méthode K-Ar. Datation de
Edinburg, 347 p.
quelques dolérites de Mauritanie. Dipl. Ing. Géophys.,
Strasbourg, 41 p.
Duperon·Laudoueneix, M. & Pons, D. (1985) - Nouvelle
étude de
Mesembryoxylon
libanotlcum
Edwards
Dosso, L. , Vidal, P. H. , Sichler, B. & Bonifay, A.
(Conifère
du
Mésozo"ique
supérieur)
:
Intérêt
(1979) • Age précambrien de dolérites de la Dorsale
paléogéographique,
biostratlgraphique
et
Regulbate (Mauritanie). C. R. Acad. Sc. paris, t. 288,
paléoclimatique. Soc. Bot. Ir., vol. 118, è "ImpressIon.
p.739,
Durand, A.' (1982) - Oscillations of Lake 'Chad over the
Dubois, D. (1979) - Etude géologique des formations
past 50 000 years: new data and new hypothesis.
1
oolithiques ferrugineuses du bassin des lullemmeden
Palaeogeogr.• Palaeoclim., Palaeoecol.,n039 , p.37·53.
(République du Niger). Th. 3e cycle Univ. Orléans et
Niamey, 123 p,
Durand, A., Fontes, J.-CH., Gasse, F., lcole, M. & lang,
1
Dubois, O., lcole, M. & Trichet, J. ( 1984) - Evolution
J. (1984)· Le Nord-Ouest du Lac Tchad au Ouaternaire :
géomorphologique de la vallée du Niger aux abords de
Etude de paléoenvironnements alluviaux, éoliens,
1

---

276
palustres et lacustres. In : "Palaeoecology of Africa",
Elouard,
P.
&
Deynoux,
M.
(1969)
•
Bassin
Coetzee, J. A. & Van Zinderen Bakker, E. M. (eds.), 16,
sédimentaire
secondaire
et
tertiaire
sénégalo-
p. 215-244. Rotterdam : Balkema.
mauritanien.
Bassin
quaternaire
de
Mauritanie.
Bibliographie. Rapp. Labo. Géo/. Fac. Sa. Dakar, noaO,
Durand, A. & Lang, J. (1986) - Approche critique des
124 p.
méthodes de reconstitution paléoclimatique : le sahel
nigéro-tchadien depuis 40 000 ans. Bull. Soc. Géol. Fr.,
Elouard,
P.,
Faure,
H.
&
Hebrard,
L. (1969) •
(8), n02, p.267-278.
Quaternaire du littoral mauritanien entre Nouakchott et
Port-Etienne
(18-21 ° latitude
Nord).
Bull.
Liais.
Durand, A., Lang, J., Morel, A. & Roset, J. P. (1983) -
Assoc. Sénég. Et. Ouat. Ouest Afr., n023-24, p.15-24.
Evolution
géomorphologique,
stratigraphique
et
paléoclimatique au Pléistocène supérieur et à l'Holocène
Elouard,
P.,
Faure,
H.
&
Hebrard,
L. (1977) -
de l'Aïr oriental (Sahara méridional, Niger). Rev. Géo/.
Variations du niveau de la mer au cours de 15000
dyn. Géog. phys., Vol. 24, Fasc. 1, p. 47-59, Paris.
derniers années autour de la presqu'ile du Cap Vert.
Dakar-Sénégal. Bull. Ass. sén. Et. Ouat. ouest
afr.,
Durand,
A.
&
Mathieu,
P.
(1980)
-
Evolution
n050, p. 29-49.
paléogéographique et paléoclimatique du bassin tchadien .
au Pléistocène supérieur. Rev. Géol. dynamo Géogr.
Elouard, P., Faure, H. & Michel, P. (1966) - Nouveaux
phys., vol.22, n04-5, p.329-341.
âges absolus (C14) en Afrique de l'Ouest. Bull. Ass.
sén. Et. Ouat. ouest afr., n012, p. 14·19.
Einsele, G. & Wiedmann, J. (1982) - Turonian black
shales in the Moroccan Coastal Basins : first upwelling
Elouard, P. & Hebrard, L. (1976) - Notide explicative
in the Atlantic ocean? ln : "Geology of the Nort-west
de la carte géologique de la presqu'lie du Cap-Vert,
African continental margin", VON RAD, U., HINZ, k.,
1/20000. DENI
BIRAM NDAO-LAC RETBA. D.M.G.
SARNTHEIN, M. and SEIBOLO, E., (eds), Springer-
sénégal et B.R.G.M. ed., 35 p.
Verlag, 16, p.396-414.
Elouard, P., Tessier, F. & Hebrard, L. (1972) - Les
Electrowatt, S.A. (1980) - Aménagement du bassin de
formations
sédimentaires
et
volcaniques
de
la
l'Anambé. Vol. 2,
hydrogéologie. Ministère du Dév.
presqu'île du Cap Vert : formations sédimentaires de la
Rural. Sté de Dév. Afric. et Ind., Dakar.
tête de la presqu'île. In: "se Congrès Panaf. Préhist.
Dakar, 1967". Impr. Réunies Chambéry, p. 41-45.
El
Hamet, M.O.
(1983)
- Analyse géologique et
pétrographique de la formation de Tarat dans les
Etienne, P. (1897) - Sur
la nature des terrains
carrières
Somaïr
(Paléozoïque
supérieur.
Essai
traversés par le chemin de fer de Dakar à St Louis.
d'interprétation
paléoclimatique
à
la
lumière
de
J.O. A 0 F, 15 mai, p. 194-196.
"épisode glaciaire
dévono-carbonifère.
Thèse 3e
cycle, Dijon / Niamey.
Fabre, J. (1961) - Les formations continentales post-
viséennes de Taoudeni (Sahara occidental). C. R. Acad.
Elouard,
P.
(1962)
Etude
géologique
et
Sc. Paris, p. 293.
hydrogéologique
des formations sédimentaires du
Guebla mauritanien et de la vallée du Sénégal. Th. Sc.
Fabre, J. (1976) - Introduction à la géologie du Sahara
Univ. Paris, 1959 et Mém. BRGM, n07, 274 p.
algérien. S.N.E.D., Alger, 421 p.
Elouard, P. (1966a) - Nappes en réseaux des calcaires
Fabre, J., Ba, H., Black, R., Caby, R., Leblanc, M.,
de l'Eocène du Sine-Saloum (Sénégal). Mém. Assoc.
Lesquer, A., Bertrand, H.,
Bertrand, J.M., Bouiller,
intem.
Hydrogéologues 1963, t. 6,
(Belgrade), p.
A.M., Davison,l.,
Ly, S.,
Moussine-Pouchkine, A.,
27-34.
Wright, l. (1982) - Carte géologique et gravlmétrlque
de
l'Adrar
des
Iforas
au
1/500000
et
notice
Elouard, P. (1966b) • Eléments pour une définition des
explicative : la chaîne panafricaine, son avant-pays et
principaux niveaux
du
Quarternaire
sénégalo
-
la zone de suture au Mali. DNGM Bamako,a5 p.
mauritanien. (Plage à Arca senilis, Ogolien, Inchirien).
Bull. Liais. Assoc. Sénég. Et. Ouat. Ouest Afr. n09, p.
Fabre, J., Black, R., Bertrand, J.M.,
Bertrand-Sarfati,
6-20.
J., Bessoles, B., Boullier, A.M., Caby, R., Choubert,
G., Conrad, G., Conrand, J., Deynoux, M.,
Donseau,
Elouard, P. (1975) - Formations sédimentaires de
M., Elouard, P., Faure, H., Faure-Muret, A., Hebrard,
Mauritanie atlantique. In
: "Notice explicative de la
l., Kogbe, C.A., Lang, J., Latouche, l., Leblanc, M.,
carte géologique à 1/1000 000 de la Mauritanie".
Lefranc,
J.Ph.,
Legrand,
Ph.,
Legrand-Blain,
M.,
B.R.G.M. ed., p. 171-233.
Mathieu, P., Moussine-Pouchkine, A., Reyment, R.A.,
Schobel, E.A., Tait, E.A., & Trompette, R. (1982) -
Elouard, P., Brancart, R. & Hebrard, L. (1976) - Notice
Afrique de l'Ouest·West
Africa:
Introduction
explicative de la carte géologique de la presqu'île du
géologique et termes stratigraphlques.
CNRS Paris.,
Cap-Vert,
1/20000. BARGNY.
D.M.G.
Sénégal et
416 p.
B.R.G.M. ed., 43 p.

---

Z7T
Falrhead, J. D. (1986) -
Geophyslcal controls on
Fllcoteaux, R. (1982) • Genèse
des phosphates
sedimentation wlthln the Afrlcan rllt systems. ln:
alumineux du Sénégal occidental. Etapes et guides de
'Sedimentatlon ln the African Rifts', Frostick, L. E. e r
l'altération. Th. Sei. Univ. Marseille Sr-Jér6me. 1980.
• 1, (eds). Geai. Soc. Specfal Pub., N°. 23, p. 15·23.
Mém. Sci. Géol. Univ. Srransbourg, n067, 229 p.
Faure, H. (1966) • Reconnaissance géologique des
Flicoteaux, R. & Lappartient. J.R. (1972) • Le passage
formations sédimentaires post-paléozoTques du Niger
de l'Eocène Inférieur à l'Eocène moyen sur la bordure
orientaI. Publ. Dlr. Mines Géol. (Rép. Niger), n01.
orientale du DOme de Ndias (Sénégal occidental). Trav.
B.R.G.M. éd.• 630 p.
Lsbo. Sc. Terre, Fac. Sei. Marseille Sr-Jér6me. Série
A, n08. 28 p.
Faure, H., Oemoulin, O., Hebrard, L. & Nahon, 0.(1972)
• Données sur la néotectonique de l'extrême ouest de
Flicoteaux, R. & Medus, J. (1980) • Existence d'une
l'Afrique. In : T.F.J. Dessauvagle and A.J. Whlteman,
lacune entre les termes marins du Paléogène et du
Id., Proc. Conf.
Néogène du Sénégal méridional
démontré par les
microfaunes et les microflores.
Trsv.
Labo. Scl.
Faure. H., Diop. S. & Faure·Denard. L.. eds. (1986) •
Terre, Fac. Scl. Marseille Sr·Jér6me, série A, n012,
Changements globaux en Afrique durant le Quaternaire,
29 p.
passé-présent· futur.
Inqua-Asequa
Symp.
Inter.,
Dakar, 21-28 avril 1986, ORSTOM, n° 197, 515 p.
Flicoteaux, R.
& Tessier,
F. (1971)
• Précisions
nouvelles sur la stratigraphie des formations du Plateau
Faure, H. & Elouard, P. (1987) • Schéma des variations
de Thiès (Sénégal occidental) et sur leurs altérations,
du niveau de l'océan Atlantique sur la côte de "Ouest de
Conséqu~nces paléogéographlques.
C.R.
Acsd.
Sci.
l'Afrique depuis 40000 ans. C.R. Acad. Sci. Paris,
Psris, t. 272, p. 384·387.
t.265. Sér. D, p.784·787.
Flicoteaux, R. er sI. (1972) • Rapport scientlllque de
Faure, H. & Hugot, H. (1964) • Chronologie absolue' du
tournée dans la région du fleuve Sénégal (Entre Kaedl et
Quaternaire en AfrIque de l'Ouest. Bull. Liais. Assoc.
Bakel) la moyenne Gambie et les monts Bassarls
S4nilg. Er. OUat. Ouest Afr. n03, p.7-18.
(Sénégal). Trsv. Labo. Sci. Terre, Fac. Sei. Marsel/le
Sr-Jér6me, série E. ncg, p. 81·84.
Faure·Muret. A. & Choubert. G. (1971) • Le Maroc -
Domaine rifain et atlasique. Tectonique de l'Afrique,
Flicoteau, R. et al. (1979) - Les formations tertiaires
Sciences de la Terre, UNESCO, p. 17·48. In African
du
fleuve
Sénégal.
Influence
des
phénomènes
Geology, Unlv. Ibadan, Nigérla, 7, 14 décembre 1970,
diagénétiques et
d'altération
sur
les
caractères
p.609.617.
IIthostratigraphiques. 10e Coll. GéaI. Afr.,Montpelller.
Faye, A. (1983) • Contribution à "étude géologique et
Forbes, P., Pacquet, A., Chantret, F., James. O. &
hydrogéologique du Horst de Ndiass et de ses environs
Pagel, M. (1984) • Marqueurs du volcanisme dans le
(Sénégal). Th. 3 e cyele Univ. Dakar. 182 p.
gisement d'Uranium d'Akouta (République du Niger).
C.R. Acad. Sc. Paris, t. 298, Ser. Il. p.847.
Flnon, J.G. & Dunlop, H.M. (1985) • The Cameroon
L1ne, West Africa, and lts bearing on the origin of
Fraudet, P. (1973) - Contribution à l'étude des roches
oceanlc and continental alkall basait. Earth Planet. Sel.
éruptives de la région de Thiès (République du Sénégal).
Lerr., n072, p.23-38.
Oocum. Labo. GlIol. Fac. Sei. Lyon, Notes et mémoires,
n057, p.15-88.
Flandrin, J. & Jacquet, F. (1938) • les Nummulites de
l'Eocène moyen du Sénégal. Bull. Soc. Géol. Fr"
(5).
Frelnex, S. & Gorodiskl, A. (1963) • Bivalves éocoènes
t.6, p.363·373.
du Sénégal. 1ere partie. Mém. BRGM. n017, 91 p.
Fllcoteaux, R. (1973) • Rapport d'activité scientifique.
Frltel, P.H. (1921) • Sur la découverte, au Sénégal, de
Trav. Labo. Sei. Terre, Fac. Sci. Marseille Sr-Jér6me,
deux fruits fossiles appartenant aux genre
Kige/ia
Série E, n011, p. 57·82.
D.C. et Nipadites
Bowerb. C.R. Acad. Sci. Paris, t.
173. p.245.
Fllcoteaux, R. (1974) • Blo·zonation des formations
paléogènes de la retombée orientale du dOme de Ndias
Furon,
R.
(1933)
Nouvelles
observations
préliminaires sur l'extension du Crétacé et le "Eocène
(Sénégal occidental). Afrlc. Micropaleont.
Coll.,
S,
dans la colonie du Niger. C.R. Acad. Sc. Psris, 't.198,
Addls·Abeba (1972), Rev. Esp. Micropal., p. 349-382.
p.1033.
Fllcoteau. R. (1975) - Sur "attribution à l'Eocène
Furon, R. (1934a) • Observations prélimalres sur
moyen des couches calcaires et argil - phosphatées de
l'existence au Damergou (Niger) d'une faune crétacée
Pallo (Plateau de Thiès, Sénégal occidental). Bull. Soc.
analogue à celle de Djoua (Sud algérien). C.R. Acad.Sc.
gilol. Fr., t.17, n03, p. 430-434.
Paris, t.198, p.1248.

---

278
Furon, R. (1934b) - Vue d'ensemble sur la géologie du
Gorodiski, A. (1958) - Miocène et Indices phosphatés de
Damergou (Niger Français). Bull. Mus. Nat. Hist. Nat.,
Casamance (Sénégal). C.R. somm. Soc. Géol. Fr., n013,
2e sér., t. 6, n° 3, p,320-323.
p.293-297.
Furon, R. (1935) - Le Crétacé et le Tertiaire du Sahara
Gorodiski,
A.
&
Lavocat,
R.
(1953)
- Première
soudanais (Soudan-Niger-Tchad). Arch. Mus. Hist. Nat.
découverte de Mammifières dans le Tertiaire (Lutétien)
Paris, Ge sér., t.13, p.1-97.
du Sénégal. C.R. $Omm. Soc. GéaI. Fr., p.315-317.
Furon, R. (1955) - Histoire de la Géologie de la France
Grambast, L. & Lavocat, R. (1959) - Sur la présence
d'Outre-mer. Mém. Mus. Nat. Hist. Nat. Paris, sér.C,
dans la région du Dra (Sahara nord-occidental) de
t.5, p.1-128.
couches éocènes datées par les
Charophytes. C.R.
somm. Soc. géol. Fr., fasc. 6, p.153.
Furon, R. (1964) - Le Sahara. Payot, Paris, 2e édit.,
313 p.
Greigert,
J.
(1966)
- Description des formations
crétacées et tertiaires du bassin des lullemmeden.
Furon, R. (1968) - Géologie de l'Afrique. Payot, Paris,
D.M.G. Rep. Niger, Pub. 2, B.R.G.M. (éd.), 234 p.
3e édit., 374 p.
Greigert, J. (1978) - Atlas des eaux souterraines du
Gaye, C.
B.
(1980)
-
Etude
hydrogéologique,
Niger. Etat des connaissances (Mal 1978). Rép. du
hydrochimique et isotopique de la nappe
aquifère
Niger. BRGM ed.
infrabasaltique de la presqu'ile du Cap-Vert (Sénégal).
Th. 3e cyele Univ. Dakar, 149 p.
Greigert, J., Joulia, F. & Lapparent, A. F. (de) (1954)
-
Répartition
stratigraphique
des
gisements
de
Gevin, P., David L. , Mongereau N. (1972) - Les
Vertébrés dans le Crétacé du Niger. C.R. Acad. Sel.,
structures plissées d'Oum el Assel (région de Tindouf,
Paris, t. 239., p. 433-435.
Sahara occidental). C. R. somm.
Soc. géol. Fr., 4, p
173-174.
Greigert, J. & Pougnet, R. (1965) - Carte géologique de
la République du Niger au 1/2000 000. Bur. Rech. géo/.
Gevin, P., Lavocat, R., Mongereaux, N. & Sudre, J.
min., Paris.
(1975) - Découverte de Mammifères dans la moitié
inférieure de l'Eocène continental du Nord-Ouest du
Greigert, J.
&
Pougnet,
R.
(1967)
-
Essai
de
Sahara. C.R. Acad. Sei., Paris, t. 280, p. 967-968.
description des formations géologiques de la République
du Niger. D.M.G. Rep. Niger, Pub. 3, B.R.G.M, (éd.),
Gevin, P., Mein, P. & Mongereau, N. (1970) - Les
238 p.
conglomérats de la hamada el Akouadim (région de
Tindouf, Sahara occidental. C. R. somm. Soc. géol. Fr.,
Guetat, Z. (1981) - Etude gravimétrique de la bordure
5, p. 147·149
occidentale du craton ouest-africain.
Th. 3 e cyels
Univ. Montpellier, 178 p.
Gevin, P., Mongereau, N., Turc, G. (1978) - La hamada
du Dra (Sahara algérien, fontière algéro-marocaine).
Guetat, Z., Lécorché, J.-P. & Roussel, J. (1982) -
Etat des connaissances actuelles. In : "Livre jubilaire
Interprétation des anomalies gravimétriques de la
Jacques Flandrin", Doc. Lab. Géol. Fac. Sei. Lyon, H. S.
marge occidentale du craton ouest-africain. Bull. Soc.
4, p. 305-319.
Géo/. Fr., (7), t. 24, n04, p.763-765.
Ginsburg, L., Lapparent, A.F. (de), Loiret, R. & Taquet,
Guieu, G. (1976) - Les bassins à évaporites de la marge
Ph.
(1966)
-
Empreintes
de
pas
de
Vertébrés
ouest-africaine du Maroc à l'Angola. Rapp. Fac. Sci.
tétrapodes dans les séries continentales à l'Ouest
Dakar, n032, 86 p.
d'Agadès (République du Niger). C.R. Acad. Sc., Paris,
,sér. D, t. 263, p. 28-31.
Guieu, G. (1979) - Comment se prolonge vers l'Ouest le
bassin Sénégalo-Mauritanien? C.R. Acad. Sel.
ParIs,
Goldllam, P., Hinz, K., Weigel, W. & Wissmann, G.
sér.D, t.289, p.117.
(1980) - Some features of the northwest African
margin and magnetic quiet zone. Phil. Trans. Roy. Soc.
Guieu, G. & Roussel, J. (1984) - Une Interprétation des
London, A 294, p. 87-96.
bassins côtiers ouest-africains à
partir de l'histoire
des dépôts salifères, dans le cadre de l'ouverture de
Gorodiski, A. (1949) - Structure de la presqu'île du
l'Atlantique.
Bull. Soc. géo/. Francs,
(7), n° 6, p.
Cap-Vert. Etude Sénég.,n01, p.23-56.
1149-1164.
Gorodiski,
A.
(1951)
-
Au
sujet
de
quelques
Guiraud,
R. (1973) - Evolution post-triasique de
Cassiduloida (Oursins irréguliers) de l'Eocène moyen
l'avant-pays de la chaine alpine en Algérie, d'après
du Sénégal. Bull. Muséum Nation. Hist. Nat., (2), t. 23,
l'étude du bassin du Hodna et des régions voisines.
n03, p.322-330.
Thèse Sc. Univ. Nies, 270 p.

---

t: 1 ,
Guiraud R.
(1975)
- l'évolution
post-triasique
de
Hinz, K., Dostmann, H. & Fritsch, J. (1982) • The
l'avant-pays de la chaine alpine en Algérie, d'après
Continental Margln 01 Morocco : Sei smic Sequences,
l'étude du bassin du Hodna et des régions vOIsines.
structural Elements and Geological Development. - ln :
Rev. G~ogr. phys. et G~ol. dyn., vol 17, fasc. 4,
Geology of the Northwest Alrican Continental Margin,
p.427-446.
Yon Rad, U., Hinz, K., Sarnthein, M. & Seibold. E. eds.,
p.34-60.
Guiraud, R. & Alidou, S. (1981) - La faille de Kandi
(Bénin), témoin du rejeu fini-crétacé d'un accident
Hubert, H. (1917a)-Esquisse préliminaire de la géologie
majeur è l'échelle de la plaque africaine. C.R. Acad. Sc.
du Sénégal. C.R. Acad. Sc., t. 164, p.184-186.
Paris, t. 293, p. 779-782.
Hubert, H. (1917b) - Sur la géologie du Sénégal et des
Guiraud, R. & Belllon, Y. (1979) - Alimentation en eau
régions voisines. Bull. Soc. g~ol. Fr. , (4),
t.17,
de Dakar. Etude IIthostratlgraphique des sondages et
p.103-108.
forages OMS réalisés dans le secteur Lac Tanma-
Fouloume-Pout. Rapp. CMp. G~1. Fac. Sc. Unlv. Dak.ar.
Hubert, H. (1917c) - Sur l'extension probable des
Projet PNUD-OMS SEN 77011, 6 p.
formatrions
tertiaires en Afrique occidentale. Bull.
Soc. g~ol. Fr., (4), t.17, p.109-116.
Guiraud, R., Bellion, Y., Benkhelil, J. & Moreau, C.
(1985) - Post-hercynian tectonics ln North Alrica and
\\l'in, Y.D.,
Krasheninnikov, Y.A. & Trofimov, D.M.
West Afrlca. In : "African Geology Reviews, Saint
(1970) - 0 vozraste otlozheniys IndoC6ras africanense
Andrews 1985", Bowden, P. & Kinnalrd, J.A. (eds.),
(ammonity) 1 Laffitteina
bibensis
(foraminlfery)
Wiley, ln the press.
vostochnogo Mali. Izv. Akad. Nauk SSSR, Ser. Geai., 5,
100-112.
Guiraud, R., Issawl, B. & Bellion, Y. (1985) - Les
linéaments guinéo-nubiens : un trait structural majeur
Jacquet, F. (1936a) - Sur l'âge éocène inférieur des
è l'schelle de la plaque africaine. C. R. Acad. Sc. Paris,
couches phosphatées du Sénégal.
C. R. Acad. Sc.
t. 300, Sér. Il, n° 1, p. 17.
Paris, t.202, p. 3,35-337.
Guiraud, R., Ousmane, B. & Robert, J.P. (1981) - Mise
Jacquet, F. (1936b) • Sur l'Eocène moyen è Nummulites
en
évidence
de
déformations
traduisant
un
du Sénégal. C.R. Acad. Sc. Paris, t. 203, p.377.
raccourcissement dans le Mésozol'que de la périphérie
de l'ATr (Niger). C.R. Aesd. Sc. Paris, t. 292, p. 753-
Jacquet, F. (1936c) • L'Eocène et les phosphates dans
756.
la vallée du Sénégal.
C.R. Aesd. Sc. Paris, 1.203,
p.1272.
Haggerty S, E. (1982)- Klmberlites in Western Liberia:
An Overvlew of the geological setting ln a plate tectonic
Jansa, L. F. & Wiedmann, J. (1982) • Mesozolc·
framework. J. geophys. Res., vol. 87, n° B13, p.
Cenozoic Development of the Eastern North American
10811 10826.
and
Northwest
African
Continental
Marglns
: A
comparlson. In: "Geology of
the Northwest African
Hardenbol, J.,
Yail,
P.
R.,
Ferrer"
J.
(1981)
-
continental Margin", Yon RAD et al. (eds.), p. 215·
Interpretlng paleoenvlronments, subsidence history and
269, Sprlnger-Yerlag, Berlin.
sea-Ievel changes of passive marglns from seismic and
b1ostratlgraphy. oceanologies Acta, N° SP, p. 33-44.
Joly, F. (1962) - Etudes sur le relief du Sud-Est
marocain. Thèse. Trav. Inst. Scientif.
ch~rlflen, sér.
Hayes, D.E. & Rabinowitz, P.O. (1975) - Mesozoic
Géol et Géog. phys., n° 10, Rabat, 578 p.
magnetlc
!ineations and the magnetic quiet zone off
Northwest Africa. Earth Planet. Sei. Let., 28, p. 105-
Jones, E.J.W. & Mgbatogu, C.C.S.. (1982) - The
115.
structure and evolution of the West African continental
margin off Guinea Bissau, Guinea, and Sierra Leone. In
Hebrard, L. (1966) - Les formations tertiaires et
: "The Ocean Floor" RA Scrutton & M. Talwani (eds.),
quaternaires de l'isthme de la presqu'ile du Cap-Yert
Wiley, p.165-202.
(Feuille Tlaroye, Sénégal). Dipl. Et. Sup. Et
Rapp.
/.atx). GtJol. Fac. Sc. Dakar, n016, 75 p., 4 pl. ht.
Joulia, F. (1957) • Sur l'existence d'un Important
système
de
fractures
Intéressant
le
Continental
intercalaire
Hebrard, L. (1974) - Découverte de la flore et de la
à l'W de l'AIr (Niger, A. O. F.).
Bull. Soc.
g~ol. Fr., p. 137·143.
végétation ensevelies sous les cinérites du volcan
quaternaire des Mamelles de Dakar (Sénégal). Bull.
Joulia, F. (1959a) - les séries primaires au N et au NW
Ass. s~n. Etude Quat. ouest afro n042-43, p. 81-90.
de l'AIr (Sahara central). Discordances' observées.
Bull. Soc. géol. Fr.,p. 192- 196.
Hindermeyer,
J. (1950). - Observations géologiques
dans les Hamadas au Sud de Bou-Denid. Notes & Mém.
Joulia, F. (1959b) - Précisions sur la discordance
Serv.
Maroc, n° 76, Rabat, t. 3, p. 105-139, 1 carte
cambro-ordovicienne d'In Azoua (Niger). C. R. somm.
h.t.
Soc. géol. Fr.,p. 177-178.

---

Z80
Joui/a, F. (1963) - Carte géologique de reconnaissance
the lullemmeden Basin (West
Alrlca).
Geologisch6
de la bordure sédimentaire occidentale de l'Aïr au
Rundschau, 62, (1), p.197·211.
1/5000 000. B.R.G.M.• édit.
Kogbe,
C.A.
(1976)
- Paleogeographie history 01
Joulia, F. (1965) - Hydrogéologie des régions à l'Ouest
Nigeria Irom Albian times. In : "Geology of Nigeria"
et au Sud de l'Aïr. Rapp. BRGM, OAK 65- A 16.
(C.A.
Kogbe,
ed.),
Lagos,
Nigeria
:
Ellzabethan
Publishing, p. 237-252.
Joulia, F.,. Bonifas, M., Camez, T., Millot, G. & Weil, R.
(1959)
Découverte
d'un
important
niveau
Kogbe, C. A. (1979) - Geology of the south·eastern
d'analcimolite gréseuse dans le continental intercalaire
(Sokoto)
sector 01 the lullemmeden
basin.
Bull.
de l'Ouest de l'Aïr (Sahara central). Serv. géol. Prosp.
Department Geol., Ahmadu Bello Univ., Zaria, Nigeria,
minière, Dakar, 46 p.
2, 1,420 P.
Jung, J. (1934) - Rapport sur la présence possible de
Kogbe, C. A. (1981) - Cretaceous and Tertiary of the
pétrole dans la presqu'île du Cap Vert (A.O.F.). Rapp.
lullemmeden Basin
ln
Nigeria
(West
Africa).
Arch. Oir. Mines AO.F., Dakar.
Cretaceous Res.• 2, 129-186, London.
Karche, J.P. & Vachette, M. (1978) - Age et migration
Kogbe ,Co A. & Sowunmi, B (1975) • The age 01 the
de
l'activité
magmatique
dans
les
complexes
Continental terminal
as suggested by sporopollinie
paléozoïques du Niger : conséquences. Bull. Soc. géol.
analysis. Savana, Ahmadu Bello Univ., Zaria, Nigeria,
France. (7), 1. XX, n° 6, p. 941-953.
4, 1, p. 47-55.
Karpoff, R. (1948) - Une ligne de dislocation majeure
Krasheninnikov, VA &
Trofimov,
D.M.
(1969)
-
en Afrique occidentale et saharienne.
C.R. Acad.
Sravitel'nyy analiz benthosnykh
foraminller datsko-
Sc. Paris , 1. 227. p. 857 .
paleotsenovykh
otlozhenly
Mali,
oblastl
tetlsai
severoza-padnoy Evropy. Mad. Nauk SSSR, Voprozy
Karpoff, R. (1953). Sur la probabilité de mouvements
Mikropal., n0 12, p. 108-144, texte Iigs. 1-12.
recents dans l'Adrar des Iforas et à sa périphérie. C.
R. somm. Soc. géa/. Fr., n° 11, p. 219-221.
Lambert, J. & Jacquet, F. (1937) • Les Echinides
fossiles du Sénégal.
Bull. Soc. géol. Fr.,
(5),
t.6,
Karpoff, R. (1960) - La géologie de l'Adrar des Iforas.
p.339-362.
Thèse Sciences,
Paris
1958.
Bull.
Serv.
Géol.
Prospec. min., Afrique occident., n° 30, 265 p., 25
Lancelot, Y. (1981)
- Birth and evolutlon
of the
pl. hl. , 1 carte h.t.
"Atlantic-Thetys"
(Central
North Atlantic). M é m.
BRGM n0 115, p.215-223.
Karpoff, R. (1965) - Les grandes époques de fracture
et de bombement au Sahara central. Bull. Soc. géol.
Lang, J., Kogbe, C., Alidou, S., Alzouma, K., Dubois,
Fr.•VII, 3, p. 469-473.
O.,
Houessou,
A.
&
Trichet,
J.
(1986)
-
Le
sidérolithique du Tertiaire ouest-alricain et le concept
Karpoff, R., Lavocat, R., & Rouaix, S. (1954) - Sur le
de Continental terminal. Bull. Soc. géol.France, t. Il.
Crétacé continental et ses gisements de Vertebrés
n0 4, p. 605-622.
entre le plateau d'Asse/ar et la frontière
algéro-
soudanaise. C. R. somm. Soc. géol. Fr.. n° 2, p. 11-13.
Lapparent, A.F. (de) (1953a) - Sur la stratigraphie du
Tamesna (Sahara méridional). C.R. Acad. sel. Paris. t.
Kazi-Tani, N. (1984) - Evolution géodynamique du
238, p. 2255-2257.
segment alpin d'Algérie;
10e Réunion Ann. Sc. terre,
Paris, p. 315.
Lapparent, A.F. (de) (1953b) - Reconnaluance des
gisements
à
Dinosauriens
du
Tamesna
(Sahara
Kilian,
C.
(1931)
Les
principaux
complexes
Méridional). Trav. Inst. Rech. sahar/enne.t.10, p.7-18.
continentaux du Sahara. C. R. somm Soc. géo/. Fr., p.
109-111.
Lappartient, J. R. (1970) - La latérite récente des
environs de Dakar. Th. 3e cycle Un/v. Aix-Marseille,
Klitgord, K.O. & Schouten, H. (1984) • Plate Kinematics
1968. Trav. Labo. Sc.
Terre Fac. Sc. Marseille St-
of the central Atlantic. In : "The Geology of north
Jér6me, Série A, n0 3, 57 p., 1 carte hl., 1 tabl. hl.
America : The Western Atlantic Region", Tucholke &
Vogt eds., Geol. Soc. Amer. 0 N A G Series. vol. 1.
Lappartient, J.R. (1970) . L'Eocène inlérieur de la
cuesta de Thiès (République du Sénégal). Trav. Labo.
Sc. Terre, Fac.
Sc. Marseille St·Jér6me.•Sérle A.
Koeniguer. J.C. (1973) - Sur Un bois fossile de l'Eocène
n0 1, 41 p.
de Mbao (Sénégal). Bull. 1. FAN. , t. 35, Ser. A, n0 3,
p.502·508.
Lappartient. J.A. (1970) -
L'Eocène inférieur de la
partie septentrionale de la cuesta de Thiès (Sénégal).
Kogbe, C.A. (1973) - Ge%gy 01 the Upper Cretaceous
Ann. Fac. Sc. Marseille, B, t. 43, p. 249-258.
and lower Tertiary sediments of the Nigerian Sector 01

---

281
Lapparllenl, J.R. (1 g71) - Périodes de concréllonnemenl
VII, n° 3, p. 413-416.
calcaire dans le Oualernaire récenl de Dakar (Sénégal). Bul/.
Soc. géol. Fr.. 1. 13. n03, p.409·41S.
Lefranc, J,P. (1974) - Carte géologique de l'Algérie au
1/500.000.
Feuille
Timlmoun.
Publ.
Serv.
gfJol.
Lappartlenl. J.R. (1972) • Conlrlbution il l'élude des sables
Algérie, Alger.
argileux du pléistocène récent de Dakar (Sénégal).Trav. Labo.
Sc. TIH'f8, Fae. Sc. Marseille St-Jér6me. série A. nOS. p.1-22.
Lefranc, J.P. (1975a)- Problèmes posés par les bols
slliclfiés du Sahara septentrional et les réponses qu'on
Lappartlenl,
J.R.
(1976)
-
Evolution
continenlale
des
peut-y apporter. 3e R.A.S. T. ,Montpellier, p.227,
lormatlons calcaires fini·tertlalres et qualernaires du Sénégal
nord-occldenlal. 4 e Réun. Ann. Sc. Terre, Paris. p. 251.
Lefranc,
J,P.
(1975b)-
Progrès
récents
des
connaissances sur le Crétacé Inférieur du Sahara
Lappartlenl, J.R. (1978) - Exlenslon vers le nord du golle
algérien du Nord (Méguldène, Gourara, Touat). 19th
miocène casamançais (Sénégal).6e Réun. Ann. Sc. Terre.
ann. Rep. Res. Insr. afr. GeaI., Unlv. Leeds, p. 79.
Orsay, p. 232.
Lefranc, J.P. (1976) - Etat des connaissances actuelles
Lappartlent,
J.R.
(1983)
•
Evolution
du
bassin
sur les zonations bistratigraphiques du milieu du
sénégalo-mauritanien pendant le Cénozoïque (bordure el
Crétacé (Albien à Turonien) au Sahara. Ann. Mus. Hist.
partie
méridionale).
"Bassins
sédimentaires an
nat. NICE, T. IV, p. 19-1 è 19-17.
Afrique", Réun. Spéc. Soc. GéaI. Fr.,7
et 8 mars,
Marseille, p. 62.
Lefranc, J.P. (1979) • Progrès
récents dans les
connaissances du Continental
Intercalaire (Crétacé
Lappartlent, J. R. (1985) • Le "Continental termina'" et
Inférieur) du Gourara et du Meguidène, Sahara algérien.
le Pleistocène ancien du bassin sénégalo-mauritanien.
10e Coll. GéaI. afr.,Montpellier, p.161.
Th. Sc. Unlv. Marseille, 272 p.
Lefranc, J.P. (1982a) - Grès continentaux du Sahara et
Lappartlent, J.R. & Monteillet, J. (1980) - Le gisement
d'Arable à concrétions sphériques (billes, kerboub et
fossilifère crétacé supérieur des carrières de Pakl.
sphéroides). 106e Congo nat. Soc. savsntes, Perpignan
Bull. I.F.A.N., t. 42, sér. A, n03, p. 431-439.
1981, Sciences, fasc. 3, p.523-534.
laville, E. (1985) • Evolution sédimentaire, tectonique
Lefranc, J.P. (1982b) - La faune des couches d'El
et magmatique du bassin jurassique du Haut Atlas
Goléa, le gisement-type du Cénomanlen des géologues
(Maroc) : modèle en relais multiples de décrochements.
sahariens de la fin du XIXè siècle.
C. R. Acad.
Thése Sciences, Montpellier.
Sc. ,Paris, 1. 295, sér. Il, p.1019-1022.
Lavocat, R. (1954) • Reconnaissance géologique dans
Lefranc, J.P. (1983) - Corrélation vers le Nord et
les hamadas des confins algéro • marocains du Sud.
description
détaillée
du
Continental
Intercalaire
Notes et Mém. Ser. géol. Maroc, n° 116, 122 p.
(Mésozoique continental) de la sebkha de Timimoun,
Gourara, Sahara algérien. C. R. Acad. Sc., ParIs, 1.
Lazarenkov, V. G, & Sherif, M. (1975) - Chemical
296, sér. Il, p. 193.
composition of the Los Pluton, Republic of Guinea.
Doklsdy Aksdemil Nauk SSSR,vol. 224, n° 4,p.922-
Lefranc, J.P., & Toutln, N. (1971) • Un glssement de
924.
Desertella foureaul (Lamellibranches Préhétérodontes)
dans le soubassement albien du Tademalt ouest (Sahara
Lecorche, J.·P., Roussel, J., Sougy, J. & Guetat, Z.
algérien). Bull. Soc. Hist. nat. Afr. Nord, t. 62, fasc
(1983) • An Interpretation of the geology of the
1-2, p. 103-110.
Maurltanldes orogenie belt (West Africa) in the Iight of
geophyslcal data. Geo/. Soc. Am. Mem.158,
p.131-
Le Page, A. & Campredon, R. (1981) • Contribution des
147, 2 pl. ht.
données des Images Landsat à l'étude structurale d'un
secteur des Maurltanldes en Mauritanie du Sud et au
Lehner, P. & Ruiter (de) P.A.C. (1977) - Structural
Sénégal oriental. Rev. Instit. fr.
Pétrole, 36 ,1 ,p.17-
hlstory of Atlantic Margin or Afrlca. Bull. am. Ass.
33.
Pet. GeaI., vol. 61, n07, p. 961-981.
Le Pichon, X., Sibuet, J.C. & Francheteau, J. (1977) •
Lefranc, J.P. (1963) - Morphologie, stratigraphie,
The fit of the continent around the North
structure
et
paléogéographie
des
formations
Atlantic Ocean. Tectonophysics, vol. 38, p.169-209.
continentales Intercalaires du Fezzan nord-occidental
(Libye ). Thése Université, PARIS.
Leprieur (1829) - Rapport fait en février 1829 au
1
Ministre
de
la
Marine
par
M,
Leprleur
sur la
Lefranc,
J.P. (1965)
- Preuves
paléontologiques
conslitution géologique de la presqu'ile du Cap-Vert et
nouvelles de l'âge tertiaire (Eocène supérieur) des
des côtes voisines qui forment l'anse de Gorée depuis de
1
couches à troncs
d'arbres
sillclfiés du
Tinr'ert
Cap Manuel jusqu'au Cap de Naze (Sénégambie). Ann.
occidental (Sahara central). Bull. Soc. gfJol. Fr.,
(7) •
Marit. Sc. Arts, t.1, p.465-469.
•

---

ZoZ
Le Priol, J. (1983) - Synthèse hydrogéologique du
de Lam Lam (région de Thiès, Sénégal). Colloque Intern.
bassin sédimentaire casamançais,
Dir.
Et.hydrau.,
Micropal. (Dakar, 6-11 mai 1963). Mém. BRGM n032,
Ministère de l'Hydraulique, Dakar, n° 01/831 HG/DEH,
p. 161-179.
vol.1, 89 p., vol. 2,126 p., vol. 3, 36 tab., 113 pl.
Marinho, M. (1985) - Le plateau marginai de Guinée.
Lesquer, A., & Moussine·Pouchkine, A. (1980). Les
Transition
entre
Atlantique central
et
Atlantique
anomalies gravimétriques de la boucle du Niger. Leur
équatorial. Thèse 3e cycle, Univ. Paris 6.183 p.
significatiç>n dans le cadre de l'orogenèse pan-africaine.
Canad. J. Earth Sci., 17, 11, p.1438-1545.
Marius, C.
(1979) - Les mangroves du Sénégal.
Ecologie, pédologie, utilisation . ORSTOM , Centre de
Lesquer, A., Ly, S. & Moussine-Pouchkine, A. (1981) -
Dakar, 84 p. ; 1 annexe, 27 p.
Les anomalies gravimétriques de la boucle du Niger
(Mali); leur signification dans le cadre de l'orogenèse
Marius,
C.
(1984)
- Contribution
à l'étude des
pan-africaine.
/lth Coll. afro Geol.,Milton Keynes, p.
mangroves du Sénégal et de la Gambie : écologie,
20.
pédologie, géochimie, mise en valeur et aménagement.
Th. Sciences, Univ. Strasbourg, 309 p.
Liegeois, J.P., Bertrand, J. M., Black, R., Caby, R. &
Fabre, J. (1983) - Permian alkaline undersaturated and
Martin, A. (1967) - Alimentation en eau de Dakar.
carbonatite province, and rifting along the West african
Etude hydrogéologique du horst de Ndiass. Th. 38 Cycle
craton. Nature, vol. 305, n° 5929, p. 42-43.
et Rapp. BRGM OAK 67 A 9, 2 vol., 238 p.
Liger, J.-L. (1979) - Structure profonde du bassin
Martin, A. (1970) - Les nappes de la presqu'ile du Cap
côtier sénégalo-mauritanien. Interprétation de données
Vert (république du Sénégal). Leur utilisation pour
gravimétriques et
magnétiques. Th. 3e cycle
Univ.
j'alimentation en eau de Dakar. Rapp. BRGM. 56 p., 4
Marseille St. Jérôme, 156 p.
cartes à 1/50 000 ht.
Liger,
J.-L.
&
Roussel,
J.
(1979)
Etude
Martin, G. H. (1978) -
011 Exploration in lnterior
gravimétrique du bassin côtier profond du Sénégal.
Basins of the Continents - exploration Example Chad.
Rev. G80gr. phys. Géai. dyn., 21, nOS, p. 419-427.
Oil Gas European Mag., Spec. Print, Vol. 11111978. p.
44-49.
Louis, P. (1970) -
Contribution géophysique à la
connaissance géologique du bassin du lac Tchad. Mém.
Martinis,
B.
&
Visintln,
V.
(1966)
•
Données
ORSTOM, n042, 311 P.
géologiques sur le bassin
sédimentaire cOtler de
Tarfaya
(Maroc
méridional).
1n
Bassins
Lucas,
J.
&
Prevot,
L.
(1975)
-
Les
marges
sédimentaires du littoral africain, D. Reyre éd., ASGA,
continentales, pièges géochimiques : l'exemple de la
Paris, p.13-26.
marge atlantique de l'Afrique à la limite Crétacé-
Tertiaire. Bull. Soc. géol. Fr., (7), t.17, n04, p.496-
Mascle, J., Marinho, M., & Wannesson, J. (1986) - The
501.
structure
of
the
Guinean
continental
margin
:
implications for the connectlon between the central and
Ly, S. (1979). Etude gravi métrique de l'Adrar des
the south Atlantic Oceans. G90I. Rundschau. 75/1, p.
Iforas (NE Mali). Thèse Doct.- Ing., Bamako, 1 carte ht.
57-70,
Stuttgart.
Ly, S., Albouy, V. & Lesquer, A. (1979). Apport de la
Masse, J.P.
(1968)
- Contribution à l'étude des
gravimétrie
à
la
compréhension
de
la
chaîne
sédiments actuels du plateau continental de la région de
panafricaine dans l'Adrar des Iforas. 1De Coll. Géai.
Dakar (république du Sénégal). Essai d'analyse de la
afr., Montpellier, p. 66.
sédimentation biogène. Rapp. Labo. Géai. Fac. Sc.
Dakar, N°23, 81 p., 1 annexe.
Ly, S., Albouy, V., Chauvin, M., Foy, R., Lachaud, J.C.
& Lesquer, A. (1980) - Apport de la gravimétrie à la
Mathieu, G. (1983) - Le Post-Paléozoïque du Tchad. In
compréhension de la chaîne pan·africaine dans l'Adrar
: "Afrique de l'Ouest. Introduction géologique et termes
des Iforas. Cah. ORSTOM, G80phys., 17, p. 37-58,1
stratigraphiques",
Fabre,
J.
(ed.),
p.
143-146,
carte ht.
Pergamon.
Marche-Marchad, L., Elouard, P. & Faure, H. (1966) -
Maugis, P. (1955a) - Etudes de préreconnaissance
Témoin d'un bas niveau au large des côtes du Sénégal.
pétrolière dans le bassin sédimentaire du Sénégal. Bul/.
Bull. Ass. sén. Etude Quat. ouest afr.. n010-11, p. 14.
Dir. féd. Mines Géai. AOF
n019, p. 99-134, 5 pl. ht.
Marie, P.
(1945)
-
Sur
Laffitteina bibensis
et
Maugis. P. (1955b) - Compte rendu des études de
Laffitteina monadi, nouveau genre et nouvelles espèces
préreconnaissance pétrolière dans le bassin
de foraminifères du Montien. Bull. Soc. Géai. Fr., 7-8,
419-434.
sédimentaire du Sénégal. Rev. Inst. fr. Pét., vol. 10,
nOS, p. 269-282.
Marie, P. (1965) . Sur l'âge des phosphates de chaux

---

Maurin, J.C., Benkhelil. J. & Robineau, B. (1986) •
1.138, p.62.
Fault rocks of the Kaltungo IIneament, NE Nigeria, and
thelr relatlonshlp wlth Benue Trough tectonics.
J.
Meunier, S. (1904b) • Sur la puissance de la formation
Geol. Soc., London, Vol. 143, p. 587-599.
nummulitique à St Louis du Sénégal. C. R. Acad. Sc.,
t.138, p.227.
May, P.R. (1971) - Pattern 01 Trlasslc Diabase Dikes
around the North Atlantic ln the context 01 Predrilt
Meunier,
S. (1905) • Extension de la formation
Position of the continents. Geol. Soc. Am. Bull., v. 82,
nummulitique au Sénégal. Bull. soc. gfJol. Fr., (4), 1.5,
p. 1285·1292.
p.111-112.
McMaster, R.L, Ashraf, A. & Boer (de), J. (1973) -
Meunier, S. (1906) - Observations sur la géologie du
Transverse continenlal margln fracture zone off Sierra
Sénégal. Le Naturiste, n0471, p.233.
L.eone. Nature, vol. 244,
n0136. p. 93·94.
Michard, A. (1976) • Eléments de géologie marocaine.
Mc Master, R.L & Lachance, T. (1969) - Northwestern
Notes et MIJm. SeN. gfJol. Maroc, n° 252, 408 p.
Alrlcan continental shelf sediments. Marine Geol., 7,
p. 57-67.
Michel, P. (1973) • Les bal1sins des fleuves Sénégal et
Gambie.
Etude
géomorphologique.
Th.
Lettres
McMaster, R.l.. Lachance. T. P., Ashraf, A. & Boer
Strasbourg et MIJm. ORSTOM n° 63, 3 1., 743 p.,91
(de), J. (1971) • Geomorphology,
structure
and
photos ht., 9 pl. h.t.. 6 cartes à 11200 000 ht.
sediments 01 the continental shelf and upper slope off
Portuguese Guinea, Guinea, and Sierra Leone. In : ·The
Michel,
P.
(1978)
•
Cuirasses
bauxitiques
et
Geology of the East Atlantic Continental Margin, 4,
ferrugineuses d'Afrique occidentale. Apperçu chronolo-
Afrlca·_ F.M. Delany (ed.),
Inst. Geol. Sc. Rep.,
gique. Trav. Doc. GfJogr. Trop. n033, CEGET Bordeaux,
n070/16,
p.1D5-119.
p.13-32.
Meagher, l.J., Ruffman, A.S .• Stewart, McG., Van der
Michel, P., Elouard, P. & Faure, H. (1967) • Nouvelle
Unden, W.J.M. & Zukauskas, W. (1977) - Contribution è
chronologie des dépôts du Ouaternaire de la région de
la géophysique et à la géologie du plateau continental et
Saint-Louis (Sénégal). Bull. Ass. sén. Etude Ouat. ouest
de la marge continentale du Sénégal et de la Gambie,
afro n013, p. 12·17.
Afrique de l'Ouest. In : "le Baffin. Levé au large
Sénégal et la Gambie", Vol. 2, 85 p., Agence Canadienne
Michel, P. & Pascal, M. (1967) • Carte géologique au
Développement International.
1/200 000, SAINT·LOUIS et Notice explicative. DMG-
BRGM Dakar, 33 p.
Medus, J. (1975) • Palynologie de sédiments tertiaires
du Sénégal méridional. Pollen et Spores,
vol.
17,
Mlllot, G. (1964) - Géologie des argiles. Altérations,
n04, p. 545-608.
sédirnentologie, géochimie. Masson (éd.), Paris.
Medus, J. (1977) - Bref examen des recherches
Mitchum, R.M., Vail, P.R. & Sangree, J.B. (1977)
•
poIlénanalytlques du Quaternaire au Sénégal. Bull. Ass.
StratigraphIe
Interpretation
of
selsmlc
reflectlon
sfJn. Etude Ouat. ouest afr., n051, p. 33-34.
patterns in depositional sequences. A. A. P. G. Mem.,
n026, p.117-133.
Medus, J. et al. (1981) - Faune, palynoflore et argiles
1
du Ouaternaire du Lac Tanma (Sénégal·Cap Vert)..
Monclardini, C. (1966) • La sédimentation éocène au
Ocean;s, vol. 7, fasc.4, p.431-438.
Sénégal. MfJm. BRGM n043, 65 P.. 34 pl. ht.
1
MenchikoH, N. (1946) • Sur les dépôts post·turonlens
Monod, Th. (1939) • Notes géologiques sur les confins
des confins algéro • marocains du Sud. C.R. somm.
sahariens du Soudan français. Rev. GfJogr. phys. GlJol.
Soc. gfJoi. Fr, p.53.
dyn., XII, 4, p. 461-478.
1
Merabet, O., Klotchko. V., Tlmonine, L. & Ivannikov. A.
Monod,
Th.
(1949)
• Note
sur
les
couches à
(1971) • Précision sur l'âge de la transgression du
Lépidocyclines. Etudes sfJnfJg., n01, p.57-61.
Cénomano·Turonien Inférieur au Sahara central. Pti:J.
1
Ser. gfJo/. Algérié, Nil. SfJrie, Bull. n041, p. 217-223.
Monod, Th. (1949) - Découverte d'une tortue fossile
dans J'Eocène inférieur de Popenguine (Sénégal). le
Meunier, S (1898) • Contribution à la géologie du Bas-
Conf. Inrem. African. Ouest, 1.1. n034, p.216.
1
Sénégal. C.R. Acad. Sc., 1.126, p.666.
Monteillet, J. (1967) - Contribution à l'étude géologique
Meunier, S (1898) • Roches phosphatées du Bas·
du Lutétien de la région de Louga. Rapp. Labo. GIJoI. Fac.
1
Sénégal. Bull. Mus. Hist. nat. Paris, 1.4, p.111-113.
Sc. Un/v. Dakar. n020. 60 p., 10 pl. h.t.. 3 pl. photo
h.t.. 1carte h.t.
Meunier, S. (1904a) • Contribution à la connaissance
des formations lutétiennes au Sénégal. C. R. Acad. Sc.,
Monteillet, J. (1980a) - Le Ouaternaire du della du
1
•

---

Sénégal: synthèse des connaissances actuelles avec de
ORSTOM,
(1963)
-
Mesures
gravimétrlques
et
nouvelles données sur l'Holocène. Bull. I.F.A.N., 1.41,
magnétiques en Afrique occidentale de 1956 à 1958.
n01, p.1-20.
Centre de Géophysique de M'Bour. Cahiers ORS TOM,
Géophys., 3.
Monteillet,
J.
(1980b)
.
Les tourbes
du
littoral
sénégalais. Bull. Assoc. Avancement Sc. nat. Sénégal
Pascal, M. (1981) - Recherches de phosphates au
(AASNS) n070, p. 11-15.
Sénégal. Mise au point à l'issue de la campagne 1980-
81. Rapp. BRGM 81 DAK 002, 75 p. biblio.• 5 annexes.
Monteil/et, J. & Lappartient, J.R. (1981) - Fruits et
36 pl. (Campagne 80-81 Matam et 800 m de sondages
graines du Crétacé supérieur des carrières de paki
dans la région de Kolda en Casamance).
(Sénégal). Review of Palaeobota. and Palyno., vol 34,
.p. 331 -344.
Pascal, M., Michel, P. & Dieng. M. (1967a) - Carte
géologique
au
1/200
000,
DAGANA
et
Notice
Monteil/et, J., Lappartient, J.R. & Taquet, P. (1982) -
explicative. DMG-BRGM Dakar, 36 p.
Un Ptérosaurien géant dans le Crétacé supérieur de Paki
(Sénégal). C.R. Acad. Sc. Paris. 1.295, sér. Il, p.409.
Pascal. M., Michel, P. & Dleng, M. (1967b) - Carte
géologique au
11200
000,
MAT AM
et
Notice
Morel, A. (1985) - les hauts massifs de l'Aïr (Niger) et
explicative. DMG-BRGM Dakar, 41 p.
leurs
piemonts.
Etude géomorphologique.
Thèse
Lettres, Univ. Grenoble 1, 403p.
Pascal, M., Michel, P. & Dleng, M. (1967c) - Carte
géologique au 1/200 000, PODOR et Notice explicative.
Morel, A. & Karche, J.-P. (1980) - Types de formes
DMG-BRGM Dakar, 34 p.
volcaniques dans les montagnes
de l'Aïr (Sud Sahara).
Rev. Géog. Alpine:Montagne-Montagnards,p. 127-139.
Pascal, M., Michel P. (1967d) • Notice explicative de la
carte géologique à
1/200 000
Saint-Louis.
Publ.
Morin, S.
(1975)
- Etude géomorphologique des
B.R.G.M.- D.M.G. Sénégal, Dakar.
formations superficielles de la presqu'île du Cap Vert
(Sénégal occidental). Thèse 3e cycle Univ. Bordeaux
Pascal, M. & Michel, P. (1967e) - Carte géologique au
/II, 2 1., 514 p., 3 cartes ht.
1/200 000, LOUGA et Notice explicative.DMG·BRGM.
Dakar, 36 p.
Nahon,
D.
(1976)
- Cuirasses
ferrugineuses
et
encroOtements calcaires au Sénégal occidental et en
Peybernes, B.
(1982) - Les Orbitol/nldés crétacés
Mauritanie.
Systèmes
évolutifs
géochimie,
d'Afrique
essai
de
synthèse.
Cahiers
structures, relais et coexistence. Th. Sc., Univ. Aix-
Micropaléontologie, 2, p. 13-28.
Marseille /II, 232 p., 12 pl. ht.
Pflaumann, U. (1975) - Late Quaternary stratigraphy
Nahon, D. & Demoulin, D. (1971) - Contribution à
based on planktonic Foramlnifera off Senegal. "Meteor"
l'étude des formations cuirassées du Sénégal occidental
Forsch. Ergebn., N°23, p.1-46.
(pétro-graphie, Morphologie, et Stratigraphie relative).
Rev. Géog. phys. et Géol. Dyn., vol. 13, fa sc. 1, p.
Petit-Maire, N. & Riser, J. (1983) - Sahara ou Sahel?
35-54.
Dir. géné. Rel. culturel/es. Min. Relations Extérieures,
LAMY imp. Marseille, 474 p.
Ngom, P.M. (1981) - Données géologiques et physico-
chimiqsues sur quelques tourbières du Sénégal. (Régions
Petters, S.W. (1977) - Ancient seaway across the
des niayes et de Kaolack). Dépt. Géol. Fac. Sc. Univ.
Sahara. Nigerian Field, n042, p. 22-30.
Dakar. Mém. DEA, Rapp. n011, Nlle. série, 65 p.
Petters,
S. W.
(1978)
- Maastrichtlan-Palaeocene
Noel, Y. (1975) - Etude hydrogéologique des calcaires
Foraminifera
from
NW
Nigeria
and
their
lutétiens de la région de Bambey (Première phase).
paleogeography. Acta Pala90ntologica Palan/ca,
n023,
Rapp. BRGM 75 DAK 01, 47 p., 6 annexes dont 30 pl.
p.131-152.
Noel, Y. (1978) - Etude hydrogéologique des calcaires
Petters, S.W. (1979) - Stratigraphic history 01 the
lutétiens entre Bambey et Louga (2ème phase). Rapp.
south-central Saharan region. Géai. Soc. Amer. Bull.,
BRGM 78 DAK 02, 82 p., 6 annexes, 9 pl. ht.
vol. 90, p. 753-760.
Petters, S.W.
(1982)
-
Central
West
African
Obert, D. (1981) - Etude géologique des Babors
Cretaceous- Tertiary
benthic
foraminlfera
and
orientaux (Domaine tel/ien, Algérie).
Thèse Sciences,
stratigraphy. Palaeontographica, Abt. A, 179, 104 p.
Paris 6, 635 p.
Peypouquet, J.P. (1977) - Les ostracodes, indicateurs
Olivet, J. L., Bonin, J., Beuzart, P. & Auzende, J. M.
paléoclimatiques et paléogéographiques du Quaternaire
(1984) - Cinématique de l'Atlantique nord et central. -
terminal
(Holocène)
sur
le
Plateau
continental
In : Rapports scientifiques et techiniques, N" 54, Pub!.
sénégalais. In : "Asp. Ecol. Zoogeogr. Recent FossU
du CNEXO, 108 p., 8 planches.
Ostracoda". Proc. 6 th Intern.
Symp. Ostracode8,

---

285
Saaflecfen, 1976. The hague. W. Junk, p.369·394.
Northwest
Afrlcan. continental
margln.
Sprlnger.
Verlag. 700 p.
Phlillps, J.O. & Forsyth, D. (1972) • Plate tectonics,
paleomagnetism and the openlng of the Atlantic. G9oI.
Radi'er, H.- (1953) - Contribution è l'étude stratlgra-
Soc. Am. Buff., vol. 83, p. 1579·1600.
phlque et structurale du détroit soudanais. Bull. Soc.
géol. Fr., (6), IV, p. 3·10.
Pinson·Mouillot,
J.
(1980)
- Les environnements
sédimentaires actuels et quaternaires du plateau
Radier, H. (1959) • Contribution à l'étude géologique du
continental sénégalais (Nord de la Presqu'île du Cap·
Soudan oriental (A.O.F.). 1. Le Précambrien saharien du
Vert). Th. 3e cyde Unlv. Bordeaux 1, 106 p.
Sud de l'Adrar des Iforas. Il. Le bassin crétacé et
tertiaire de Gao. Thése Sciences, Unlv. Strasbourg
Pirard, F. (1967) - Notice explicative sur la carte
1957, et Bull. Serv. Géol. Prosp. min., n0 26, 550 p.
géologique de reconnaissance du Manga (Niger sud-
occidental). B.R,G.M. ed.
Ranke, U., Von Rad, U. & Wlssmann, G. (1982) •
Stratlgraphy, Facies and Tectonlc Development of the
Pltaud, G (1980) • Etude hydrogéologique des calcaires
On·and Offshore Aalun·Tarfaya Basin • A Revlew. In
paléocènes de la région de Mbour. Evaluation des
Geology of the Northwest Afrlcan Continental Margln,
ressources en eau et
des possibilités .d'exploitation.
U.V. Rad, K. Hinz, M. Sarthein, E. Seibold éds., p. 86·
Rsppor1 de synthése. Dir. g{m. HydraiJl. Equip.
rural,
105.
Dir. Et. hydrsu. 01·80- HG·DEH, Dakar, 125 p.,16 pl.
Ratschiller, L.K. (1968)
• L1thostrat/graphy of the
PNUD (1974) • Renforcement du Service des Eaux
northern Spanlsh Sahara. Memorie Museo Trldentino
Souterraines (Projet MAU 67 • 502). Proposition de
Sei., Trento, 18 (1), p.1·80.
rapport final. Rapp. PNUD, Rép.
Isl. Mauritanie, 198
p., 32 fig., 20 annexes.
Reyment, R.
(1960)-
Studles
on
Nigerian upper
Cretaceo~ and lower Tertiary Ostracoda. Part 1 :
P.N.U.D.
(1975)
- Renforcement
des
services
Senonian and Maestrlcht/an Ostracoda. Stockholm
gouvernementaux chargés de découvrir et mettre en
Contr. In Geol., VII, 1·238.
valeur les eaux souterraines (Mali). New-York. Nations
Unies, 1975, 154 p.
Reyment, R. (1963). Idem. Part 2 : Danlan, Paleocene
and Eocene Ostracoda. Stockholm Contr.ln Geol.,X,1.
Ponsard, J. F. (1984) - La marge du craton ouest·
286.
africaIn du Sénégal à la Sierra·Léone : Interprétation
géophysique de la chaine panafricaine et des bassins du
Reyment, R. A. (1965) - Aspect of the geology of
protérozoTque à l'actuel. Thése géologie·géophysique.
Nigeria. Ibadan: Ibadan University Press. 145 p.
Alx·Marsellle /II, 198 p.
Reyment, R. (1966)· Idem. Part 3 : Stratlgraphlesl
Pouclet,
A.,
&
Durand, A.
(1983)
•
Structures
Paleoecological and Biometrical conclusions. Stockholm
cassantes cénozoTques d'après
les
phénomènes
Contr. In Geol., XIV, 1-131.
volcaniques et néotectonlques au nord·ouest du Lac
Tchad (Niger oriental). Ann. Soc. géol.
Reyment, R.A. (1980)· Biogeography of the Saharan
Nord, 111, p.143·154.
Cretaceous and Paleocene epfcontinental transgressions
Cretaceous Res. , 1, p.299-327.
Prlan,
J.·P.
(1986)
- Géologie
de
la
bordure
méridionale du golfe tertiaire de casamance (Sénégal,
Reyment, R. (1981)-The Ostracoda of the Kalambalna
Guinée Bissau). Doc. BRGM, n° 101, partie l, p. 5-32.
Formation (Paleocene), northwestern Nigeria. Bull.
g801. Institutions
Univ. Uppala., N. S., 5, p.51-65.
Prlan,
J.·P.
(1983)
-
ContrOle
tectonique
et
morphologique de la sédimentation phosphatée sur la
Reyment, R.A. (1983) • Le Post·PaléozoTque du Niger.
bordure méridionale du bassin sénégalo-mauritano·
Lexique Strati. Intern., J. Fabre ed. Pergamon, p.136·
guinéen: exemple du gisement de phosphates de chaux
139.
60cène de Farlm (Guinée Bissau). Réun. Spéc. Soc. géol.
Fr.,7 et 8 mars, Marseille p. 61-62.
Reyment, R. A. & Schobel, J. (1983) • le Post·
PaléozoTque du Mail.
In
:
"Afrique
de
l'ouest.
Querol, R. (1966) • Regional Geology of the Spanish
Introduction géologique et termes stratlgraphlques",
Sahara. In : Bassins sédimentaires du littoral africain
Fabre, J. (ed.), p. 140·142, Pergamon.
1e partie, D. Reyre éd., ASGA, Paris, p. 27-39.
Reyre, D. ed. (1966) • Bassins sédimentaires du
Quin, J.P. & Fraudet, P. (1975) - Sur la nature du
littoral
africain.
1ère partie
: littoral
attlantique.
volcanisme dans la région de Thiès (Sénégal). Ann. Fac.
Symp. New Delhi. 1964. Assoc. Serv, géol. Afr,3Ô4 p.
Sc. Oskar, t. 28, p. 83·90.
Reyre,
D. - (1'984)
- Remarque
sur
l'origine
et
Rad, U. (von) et al. (ed.) (1982) • Geology of the
l'évolution des bassins sédimentaIres africains de la

---

cOte atlantique. Bull. Soc. géol. France,
(7), 6, p.
Schlee,
J.
S.
&
Jansa,
L.
F.
(1981)
•
The
1041-1060.
paleoenvironment and development of the eastern North
American continental margin. Oceanologlca Acta, N°
Riffault, A. (1980) - Les environnements sédimentaires
SP, 71-80, 11 figs.
actuels
et
quaternaires
du
Plateau
continental
sénégalais (Sud de la presqu'i1e du Cap Vert). Th. 3e
Schneider, J.L., (1967) • Evolution du dernier lacustre
Cycle, Univ. Bordeaux l, 145 p.
et peuplements préhistoriques au Pays·Bas du Tchad.
Bull. ASEQUA, n014-15, p.18-23.
Roch, E'. (1953) - Itinéraires géologiques dans le Nord
du Cameroun et le Sud-Ouest du territoire du Tchad.
Schneider,
J.L.
(1967,
1968)
Cartes
Bull. Ser. Mines Cameroun, nOl.
hydrogéologiques du Tchad au 1/500 000. Feuilles
Fort-Lamy et Pays-Bas. Notice explicatives. Orléans,
Roman, J. & Gorodiski, A. (1959) - Echinides éocènes
BRGM.
du Sénégal. Notes Sery. Géol.Prosp. min.,no3, 91 p.
Sclater, J.G., Hellinger, S. & Tapscott, C. (1977) • The
Roman, J. & Debant, P. (1962) - Baueria tessieri nov.
paleobathymetry of the
Atlantic
Ocean
from the
(Arbaciidae), Echinide nouveau du Danien de Popenguine
Jurassic to the Present. J. Geol., vol. 85, p. 509-552.
(Sénégal). Bull. Soc. géol. Fr., (7), t.4, p. 590-593, 1
pl. photo h.t.
Seibold, E. & Hinz, K. (1974) - Continental slope
construction and destruction, WestAfrica. ln:
"The
Roman, R. &
Sornay,
J.
(1983)
-
Ammonites,
geology of continental margins", Burk, C.A. & Drake, C.
Inocérames et Echinides du Crétacé supérieur de Paki
L. (eds.), Springer-Verlag, p.179-196.
(Sénégal). Bull. Mus. natn. Hist nat. Paris, 4e sér., 5,
section C, nOl, p.3-23.
Sempere, T. (1981) - Le contexte sédimentaire du
gisement d'uranium d'Arlit. Thèse Doct. Ing. E.N.S.
Rona, PA (1970) - Comparison of continental margins
Mines Paris, 375p.
of Eastern North America at Cap Hatteras and North-
Western Africa at Cap Blanc. Am. Ass. Pet. Geol., vol.
Servant,
M. (1973) - Séquences continentales et
54, nOl, p.129-157.
variations climatiques : évolution du bassin du Tchad au
Cénozoïque supérieur. Thèse Sciences Paris, 348 p.
Rosso, J.C., Elouard, P. & Monteillet, J. (1977) -
Mollusques du Nouakchottien (Mauritanie et Sénégal
Servant-Vildary,
S.
(1973)
- Le
Plio-Quaternalre
septentrional). Inventaire systématique
et esquisse
ancien du Tchad : évolution des associations de
paléoécologique. Bull. I.F.A.N.,
t.39,
Sér.
A,
n03,
diatomées, stratigraphie, paléoécologie. Cah. ORSTOM,
p.465-486.
sér. Géol., nOS, p.165-216.
Roussel, J. & Liger, J.L. (1983) - A review of deep
Servant,
M.
&
Servant-Vildary,
S.
(1980)
structure and ocean-continent transition
in
the
L'environnement quaternaire du bassin du Tchad. In :
Senegal
Bassin (West Africa). Tectonophysics, vol.
"The Sahara and the Nile", Williams, M.A.J. & Faure, H.
91, p. 183-211.
eds., Balkema, A.A., Rotterdam, p.133-162.
Ruellan, E. (1985) - Géologie des marges continentales
Sheridan, R.E., Grow, J.A. , Behrendt, J.C. & Bayer,
passives : Evolution de la marge atlantique du Maroc
K.C. (1979)-Seismic refraction study of the continental
(Mazagan) ; étude par submersible,
seabeam, et
edge of the Eastern United States. Tectonophysics, 59,
sismique
reflexion.
These Doct.
Univ.
Bretagne
p.1-26.
occidentale, Brest n02, 297 p.
Simon, B., Brisset, A., Roussel, J. & Sougy, J. (1982)
Sarr, R. (1982) - Etude géologique et hydeogéologique
- Confrontation dela télédétection (analyse numérique
de la région de joal-Fadiouth (Sénégal). Th. 3e cycle
et analogique, téléinterprétation à petite échelle) avec
Univ. Dakar, 191 p. 43 fig.
la cartographie géologique classique et les données
gravi métriques du Mali Sud Occidental (Afrique de
Sauvage, J.F. & Savard, R. (1985) - Les complexes
l'Ouest). Bull. Soc. géol. Fr.,(7), t. XXIV, p.13·22.
alcalins sous-saturés à carbonatites de la région d'In.
Imanal (Sahara Malien) ; une présentation. J.
Afr.
Sornay, J. & Tessier, F. (1949) - Ammonites nouvelles
Earth Sc., vol. 3, nOl/2, p. 143-149.
du Sénégal. Bull. Soc. géol. Fr., (5), 1.19, p.245-249.
Schlee, J.S., Folger, D.W., Dillon, W~P., Klitgordr K.D.
Spengler (de), A., Castelain, J., Cauvin, J. & Leroy, M.
& Grow, J.A. (1979) - The continental margins of the
(1966) - Le bassin secondaire-tertiaire du Sénégal. In
Western North Atlantic. Oceanus,vol. 22,no3,p.40-47.
: "Bassins sédimentaires du Littoral Africain.
1ère
Schlee, J.S., Dillon, W.P.
partie : Littoral Atlantique", Reyre, D. (ed.), Assac.
&
Grow, J.A. (1979) -
Structure of the continental slope edge off the eastern
Sery. géol. Afr. (ASGA), p. 80-94.
United States. Soc. Econ. Paleonto. Mineral., spec. pub.
n027, p.95-117.

---

287~
Stets, J, & Wurster. P., (1982) • Atlas and Atlantic.
calcaires dans le Quaternaire du Sénégal. Bull. Ass.
Structural relations.
In : ·Geol. 01 the Northwest
sén. Etude Ouat. ouest afro n026, p. 5·9.
Alrican Continental Margin', Von Rad et BI. eds, p.69-
85.
Tessier, F., Flicoteaux, R. Lappartient, J.R., Nahon, D.
&
Triat,
J.M. (1975)
. Réforme
du concept de
Sykes,
L.
R.
(1978)
Intraplate
Seismlcity,
Continental terminal dans les bassins sédimentaires
Reactivation of Preexisting Zones of Weakness, Alkaline
côtiers de l'Ouest alricain. ge Congr. intem. Sédim.
Magmatism, and other Tectonism Posdating Continental
Nice, Thème l, p.207·212.
Fragmentation. Revlews of Geophysics and Space
Physlcs, vol. 16, nC 4, p.621·687.
Thery, J.M. (1952) - Esquisse stratigraphlque et
tectonique du Bassin sédimentaire sénégalais d'après
Talwanl. M. et al. (ed). (1979) • Deep drilling results
l'étude des forages d'eau. Mission de préreoonnalssance
ln the Atlantic Ocean : continental margins and
pétro·forages d'eau. Mission de préreconnalssance
paleoenvironments.
Am.
Geophy.
Union,
Maurice
pétrolière en A.O.F., 41 pl.
Ewing, Ser. 3, 438 p.
Thery,
J.M.
(1955)
•
Contribution
à
l'étude
Taquet, Ph. (1967) - Découvertes paléontologiques
stratigraphique du bassin sédimentaire du Sénégal -
récentes dans le Nord du Niger. In
: 'Problèmes
presqu'ile du Cap Vert. Rapport provisoire· Juin 1955.
actuels de Paléontologie'. C.N.R.S. ed., p. 415-418.
Mission de préreconnaissance pétrolière en AOF, 44 p.,
22 pl.h1.
Taquet, Ph. (1969) - Première découverte en Afrique
d'un Reptile Captorhinomorphe (Cotylosaurien). C. R.
Thiede, J. (1979) - Palaeogeography and palaeoen-
Acad. Sc., Paris, Sér. D, 1. 268, p. 779-781.
vironment of the Mesozoic and Cenozoic North Atlantic
OCean. Geojournal, 3.3, p. 263·272.
Taquet, Ph. (1972) • Un exemple de datation et de
corrélation
stratigraphlque
basé
sur
les
Thiede, J. (1979) • History of the North Atlantic
Captorhinomorphes (Reptiles
Cotylosauriens).
Mém.
Ocean. Evolution
of
an
asymmetric zonal
paleo-
B.R,G.M., nC 77, p. 407-409.
environment in a latitudinal ocean basin. MB ur;ce
Ewing Ser., vol. 3, AGU, p. 275-296.
Taquet, Ph, ( 1976) • Géologie et Paléontologie du
gisement de Gadoufaoua (Aptien du Niger). Cahiers de
Tompkins, L.A., Haggerty, S.E. (1984) - The koldu
Paléontologie, CNRS, 192 p.
kimberlite complex, Sierra Léone : geologlcal setting,
petrology and
minerai
chemistry.
Kimberlites,
1.
Tauzin, P, (1981) - Cadre géologique des gisements
Kornprobst
(ed.),
Elsevier,
p.83-105.
Soc. géol.
d'uranium
de
la
bordure
orientale
du
bassin
France, 1. 111, p. 677·695.
1
sédimentaire du Tim MersoT
•
Niger.
Mina tome,
Journées
filiales
de
Janvier
1981,
DEX/O·
Trenous, J.Y. (1965) . Le volcanisme quaternaire de la
NC 1710/PT/PF.
presqu'ile du Cap Vert. Bull. Ass. sén. Etude Quat.
1
ouest afr., n05-6, p. 6-7.
Templeton, R.S.M. (1971) - The geology of the
continental margin between Dakar and Cape Palmas. In
Trenous. J.Y. (1970) • Etude géologique dans le Sé~gal
: "The Geology of the East Atlantic Continental Margin,
nord·occidental et le ferlo. Trav. Labo. Sc. Te"e, Fac.
1
4, Africs·. Delany, F. M. (ed.), Inst. Geol. Sc. Rep.,
Sc. Marseille St·jért5me, Série A, nC4, 28 p" 38 fig.
n070/16. p. 43-60.
h.t., 4 tab. h.t., 11 pl. h.t.
1
Tenaille, M. et al. (1960) - Petroleum exploration in
Trenous. J.-Y., Elouard. P., Slimmler, L., Benoit, H. &
Senegal, Maurltanla and Ivory Coast coastal bassins
Martin, A. (1968) • EX1ension du Lutétien Inférieur à la
(West Afrlca). SAP, 12 p., cartes.
zone du Lac Tanma (Sénégal occidental). Ann. Fac. Sc.
1
Dakar, t. 22, p.145·150.
Tessier, F. (1950) • Age des phosphates et des
latéroTdes phosphatés de l'Ouest du Plateau de Thiès
Trenous, J.Y. & Michel, P. (1971) - Etude de la
(Sénégal). C. R. Acad. Sc. Paris, t.230, p. 981-983.
structure du Dôme de Guiers (Sénégal nord-occidental).
1
Bull. Soc. géol. France, (7), 1.13, n04-2, p. 133-139.
Tessier, F, (1952) - Contribution à la stratigraphie et à
Tricart,
J.
(1956) • Tentative de corrélation des
la paléontologie de la partie ouest du Sénégal (Crétacé
1
périodes pluviales africaines et des périodes glaciaIres.
et Tertiaire). Th. Sc. Univ. Marseille, 1950, et Bull.
C.R. somm. Soc. géol. Fr., p.164·167.
Dlr. Mines AOF nC14, t.I et Il, 571 p.
Tricart, J. (1956) • Aspects géomorphologiques du
1
Tessier, F. (1954) • Gisement fossilifère nouveau du
delta du Sénégal. Revue Géomorpho,
0 yn., nC 5·6,
Crétacé supérieur du Sénégal. C. R. somm. Soc. géol.
p.65-86.
France, nC2, p. 25-27.
1
Trompette, R. (1975) - Le bassin de Taoudenni. In :
Tessier, F. (1970) - Première datation de concrétions
"Notice explicative de la carte géologique è
1/1000
•

---

288
000 de la Mauritanie", B.R.G.M., p. 127-136.
de chaux de Lam Lam (AOF). C.R. somm. Soc. géo/. Fr.,
p.251-253.
Uchupi, E., Emery, K. O., Bowin, C. O. & Phillips, J. D.
(1976) - Continental
margin off Western Africa :
Visse, L. (1954) - La sédimentation argileuse des
Senagal to Portugal. Bull. Am. Ass. Pet. Geol., vol. 60,
dépôts marins tertiaires de l'Ouest sénégalais.
C.R.
nOS, p. 809-878.
somm. Soc. géol. Fr., t,3, p.59-61.
Vail, P.. R., Mitchum, R.M., & Thomson, S. (1977) -
Von
Rad, U. & Arthur, MA (1979) • Geodynamic.
Global cycles of relative changes of sea level. In :
sedimentary and volcanic evolution of the Cape Bojador
"Seismic stratigraphy and global changes of sea level",
continental margin (NW Africa). M. Ewlng Series 3.
Vail et al. eds., A. A. P. G. Mem. 26, p. 83-98.
A.G.U., p. 187-203, 8 figs.
Valsardieu,
C.
(1971)
-
Etude
géologique
et
Von Rad, U. & Wissmann, G.
(1982) - Cretaceous
paléogéographique du bassin du Tim MersoT. Thèse
Cenozoic History of the West Saharan continental
Sciences Nice, 518p.
Margin (NW Africa) : Development, Destruction and
Gravitational Sedimentation. ln:
"Geology
of
the
Valsardieu, C. & Dars, R. (1971) - Présence de
Northwest African Continental Margin". Von Rad
et
moraines sur la bordure occidentale de l'Aïr à la limite
al.(eds.), p. 106-131.
entre le Dévonien et le Carbonifère, région d'Agadès.
Bull. Sery. Carte géol. Alsace Lorraine, Strasbourg ,
Wacrenier, P., Hudeley, H. & Vincent, P. (1958). Notice
24-4, p. 269-276.
explicative de la
carte géologique provisoire du
Borkou-Ennedi-Tibesti au 111 000 000. Publ.
DMG·
Van der Linden, W.J.M. (1976) - L'Afrique occidentale.
AEF.
Sénégal et la Gambie. Gravité. (Carte gravi métrique à
1/1000 000).
ln:" Le Baffin. Levé au large Sénégal
Weis, D. & Liegeois, J. P. (1985) - U·Pb isochronl ln
et la Gambie", 1977, Agence Canadienne Développement
the
Tadhak
ring
complex
(Mali).
Petrogenltlc
International.
implications. Abstract ln : "Alkaline ring complexel ln
Africa", Black & Bowden (eds.), J. afro Esrth Sel.,
Van Der Linden, W.
J.
M. (1981) - The crustal
vol. 3, nOl/2, p. 277.
structure and evolution of the continental margin off
Senagal and the Gambia from total - intensity magnetic
Whitemann, A.
(1982)
-
Nigeria
: Its
petroleum
anomalies. Geai. En Mijnbouw, vol. 60, n02, p. 257-
geology, resources and potential. 2 vol., Graham &
266.
Trotman eds., Londres, 394 p.
Van Houten, F.B. (1977) - Triassic-Liassic deposits of
Wiedmann,
J.,
Butt,
A.
&
Einsele,
G.
(1982) -
Morocco and eastern North America : Comparison.
Cretaœous stratigraphy, environment and subsidence
Amer. Assoc. Petroleum Geol., Bull. n061, (1), p.79-
history at the Marocan continental margin. In "Geol. of
99.
the Northwest African Continental Margin", Von Rad et
al. eds, 366-395, 12 figs.
Vasseur, G. (1902) - Sur la découverte du terrain
nummulitique dans un sondage exécuté à Saint-Louis du
Wilson, R.C.1. & Williams, C.A. (1979)
- Océanic
Sénégal. C. R. Acad. Sei. Paris, t. 134, p. 60-63.
transform structures and the development of Atlantic
continental margin sedimentary basins • a revlew. J.
Vieillefon, J.
(1970)
- Le problème des repères
Geol. Soc., vol. 136, n03, p. 31-320.
stratigraphiques quaternaires en Casamance (Sénégal)..
Bull. Ass. sén. Etude Quat. ouest afr., n026, p.13-23.
Wirth, L. (1968) - Attapulgites du Sénégal occidental.
Rapp. Labo. Géai. Fac. Sc. Univ. Dakar, n026, 55 p.
Villeneuve, M. (1984) - Etude géologique sur la bordure
sud-ouest
du
craton
ouest-africain.
La
suture
Wissmann, G. (1982) - Stratigraphy and structural
panafricaine et l'évolution des bassins sédimentaires
features of the continental margin basin of Senagal and
protérozoïques et paléozoïques de la marge nord-ouest
Mauritania.
In:"Geology of the Northwest
African
du continent de Gondwana. Thèse Sciences, Univ. Aix·
Continental Margin", Von Rad et al. (eds.), p.160·181.
marseille III, 552 p.
Wurster, P. & Stets, J. (1982) - Sedimentation in the
Vincent, P. M. (1963) - Les volcans tertiaires et
Atlas Gulf Il : Mid-Cretaceous Events. In : "G80logy of
quaternaires du Tibesti occidental (Sahara du Tchad).
the Northwest African Continental Margin". Von Rad et
Mém. B.R.G.M., n° 23, 307 p.
al. (eds.), p. 439·458.
Viotti,
C.
(1966)
- Resultats stratigraphiques du
sondage Puerto Cansado 1 du Bassin côtier de Tarfaya.
Btblographte arrêtée à l'année 1986
Notes et Mém. Sery. géol. Maroc, n° 175, p. 225-234.
Visse, L. (1949) - Note pétrographique sur le phosphate

---

289
TABLE DES FIGURES
o. , . Localisation des zones étudiées......
2
, ., • Plan de localisation des forages pétroliers
6
'.2 - Plan de localisation des forages pétroliers de la presqu'île du Cap Vert...
7
'.3 • Le bassin sénégalo-mauritanien et les grands ensembles géologiques de l'Afrique de l'Ouest... .. 8
'.4 - Carte géologique simplifiée du bassin sédimentaire sénégalo-mauritanien et de ses abords
'0
'.5 - Localisation des champs de diapirs du bassin offshore sénégalo-mauritanien
, 2
'.6 • Les dykes doléritiques autour de l'Atlantique centraL
, 2
1.7 - Profil sismique du plateau continental au Sud de Dakar
, 4
'.8 • Profil sismique de la marge du Nord de la Mauritanie
, 6
'.9 • Paléogéographie de l'Atlantique central et de l'Atlantique équatorial (golfe de Guinée)
, 8
1.'0 • Les lacunes dans les forages pétroliers du bassin du Sénégal
20
1.1' • Coupe schématique de la bordure ouest du horst de Ndiass
22
1.12 • Coupe du dôme de Guiers-dorsale de Rkiz et sa carte de localisation
22
1.' 3 - Répartition des dépôts marins paléogènes et miocènes
24
, .'4 • Esquisse paléogéographique et structurale de l'Eocène
26
1.'5 - Corrélations lithostratigraphiques des formations de Lam Lam et Ta·lba
28
1., 6 • Le Néogène et le Quaternaire de Casamance : essai de corrélations
30
1.17 - Les trangressions quaternaires de Mauritanie
34
,. , 8 - Héritages de la morphogenèse au Quaternaire. Prédominance régionale des types de modelé
35
, .'9 - Position des dépôts graveleux inactuels le long de la Falémé et du Sénégal. en aval
du confluent...........................................
39
'.20 • Coupe schématique du bassin du SénégaL
40
, .2' • Coupes géologiques du bassin sédimentaire sénégalais
4'
, .22 • Les dômes de sel du plateau continental casamançais
42
1.23 • Coupe schématique au niveau du Dôme Flore : Lacunes et discordances
42
, .24 • structure diapirique au large de la Mauritanie
43
, .25 • Le réseau des failles subméridiennes à N200E de la région du Cap-Vert................................. 44
1.26 - Carte aéromagnétique du bassin sénégalais
46
, .27 • Carte gravimétrique du bassin sénégalo·mauritanien
47
, .28 • Schéma de la fracturation majeure dans le bassin sénégalais
, 48
, .29 • Profil sismique de la partie sud-occidentale du plateau marginal de Guinée............................ 49
, .30 - La fracturation déduite de la photo-interprétation d'image satellite
50
1.3'· Répartition en direction des accidents tectoniques de la région de Mbour
5'
, .32 • Schéma géologique et structural de la région de Farim (frontière Sénégal·Guinée)
52
, .33 • Les failles transformantes de la marge ouest·africaine
54
, .34 • Carte des isobathes du toit de l'Eocène en Casamance
56
, .35 • A : localisation du magmatisme méso-cénozoïque du bassin du Sénégal. B : anomalies
gravimétriques associées
.
58
, .36 - Coupe schématique du dôme de Léona
58
, .37 - Carte de localisation du volcanisme de la région du Cap-Vert
60
, .38 • Coupe de la côte sud-ouest de la tête de la presqu'île du Cap-Vert
62
, .39 - Diagramme Si02/Na20+K20 des roches volcaniques de la région du Cap Vert
64
, .40 - Colonne lithostratigraphique synthétique du Quaternaire de la tête de la presqu'île
du Cap-Vert.
;
:
:64
'.4' -Coupe semi-interprétative de la structure du volcan des Mamelles ~
66
, .42 • Les grandes structures du bassin sénégalo-mauritanien
:
68
2.' • Le bassin de Taoudenni et les grands ensembles géologiques de l'Afrique de I·Ouest.
7 2
2.2 • Carte de localisation de la région du Tilemsi-Timetrine, Nord·MaIL
73
2.3 • Carte géologique simplifiée et schéma structural de la région du Tilemsi·Timetrine
74
2.4 • Colonne lithostratigraphique synthétique de la région Tilemsi-Timetrine
76
2.5 • Coupe du forage Ma 5
76
2.6 • Le passage crétacé-tertiaire du Nord du Tilemsi. répartition des microfaunes
80
2.7 - Répartition biostratigraphique des Foraminifères du Paléocène du Mali..
_...................•... 82
2.8 - Carte géologique de la région de Nema-Nara
·
86
2.9 • Le réseau de dykes doléritiques des confins algéro-maliens
90
2.'0 • Coupe géologique semi-schématique du Tilemsi-Timetrine
88
2.11 - Coupe géologique au Nord du Timetrine (A. in Eloufa)
90
2.'2 • Coupe géologique à l'Est de Tinkar
90
2.'3 - Structure synclinale faillée à l'Est de Tinkar
92
2.'4 - Schéma morphostructural de la région de Tessounfat..
92

---

290
2.11 - Coupe géologique au Nord du Timetrine (A. in Eloufa)
90
2.12 - Coupe géologique à l'Est de Tinkar
90
2.13 - Structure synclinale faillée à l'Est de Tinkar
92
2.14 - Schéma morphostructural de la région de Tessounfat...
92
2.15 - Coupe géologique semi·interprétative de la région de Nema-Nara
94
2.16 - Stéréogrammes des déformations cassantes et plicatives
96
2.17 - Schéma de localisation des stations de mesure des environs de Jelak et de Kade
94
2.18 - Schéma de la faille inverse déformée de Jelak 3
98
2.19 - Détail de la zone de cisaillement de 80u Rzama
98
2.20 - Schéma synthétique des déformations observées dans la région de Nema-Nara
10(
2.21 - Schéma structural simplifié de l'Afrique de l'Ouest. Principaux linéaments
et fossés
mésozoïques
1OC
3.1 - le bassin des lullemmeden et les grands ensembles géologiques de l'Afrique de l'Ouest..
101
3.2 - Carte géologique schématique du bassin des lullemmeden
10E
3.3 - Coupe du bassin de Tin Seririne
1O!
3.4 - Colonne lithostratigraphique synthétique du Nord-Est du bassin des lullemmeden
11 :
3.5 - Carte et coupe géologiques du Sud de l'Aïr
11 E
3.6 - Colonne lithologique synthétique du Méso-Cénozoïque du Sud du bassin des lullemmeden,
région de Sokoto (Nigéria)
12(
3.7 - Carte géologique schématique du Sud du bassin des lullemmeden, région de Sokoto (Nigéria)
12:
3.8 - les rivages des transgressions du Cénomano-Turonien et du Maastrichtien inférieur (1)
12'
3.9 - Modèle stratigraphique du Sud-Est du bassin des lullemmeden
13(
3.10 - les ensembles Iithostratigraphiques du bassin des lullemmeden
13(
3.11 - la transgression du Maastrichtien terminal - Paléocène
supérieur
13~
3.12 - La transgression du Maastrichtien terminal-Paléocène en Afrique de l'Oues!...
13-
3.13 - Coupe schématique dans le Sud du bassin des lullemmeden
14(
3.14 - Schéma structural du bassin post-paléozoïque des Illemmeden
14~
3.15 - Coupe géologique schématique du bassin des lullemmeden
14:
3.16 - Dorsales et gouttières dans le Nord-Est du bassin des lullemmeden
14.
3.17 - Relation tectonique - sédimentation : biseau du Tchirézrine 2
14.
3.18 - Schéma structural des bordures sud et ouest de l'Aïr
141
3.19 - Structures en demi-dômes et en demi-cuvettes associées aux décrochements
N70 à N90oE,à l'Ouest de l'Aïr
14E
3.20 - Répartition en direction des accidents tectoniques des bordures ouest et sud de l'Aïr
1S(
3.21 - Structures liées au décrochement de Fagoschia
15~
3.22 - Carte schématique des linéaments guinéo-nubiens
1S(
4.1 - Le bassin du Lac Tchad et les grands ensembles géologiques de l'Afrique de l'Oues!...
16 (
4.2 - Carte géologique générale du bassin du Lac Tchad
16'
4.3 - Schéma de localisation des principales formations et lieux cités du Niger orientaL
16~
4.4 - Les variations de faciès vers le Nord du bassin de 8ilma : schémas représentatif (A)
et interprétatif (8)
16E
4.5 - Le continental terminal et la quaternaire du bassin du Lac Tchad
171
4.6 - Le magmatisme de l'Aïr méridional.
17E
4.7 - Schéma structural du Nord·Ouest du bassin du Lac Tchad (Ténéré du Tafassasset).
18~
4.8 - Carte gravimétrique du Ténéré du Taffassasset...
18~
4.9 - Répartition en direction des accidents tectoniques du Niger oriental (Ténéré du Taffassasset).. 18'
4.10 - Coupe entre Chéffadène et le Nord d'Ezerza
18'
4.11 • Coupe sériées semi-interprétatives des fossés du Ténéré du Tafassasset..
18E
4.12 - Coupes sériées schématiques du fossé de Téfidet..
18E
4.13 - Carte des accidents du massif de Termit et diagrammes stéréographiques
(secteur a, b, et c)
19C
4.14 - Coupe de la bordure nord du massif de Termit (localisation figure 4.13)
19~
4.15 - Détail d'un plan de faille (représentation en coupe)
19:
4.16 - Détail d'un plan de faille minéralisé (représentation en plan)
19:
4.17 - Schéma du massif d'Agaden et stéréogramme des mesures
19,
4.18 - Coupe schématique au point A2 de la figure 4.17
19-
4.19 - 8ilma-Dirkou. Plan de position des stations de mesure et stéréogramme des mesures
19,
4.20 - Carte gravimètrique du Sud du bassin du Lac Tchad
19E

---

293
Chapitre 1 LE BASSIN SENEGALO·MAURITANIEN
1· INTRODUCTION
9
1.1- Historique
9
1.2- Présentation générale
11
2- LITHOSTRATIGRAPHIE
13
2.1 - Le Paléozoïque
1 3
2.2 - Le Trias et le Lias
1 3
2.3 • Le Jurassique moyen et supérieur
1 5
2.4 - Le Néocomien s.I.
1 7
2.5 - Le Crétacé moyen (Aptien terminal à Cénomanien)
1 9
2.6 - Le Turonien
19
2.7 - Le Sénonien s.s
21
2.8 • Le Maastrichtien
21
2.9 - Le Paléocène
:
23
2.10 - L'Eocène inférieur
25
2.11 - L'Eocène moyen
:
25
2.12 - L'Eocène supérieur
29
2.13 - L'Oligocène
29
2.14 - Le Miocène
;
31
2.15 - Le Pliocène
33
2.16 • Le Quaternaire
37
3 • TECTONIQUE
39
3.1 - Structure d'ensemble du bassin
39
3.2 • Les diapirs
45
3.3 . Etude de la fracturation
45
3.4 -L'étude du magmatisme
55
3.5 - Conclusion
57
4 - LE MAGMATISME DANS LE BASSIN DU SENEGAL
57
4.1 . Introduction
57
4.2 - Le magmatisme crétacé de Léona
59
4.3 - Le volcanisme tertiaire
59
4.3.2 Type de gisement et de manifestations
6 3
4.3.3 Pétrographie
63
4.4 - Le volcanisme quaternaire
6 3
4.4.1. Stratigraphie
63
4.4.2. Type de manifestations
65
4.4.3.Pétrographie
65
4.5 • Conclusion
65
5 - HISTOIRE GEODyNAMIQUE
67
5.1 • L'héritage anté·mésozoïque
67
5.2 • La naissance du bassin
67
5.3 - Du Lias à l'Aptien : la construction de la plate-forme
69
5.4 - De l'Aptien terminal au Lutétien
69
5.5 - La phase intra-éocène
69
5.6 - De l'Eocène supérieur au Quaternaire
70
Chapitre 2 LE BASSIN DE TAOUDENNI..
~
71
1-INTRODUCTION
:
75
2-LITHOSTRATIGRAPHIE
75
2.1-LA REGION DU TILEMSI·TANEZROUFT, BORD EST DU BASSiN
7 5
2.1.1-Le socle précambrien
77
2.1.2-Les intrusions volcaniques permiennes
77
2.1.3-Les séries sédimentaires
~
77

---

292
TABLE DES TABLEAUX
Tableau 1.1 - Les principales phases de la morphogenèse au Quaternaire dans les bassins
des fleuves Sénégal et Gambie
~
Tableau 1.2 - Ages radiométriques pour le volcanisme de la presqu'île du Cap-Vert
t
Tableau 3.1 - Les formations sédimentaires post-précambriennes du bassin des lullemmeden
1
Tableau 3.2· Lithostratigraphie du groupe du Tégama. Comparaison avec les séries de Tefidet
du bassin du Tchad
.
Tableau 3.3 - Lithostratigraphie du Sud du bassin des lullemmeden de la région de Sokoto,
au Nigéria
.
Tableau 3.4 - Lithostratigraphie du Crétacé supérieur et du Cénozoïque du bassin des lullemmeden .
Tableau 3.5 - Essai de corrélation entre quelques schémas d'évolution morphogénétique pendant le
Plio-Quaternaire en Afrique de l'Ouest..
.
Tableau 4.1 - Corrélations des séries sédimentaires du Sud de l'Aïr et du Niger orientaL
~
Tableau 4.2· Les données des forages pétroliers du Niger orientaL
.
Tableau 4.3 - Les forages pétroliers du bassin du Lac Tchad
.
Tableau 4.4 - Le Quaternaire du bassin du Lac Tchad: corrélations lithostratigraphiques entre
diverses régions
.
Tableau 4.5 - Ages radiométriques K/Ar pour le volcanisme de l'Aïr et de l'Atakor
.
Tableau 5.1 - Tableau récapitulatif de la chronologie des épisodes tectoniques et volcaniques
~

---

293
Chapitre 1 LE BASSIN SENEGALO·MAURITANIEN
1- INTRODUCTION
9
1.1· Historique
9
1.2- Présentation générale
11
2- LITHOSTRATIGRAPHIE
1 3
2.1 • Le Paléozoïque
:
1 3
2.2 - Le Trias et le Lias
1 3
2.3 • Le Jurassique moyen et supérieur
1 5
2.4 - Le Néocomien s.J.
1 7
2.5 • Le Crétacé moyen (Aptien terminal à Cénomanien}
1 9
2.6 - Le Turonien
19
2.7 - Le Sénonien s.s
21
2.8 - Le Maastrichtien
21
2.9 - Le Paléocène
23
2.10 - L'Eocène inférieur
25
2.11 - L'Eocène moyen
25
2.12 - L'Eocène supérieur
29
2.13 - L'Oligocène
29
2.14 - Le Miocène
31
2.15 - Le Pliocène
33
2.16 - Le Quaternaire
37
3 - TECTONIQUE
39
3.1 - Structure d'ensemble du bassin
3 9
3.2 - Les diapirs
45
3.3 - Etude de la fracturation
45
3.4 -L'étude du magmatisme
55
3.5 - Conclusion
57
4· LE MAGMATISME DANS LE BASSIN DU SENEGAL
57
4.1 - Introduction
57
4.2 - Le magmatisme crétacé de Léona
5 9
4.3 - Le volcanisme tertiaire
59
4.3.2 Type de gisement et de manifestations
63
4.3.3 Pétrographie
63
4.4 - Le volcanisme quaternaire
6 3
4.4.1. Stratigraphie
63
4.4.2. Type de manifestations
65
4.4.3.Pétrographie
65
4.5 - Conclusion
:
65
5 - HISTOIRE GEODyNAMIQUE
:
67
5.1 - L'héritage anté·mésozoïque
67
5.2 - La naissance du bassin
67
5.3 - Du Lias à l'Aptien : la construction de la plate-forme
69
5.4 • De l'Aptien terminal au Lutétien
69
5.5 - La phase intra-éocène
69
5.6 - De l'Eocène supérieur au Quaternaire
70
Chapitre 2 LE BASSIN DE TAOUDENNI..
71
1·INTRODUCTION
:
75
2-LITHOSTRATIGRAPHIE
75
2.1-LA REGION DU TILEMSI-TANEZROUFT, BORD EST DU BASSiN
7 5
2.1.1-Le socle précambrien
77
2.1.2-Les intrusions volcaniques permiennes
7 7
2.1.3-Les séries sédimentaires
,...
77

---

294
2.2-LA REGION DE NEMA·NARA, BORD SUD DU BASSIN
8 5
2.2.1-Le substratum anté-mésozoïque
85
2.2.2-Les manifestations volcaniques
85
2.2.3-Le Continental intercalaire
87
2.2.4-L'altération latéritisante et les dépôts postérieurs
8 7
3 - TECTONIOUE
87
3.1-LA REGION DU TILEMSI-TANEZROUFT, BORD EST DU BASSIN
8 9
3.1.1 - Cadre structuraL
89
3.1.2 - Principales observations structurales,
âges des déformations
8 9
3.2-LA REGION DE NEMA-NARA, BORD SUD DU BASSIN
9 3
3.2.1 - Cadre structuraL
93
3.2.2 - Principales observations structurales, âges des déformations
9 3
4-ESSAI DE SYNTHESE GEODYNAMIOUE
1 0
4.1-Le Trias et le Jurassique, une période de distension accompagnée de magmatisme
1 0
4.2-Le Crétacé inférieur
1 0:
4.3-Le Crétacé supérieur
1 0
4.4-Le Paléogène
1 0
4.5-L'épisode tectonique intra-éocène
10.
4.6-Le Continental terminal et le Ouaternaire
10:
Conclusions
1 0:
Chapitre 3
LE BASSIN DES IULLEMMEDEN
10.
1-INTRODUCTION
1 O'
2-LITHOSTRATIGRAPHIE
11
2.1- Le Paléozoïque
1 1
2.2- Le Continental intercalaire, Permien à Cénomanien inférieur
11 :
2.2.1 La formation d'Izégouandane
11 :
2.2.2 Le groupe des grès d'Agadès
11 :
2.2.3 La série de Dabla
1 1.
2.2.4 Le groupe du Tégama
11 '
2.2.5 Gundumi Formation et 1110 Formation
1 2'
2.3- Le Cénomanien supérieur-Turonien inférieur
1 2:
2.4- Le Turonien supérieur-Sénonien inférieur
1 2 ~
2.5- Le Sénonien supérieur
12·
2.6- Le Cénozoïque inférieur, du Paléocène à l'Eocène moyen
13:
2.6.1- Le Paléocène
13:
2.6.2- L'Eocène inférieur et moyen
1 31
2.6.3- Les séries du Nord-Ouest du Nigéria
1 3 ~
2.6.4- Le Cénozoïque post-éocène moyen (Continental terminal s.s.,
Ouaternaire)
131
3- TECTONIOUE
14'
3.1- Introduction, structure d'ensemble du bassin
1 4 .
3.2- Les relations tectonique·sédimentation
14!
3.3- Les déformations souples et cassantes
1 4 ~
3.3.1- Les plis
1 4 .
3.3.2- Les flexures
1 4 i
3.3.3- Les accidents tectoniques
14 ~
3.3.4- Le fossé de Gao
15:
4- ESSAI DE SYNTHESE GEODYNAMIOUE
154
4.1- L'héritage anté-mésozoïque
154
4.2- Du Trias au Crétacé supérieur, une période de sédimentation
continentale et de réajustements tectoniques
154
4.3- Le Crétacé supérieur, période de sédimentation marine et
continentale finement imbriquées
1 5 i
4.4- L'épisode tectonique fini- à post-crétacé
151
4.5- La période de sédimentation chimique et d'altération du Maastrichtien
terminal à l'Eocène moyen
151

---

't
4 6- Lié i
d
t
t
i
'
-é
è
295
.
.
P so e ec on que Intra oc ne
1 57
4.7- De l'Eocène supérieur au Quaternaire
1 57
4.8- Conclusion
1 57
1
Chapitre 4 LE BASSIN DU TCHAD
1 59
1
1- INTRODUCTION
1 63
2· LITHOSTRATIGRAPHIE
1 63
1
2.1- Le Continental intercalaire
1 63
2.2- Le Crétacé supérieur
1 67
2.2.1- Le Cénomanien inférieur·moyen
1 67
1
2.2.2- Le Cénomanien supérieur et le Turonien
1 69
2.2.3- Le Sénonien inférieur
:
,'
1 70
2.2.4 • Le Sénonien supérieur·Paléocène. (?)
:
1 71
1
2.3- Le Cénozoïque
;
1 73
2.3.1- Le Paléocène et l'Eocène inférieur
1 73
2.3.2- L'Eocène inférieur et moyen
1 74
1
2.3.3- Les données des forages pétroliers
177
2.3.4- Le Continental terminal et le Quaternaire
1 77
3- TECTONIQUE
181
1
3.1- La structure du Niger oriental, les fossés du Ténéré
1 81
3.1.1- Les accidents tectoniques
1 85
3.1.2· Les fossés
1 87
1
3.2- ETUDE STRUCTURALE ET MICROTECTONIQUE
1 89
3.2.1- Le massif de Termit.
189
3.2.2- Le massif d'Agadem
195
1
3.2.3- Le Ténéré central.
196
3.3- SYNTHESE DES OBSERVATIONS STRUCTURALES
1 96
3.4- LES DONNEES TECTONIQUES DES AUTRES REGIONS DU BASSIN TCHADIEN
197
1
3.4.1- Les fossés du Tchad méridional et du Nord de la Centrafrique
201
3.4.2- Le fossé de Djourab
202
4- ESSAI DE SYNTHESE GEODyNAMIQUE
202
1
4.1- Une longue période de distension, correspondant au Mésozoïque supérieur
202
4.2- La phase fini-crétacée. un épisode tectonique majeur
203
4.3- Du Paléocène à la fin de l'Eocène moyen, une période de profonde altération
2 0 3
1
4.4- La phase de compression post-éocène moyen
203
4.5- Une dernière période de distension, de l'Eocène supérieur au Quaternaire
204
4.6- Conclusion
,
204
1
Chapitre 5 ESSAI DE SYNTHESE GEODYNAMIQlIE
205
1
INTRODUCTION
207
1- LE TRIAS ET LE LIAS (p.p.)
207
1
1.1· Le magmatisme triasico-liasique
2 07
1.2- La série sédimentaire
209
2· LE JLlRASSIQUE
211
1
3· LE CRETACE INFERIEUR
213
3.1- La série sédimentaire
~
21 3
3.2-La transgression aptienne
215
1
3.3-L'épisode tectonique intra-aptien
217
4-LE CRETACE SUPERIEUR
222
4.1- La série sédimentaire
222
1',
4.2- La transgression cénomano-turonienne
231
4.3- L'épisode tectonique
intra- à fini-santonien
234
4.4- L'épisode tectonique fini-crétacé
235
l4,

---

296
.
'-~'; LE CENOZOIQUE
~
2 3 8
5.1- Le Paléocène, l'Eocène inférieur et moyen
238
5.2- L'invasion marine du Maastrichtien terminal-Paléocène
241
5.3 -L'épisode tectonique intra-éocène ou pyrénéen
243
5.4 -Le Cénozoïque postérieur à l'épisode tectonique intra-éocène
245
6 - CONCLUSiON
251
CONCLUSIONS GENERALES
257
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BIBLIOGRAPHIE..:::L..'.,:;.}._ ô_ ~:.•':..~.\\,\\
2 6 7
TABLE DES FIGU~S ..;:
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289
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292
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AlmEXE
1 ~ " E ~ T A IRE
DES
FOR A G t S
PtT Il. 0 L I t R S
--
Nt"m du forage et son sYll1bole
Année
Socifté
Profondeur finar
--
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---
- -
BALANDlt-."E
BNI
1959
sn
4105,80
BA.'iBILOR.
!bl
.1960
SAP
2068,40
BARGNY
Byl
1976
SHELt-SEtlP.EX
2467
BRIKA.'iA
Bkl
1960
SPS
2104,20
CAP VERT
CVI
1958
SAP
3855,10
ft
2
CV2
1958
SAP
1783,54
ft
3
CV3
1959
SAP
1414,20
ft
4
CV4
1959
SAP
1500
ft
MARINE
1
CVMI
1969
ESSO
4270
CASA.~Ct MARITIME
1
CMI
1966
COPETAO
4110
..
"
"
2
CM2
1967
3788
"
I l
3
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1967
Il
1765
..
"
4
CM4
1967
Il
4238
"
Il
5
CM5
1967
Il
2786
..
ft
6
CH6
1967
ft
804,50
..
Il
7
CM?
1967
"
3586
"
ft
8
CM8
1970
Il
2523
Il
"
9
CM9
1970
"
6115
Il
Il
10
CMl0
1970
"
3755
CAYAR.
1
Cri
1960
SAP
2050,60
"
OrrSHORI:
Col
1977
(1) SHELt-StNREX
3101
DAllO
Ibis
Db Ibis
1960
COPETAO
253,10
,
DAXAR
D 4
1953
MPPAOF
1002
Il
DKI
1956
SAP
1125,5
Il
2
DK2
1956,
ft
1196
Il
J
DIO
1957
Il
827,6
"
4
DK4
1958
ft
190
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5
DK5
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Il
149
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6
DK6
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185
Il
7
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"
Il
140,6
"
8
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142
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109,6
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DKIO
Il
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106,50
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"
12
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195
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"
Il
249,50
1:
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"
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15
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"
161

---

NOlll
du forage et son s)'Ill~ole
Année
Soci ét~
Profondeur fi:
- - - - -
- - - -
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DAKAR MARINE
DKMl
196f
ESSO
3716
Il
"
2
DKH2
1968
[SSO
11252
DlAH NIADt
1
DI'I
1956
SAP
653,4
..
"
2
DN2
1959
Il
2653
"
Il
3
DN3
1959
"
1432
Il
Il
4
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1959
Il
1623
"
Il
5
DI\\5
1960
"
2150
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I l
6
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"
Il
1250
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7
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"
I l
1250
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"
8
DNB
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"
1260
"
"
9
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"
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"
"
10
DNIO
1961
"
14G l,50
DIANA MAl.ARl
1
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Il
COPETAO
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DIOGUE F
DgfJ
Il
SPS
Id69
DIO~ F
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19bO
"
624
..
DIOUIœEL
D1I
1959
4152,8
DJIFEIU:
F
DrFI
1961
"
1820
DOUGAR
Dol
1956
SJ..P
1036
"
2
Do2
1956
"
450
"
3
D03
1957
"
443,6
GAD1AGA
Gdl
1976
(2) SHELL-SENR.EX
3920
GA5SANE
GéaI
1959
5PS
736,4
GRAND LARGE OllEST
GLWI
1975
SiŒLL-SENREX
2842
JAHMAH
JAl
1979
ClŒVRON/CFP
3020
JU.BOR
Kal
1961
SAP
1848,70
XAfOUlt'TlNE
F..Arl
1982
SNIA(P)
5395
KARTIAK F
l'tFI
1961
SPS
\\797
KOLDA
1\\.01
1955
MPl'AOF
614,60
KOLORANE
Kbl
1959
SPS
2560,8
KORKOL F
KrFI
1960
SPS
628
LEONA
Lai
1957
SAP
708,5
LEONA
2
La2
1957
SAP
1149,50
LINGUER!
1
Lil
1959
SPS
973
LINGUER!
F
2
LiF2
1960
51'S
945,10
MBOU"R
1
Brl
1958
SAP
4025,30
Y.BOtJROOK
1
Mbl
1956
SAP
1204
}OIONT ROLAND
1
Rdl
1957
SAP
1189
MOl-."T ROl.AND
2
Rd2
1959
SAP
3500
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1954
MPPAOF
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Il
2
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---

Nom du fora~e et s)~bole
Annh
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Profondeur fina~e
---------,-------------------------------------------
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1954
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7
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Il
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1957
SAP
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1960
SPS
910,50
Il
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1801
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Il
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1294
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Il
Il
Il
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"
NORD SENEGAL OFFSHORE
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1969
ESSO
3167
~M"TIOR
Pal
1956
SAP
797.8
Il
POPENGUINt
1
PPI
1956
787,8
Il
POU!
1
Ptl
1956
1031.50
Il
Il
2
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1959
2104
Il
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1
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1962
2221
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2
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1969
ESSO
1845
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1972
1419
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1
sarl
1960
SPS
1716,75
Il
SARI.KUNDA
1
SK.l
1961
1797
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1
Sol
1956
SAP
1199
Il
SINDIA
1
Sil
1956
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TAMBACOONDA
2
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1955
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612.9
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1
TaI
1961
SAP
2115,41)
1
TBI
19(,1
(3) SAP
4002
TIENAM
1
TnUNnOU BESSET
Til
1955
~PAI)F
3403.30
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ltNN
2
Ye2
1955
349,5
YENN
•
3
Ye3
1956
SAP
1063,5 .
ZIGUINCHOR
3
Zr3
1953
l'U'PAOF
540
IftVe~taiTe arrét~
au 30 d~cembre 1983
(1) ISSO - SHELL ~ PECTER - DEMINEX
(2) SHELL - PECTEN - DEMlNtX
(3) SAP - COPARtX - CON'Ill.'EN'IAl - CITES SERVICE
,
~11
i
1
1

---

GEODYNAMIC HISTORY OF POST-PALEOZOIC
WEST AFRICA FOLLOWING
A STUDY OF SOME SEDIMENTARY BASINS.
(Senegal, Taoudenni, Iullemmeden, Chad)
In Trias-Lias, West Africa experienced sorne tensional effects which
was accompanied by magmatism and is linked to the opening of the Central
Atlantic. Sedimentation was detrital but was later succeeded by evaporites
in the rift basins and in the NE section of the Saharian basin following the
first marine trangression.
During the Jurassic, subsidence predominated and is associated with
the beginning phase of the ocea'n opening. Sedimentation is remarkably fine or
chemical in nature during the Upper Jurassic resulting in particularly thick
carbonate deposits in the West-African coastal basins. Neocimmerian mouvements
were registered locally.
.
•
•
fi
l
The Lower Cretaceous is character1sed by an extraord1nary deve opme nt
of detrital facies. The general sandstone facies wa~ interrumpt~d by calcareous
and shaly deposits following an Aptian transgression. The intra-Aptian episode
which is linked to the opening,of the equatorial Atlantic and the ~ollision of
Africa and Europe, was manifested by a particularly important warping in the
Chad and Benue basins.
The Upper Cretaceous is marked by intense marine transgressions. The
climate was a bit mild and sedimentation was finer (carbonaceous silt). Two
compressive events affected the Benue basin ; in Santonian in the Lower Benue
and towards the end of the Cretaceous in the Upper Benue. Only the later event
was lightly felt throughout the whole length of the basin.
At the beginning of the Cenezoic, West Africa was charact~sedby a
warm and humid climate and it became a seat of intense alteration phenomena.
The dissolved materials were deposited as chemical and biochemical sediments
observed in aIl the basins.
The collision of Africa and Europe at the end of middle Eocene provo-
ked a weak tectonique reworking in aIl the basins. However, deformation can be
intense locally. This intra-Eocene event is responsible for the final withdra-
wal of the sea in most of the basins and the general discordant deposition of
the continental terminal.
From Upper Eocene till present, the history of West Africa has been
characterised by continental regime. Alteration of sediments atil1continues
but mechanical weathering has
become more important. This erosional episode
has been as a result of the epeirogenic movements which accompanied.the mio-
plio-quaternary alcali?e volcanism in the basins.
Key words : West Africa - basins - post-Paleozoic -~lithostratigraphy
transgression - tectonic - geodynamic - correlations -

---

1987
BELLION Yves, Jean-Claude
\\ "
HISTOIRE GEODYNAMIQUE POST-PALEOZOIQUE DE L'AFRIQUE DE
L'OUEST D'APRES L'ETUDE DE QU~LQCES BASSINS SEDIMENTAIRES
(Sénégal, Taùudenni. :l,llemmeden, Tchad)
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•
"
::"késumé
:
'.!>. ~
•
,:',f:~~~'
>.:'; ";:'"
Au Trias-Lias, l'Afrique de l'Ouest est sO:1Ir:;SI,; r lJne distension qui s'accompagne de
'. ;f!;.' -mànifestations magmatiques et qui est liée à l'ouverture de l'Atl<.lntique central. La sédin:enlation est
délTitique, puis. dans les bassins ùu rift ct sur le Nord-Est du bassin du Snhara, éV2poritique à la suite de
:' ", ta première inva,ion marine.
},::..~.
.~.:~(~:
Au JurassiqCle les phénomènes ü~ c;ullsidence prédol.linent, en liaisor. ,'vec le début de la phase
,_:'}+ftrexpansion océanique. La sédill\\cntatlO!\\ est partout rcm3.rquablement fine (.lU chimiqlJe au JUlassique
. i.t,:::;'itpt'Jieur. et les dépôts c~bo'1atés particulièrement épais (Î;J:1S les bassils côtiers ouest-africains. Des
~1{{.~yemenlS néocirnmériens ont été enregistrés localer;-".:nt.
,,,,,C:~~' ,:.'
;',
'.
Lt Crétacé inférieur se carartérise par un (:Xlraordinairc développef'1rnt d~s faciès (j~tritique:;. Cette
,
'~irnenUltion grLseuse générali~ée est interrompue par des dépNs carbonatés et argileux dlls lIa
····~'>.',"ij'nMgressi()napùennt. L'épisode intra-aptien qui CS! lié à l'ouverture de l'A!J:lnr:que équatorial et lia
}c'~> :';\\i~~li~it)nde l'Afrique et de l'Europe, se tfdduÎt par une distension particulièrement importante dans les
i,:: ~>~~.~,,\\~ms dll Tchad et de la Bénoué.
~~:~~..~.~ "'f~,~rJ" ~,~'.'.
~~:~..;::·~'i~\\,.·,; Au Crétacé supérieur se produisent les l,lus bralldes inva~ions marines. Il en résulte un
".:'
\\')~cissem'lOt d'.! CÏm3t, ct la sédimentation deviC'nt pius fine (silteuse à carlxJilatée). I)('!lX éyénements
.'l::$lïIp:essifs ::t!fecte'1t 12 Bénoué, au Santorir.n en Basse Bénoué et à la fin du Crét:1cé en Haute Bénou~.
.·;:.·Séu.'.le deuxièmr. se marque légère men! dans ln çlllparl des bsssins.
'\\, .
.>,.{' Ii' -Au début du Cénozoïque', l'N-ri'lue de l'O\\:cst, sur laquelle règn.: un climat chaud et humide, eslle
.,:\\;\\.~ke d'intenses phéno:nèncs <i'[11l~rd!ion, Les élé.!T'(:ms dissous alimentent I.ne sédimelltaùcn chimique
, 'e'tbl~tnrn'que, compara~'!/'. dans tous le:, l)assins.
La coHision de l'Afrique et .le l'Europe qui survien~ ~ la fin de: J':;ocè:!c moyen nrovuque dan~
l'eftÂemble. des bassins des rejcnx j·-ClOlliqu('.s génér(llc~i:nt fmbles. Toutc;ois, les déformt1tions peuvent
,,.ltrt localement intCI.ses, C.:'I 6pis0c\\e lntrl-éxèr.0 est responsable du lctt'!lit dNinilif d~ la mer de la
;."Ptbp::>rt d~,~ lJas,ÎfJ'; r:t de la di'>( 0r'.la~lce w",]é.rak ric'; dépôts du Contifl('lIl?: ~erm;;;'l:,
.
D~ l'Eocène SUpéIJ';UJ à I/\\ctuell'bistoire génlogique de l'Afrique de ]'I)u~sl se poursuit en régime
-··«cintinenta1. l.es phénrmènes (Ltllération :;onl encore sensib!es mais l'érosia'l méCi\\fliqLle redevient
.·iff1ponante. Cctre reprise ù'~rOSion résulte de 111OU'JCI1lC11tS épirogéliiques qui élcéompagnent lin
'i1blOOnisme alcalin iD io-p lio-q uatefi ,aire.
• l ~ •
MOt5 clés: Afriqu i ' de l'Ouest - bas.'ins ' post-paléozoYgue - lilhostratigrnphle - lïr.:1Sgr~ssi"".
. tectonique - gé,odynarnique - co cr é Llt ion ci ,
~l
H
t
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- - - - - - - - - - - - - - - -

---