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Résumé

La révision de trois cartes géologiques du Sénégal concerne principalement le substratum géologique sédimentaire, d’âge crétacé supérieur à miocène, le volcanisme du Cap Vert, d’âge miocène à pléistocène et les formations superficielles pliocènes et quaternaires, et actualise les trois feuilles nord-ouest, nord-est et sud-ouest de la « Carte géologique de la République du Sénégal et de la Gambie » réalisée par le BRGM en 1962.
En particulier le passage de la découpe chronostratigraphique, qui s’imposait encore dans les années soixante à la découpe lithostratigraphique prévalant à l’heure actuelle se fait avec proposition de noms de Groupes, Formations et Membres et de lieux-types. L’utilisation d’imagerie satellitaire et le repérage par Global Positioning System GPS améliore considérablement la précision.
La récupération de nombreuses données de sondages pétroliers et hydrauliques accorde une connaissance accrue de la subsurface et une compréhension nouvelle de la tectonique, résultant en l’introduction de failles inconnues auparavant.
Les ressources minérales du terrain de ces trois cartes tournent principalement autour des phosphates, calcaire de cimenterie et attapulgites. Le potentiel des argiles, dolomies, minéraux lourds et matériaux pour granulat est aussi considéré.

Avant propos

La présente notice explicative se réfère aux cartes géologiques à 1/500 000 du Bassin sédimentaire du Sénégal, couvrant les trois feuilles nord-ouest, nord-est et sud-est du territoire (fig. 0) : ces trois feuilles viennent d’être complètement révisées dans le cadre de la Coopération Sénégal – Union européenne, suivant les procédures du neuvième Fonds européen de Développement (FED), pour le compte du Ministère des Mines, de l’Industrie et des PME du Sénégal, Direction des Mines et de la Géologie (DMG).

Figure 0 - Zone couverte

A cette fin le projet 9 ACP SE 009 de « Cartographie géologique du Bassin sédimentaire du Sénégal » (CBS), partie intégrante du « Programme d’Appui au Secteur minier » (PASMI), a été attribué à un groupement comprenant les sociétés GEOTER sas, le Bureau de Recherches géologiques et minières (BRGM), l’Université d’Avignon et des Pays de Vaucluse (UAPV) et le Centre de Suivi écologique (CSE). Ce projet s’est déroulé d’avril 2007 à mars 2009 et a été entièrement financé par l’Union européenne.

Les auteurs de cette notice proviennent de divers horizons et ont été associés pour la durée du projet :

- Jack Roger, géologue cartographe du BRGM : révision de la couverture méso-cénozoïque,
- Pierre Nehlig, géologue du volcanisme du BRGM : révision des unités volcaniques,
- Olivier Serrano, sédimentologue du BRGM : révision de la couverture méso-cénozoïque,
- Jean Paul Barusseau, géomorphologue, professeur émérite à l’Université de Perpignan, prestataire GEOTER : révision des formations superficielles,
- Cédric Duvail, cartographe et sédimentologue de GEOTER: révision des formations superficielles,
- Bernard J. Noël, géologue chef de projet, prestataire GEOTER : chapitre des ressources minérales, compilation et mise en page de la notice.

Le professeur Raphaël Sarr du Département de Géologie de l’Université Cheikh Anta Diop (UCAD) de Dakar, éminent spécialiste de la géologie sédimentaire du Sénégal, a pavé la voie à ce projet par sa coordination du groupe chargé de revoir les terminologie et nomenclature stratigraphique du Socle et du Bassin sédimentaire sénégalais, a apporté une aide précieuse par sa disposition pour de nombreux entretiens féconds et visites de terrain. Il a de plus livré une relecture aussi pointue qu’exhaustive des différentes notices explicatives. Qu’il puisse trouver ici la gratitude de l’équipe du projet.
Le Sénégal se présentant comme un pays peu accidenté, avec une puissante couverture sableuse recouvrant une grande partie du territoire, les affleurements de formations géologiques y sont assez rares et rendent le travail de cartographie de terrain particulièrement ardu et peu productif. Il est vite apparu qu’une révision de la carte géologique se devait de récupérer un maximum d’information de subsurface. A cet égard le projet a été très fortuné des compréhensions et accueil reçus auprès de la Société des Pétroles du Sénégal (PETROSEN), de la part de Messieurs A.H. Wane, Directeur de la Promotion, et J.O. Médou, Chef du Département Banque de Données pétrolières, et auprès de la Direction de la Gestion et de la Planification des Ressources en Eau (DGPRE), de la part de Madame A. Seck, Directrice, et Monsieur S. Ngom, Chef de Division Hydrogéologie. Ces personnes ont en effet donné librement accès aux nombreuses données de sondages avec description géologique dont leurs organisations disposaient et ainsi permis aux experts du projet, qui leur en sont infiniment reconnaissants, d’accéder à une connaissance des formations géologiques qu’aucun travail de surface n’aurait permise.
Les jeunes géologues d’appui Bathy Dabo, Edouard Diagne de GEOTER Sénégal et l’homologue chef de projet Raymond Sagna de la DMG ont étroitement collaboré avec les auteurs du document et rempli un rôle irremplaçable dans la liaison avec l’Administration, la récupération et numérisation de nombreuses données, la participation aux missions de terrain et leur disposition comme interprètes à l’intérieur du territoire. La géomatique a été organisée par Gérard Lignon, géomaticien principal de GEOTER. La vectorisation des cartes et la réalisation cartographique sont dues aux soins diligents de Dieynaba Seck, géomaticienne de GEOTER Sénégal.

1 Introduction

Le Bassin sédimentaire sénégalais occupe la plus grande partie du territoire sénégalais, les terrains anciens, birrimiens à à paléozoïques n’affleurant qu’au sud-est du pays, à la frontière avec la Guinée et le Mali. Le bassin forme un vaste plateau qui culmine rarement à des altitudes supérieures à 50 m.
Il est largement recouvert par des dépôts récents plio-quaternaires qui masquent les terrains plus anciens du Méso-Cénozoïque exposés dans la partie amont du fleuve Sénégal, sur la presqu’île du Cap-Vert et dans la falaise de Thiès
Le Bassin sédimentaire sénégalais est limité au nord par le fleuve Sénégal et drainé au sud par le Saloum, le fleuve Gambie et le fleuve Casamance.

2 Cadre géologique

Le Bassin sédimentaire sénégalais constitue un segment du Bassin sénégalo-mauritano-guinéen, vaste bassin côtier de marge continentale passive (fig. 1). Le Bassin sédimentaire sénégalais est limité à l’est et au sud-est par la chaîne des Mauritanides et au sud, par le Bassin de Bové. Long de 1300 km, dans son extension maximale (Mauritanie-Guinée Bissau), ce bassin atteint une largeur maximale d’environ 550 km à la latitude de Dakar.
Appuyé sur le Craton ouest-africain, le bassin côtier accumule une puissante série sédimentaire, d’origine principalement marine, qui débute au Trias-Lias et se termine au Miocène. Depuis la limite orientale du bassin, proche de Bakel, les dépôts s’épaississent vers l’ouest, d’abord progressivement, puis, passant une flexure localisée entre 15°30’W et 16°30’W (Spengler et al., 1966 ; Latil-Brun et Flicoteaux, 1986), leur puissance augmente rapidement, pour atteindre, à Dakar, des puissances de plus de six à sept mille mètres (Castelain, 1965 ; Spengler et al., 1966). En Casamance, les profondeurs estimées dépasseraient 8000 m.

Figure 1 Le Bassin sédimentaire sénégalo-mauritano-guinéen dans son cadre régional

Malgré le caractère subhorizontal des couches, les données pétrolières indiquent une forte structuration et une importante compartimentation des dépôts, dont le Horst de Diass donne un aperçu. Au Sénégal, la série méso-cénozoïque affleurante se limite aux termes stratigraphiques les plus supérieurs, n’interceptant le Campanien que très marginalement alors que le Maastrichtien est mieux exposé dans le Horst de Diass, malgré la présence d’une puissante cuirasse latéritique
Les séries cénozoïques sont plus largement représentées à l’affleurement, exposées dans les falaises de la presqu’île du Cap-Vert et aussi dans la falaise à l’ouest et au sud de Thiès et marginalement dans le Sine, où elles sont surtout connues en puits. Les plus beaux affleurements se localisent à la marge atlantique. Au cœur du bassin la série sédimentaire est masquée par la cuirasse latéritique fini-tertiaire et, vers le nord-ouest, par les dépôts éoliens quaternaires. Dans cette région centrale et orientale, les seuls affleurements tertiaires connus sont limités aux rives du lac de Guier et à la haute vallée du fleuve Sénégal, dans la région de Matam, les grès du «Continental terminal» venant largement sceller et masquer la série marine paléogène. En Casamance, il est connu, en forage, que la série marine monte jusque dans le Miocène.
Le volcanisme miocène apparaît régionalement dispersé dans la presqu’île du Cap-Vert et la région de Thiès ; il est représenté par des laves et des tufs coiffés par la cuirasse ferrugineuse fini-pliocène (Crévola, 1984). Le volcanisme quaternaire, polyphasé, est restreint à la pointe de la presqu’île du Cap-Vert.

3 Cadre historique des travaux

Les premiers travaux intéressant la géologie du bassin sénégalais remontent au 19è siècle (Leprieur, 1829), mais n’ont pris vraiment leur essor qu’au début du 20è siècle avec, notamment, les contributions de Meunier (1904, 1906), Chautard (1905), Chudeau (1916), Hubert (1917), Douvillé (1916, 1920, 1924), qui se sont plus particulièrement intéressés aux aspects paléontologique et stratigraphique des terrains éocènes sénégalais dans les régions du Cap-Vert et du fleuve Sénégal. Dans le même temps, Hubert (1920) réalise la première carte géologique à l’échelle de 1/1 000 000.
Par la suite, les travaux se sont multipliés, permettant de préciser la succession lithostratigraphique exposée à l’affleurement (Crétacé supérieur à Miocène). On compte ainsi les contributions de Jacquet (1936a et b), Lambert et Jacquet (1937), Flandrin et Jacquet (1937). Parallèlement, les découvertes de phosphate dans ces séries ont été précoces. Celles intéressant la région du Cap-Vert sont signalées par Meunier, (1906), Chautard (1905) et Jacquet (1936a) et ont donné lieu à des travaux de reconnaissance et de synthèse dans les années trente à quarante, notamment Arnaud (1945). Dans la région du fleuve Sénégal, la découverte de phosphate est redevable à Chudeau (1910, 1911, 1916), Cayeux (1910) et Jacquet (1936c) et a débouché sur les premières reconnaissances menées par Baud (1936, 1937, 1938).
Les résultats de ces travaux seront synthétisés au cours des années quarante (Jacquet et Nickle, 1943 ; Besairie, 1943 ; Gorodiski et Tessier, 1946 ; Gorodiski, 1947 ; Lys, 1948 ; Tessier, 1946, 1947, 1948 ; Tessier et Sornay, 1949). La première synthèse moderne est imputable à Tessier (1952) qui la complètera par la publication, en 1954, de 2 cartes géologiques à 1/200 000 accompagnées de leurs notices explicatives : Dakar-est (Tessier, avec la contribution de Gorodiski, 1954a) et Thiès-ouest (Tessier, 1954b). Il complètera ces travaux de quelques observations sur le Crétacé supérieur (1954)
Les campagnes géophysiques et de sondages profonds réalisées dans les années 1952-1955 par la Mission de Préreconnaissance Pétrolière en Afrique occidentale française MPPAOF, puis, dans les années 1956-1962, par la Société Africaine des Pétroles SAP (Castelain, 1965 ; Castelain et al., 1965), ont permis d’enrichir et de renouveler fortement la connaissance du Bassin sédimentaire sénégalais, apportant un éclairage sur les séries présentes en subsurface et sur leur géométrie. Au total, plus d’une centaine de forages pétroliers (d’après Bellion et Guiraud, 1984) ont été réalisés, à terre comme en mer, traversant les séries de subsurface sur parfois plusieurs milliers de mètres. Ces données, principalement exploitées par les géologues pétroliers, n’ont que peu donné lieu à publication (Castelain et al., 1965 ; Castelain, 1965 ; Spengler et al., 1966) les données étant restées largement confidentielles ou exploitées plus tardivement (Bellion et Guiraud, 1984 ; Ly, 1985 ; Ly et al., 1995). Bellion et Guiraud (1984) soulignent l’apport de ces travaux : évolution latérale des faciès et de leur puissance selon un profil depuis l’intérieur vers la marge atlantique, mise en évidence d’un compartimentage lié à la présence de nombreux accidents profonds, reconnaissance de la présence de dômes de sel, en Casamance et supposent le Trias et le Lias pour ces roches salifères en se référant à Templeton (1971).
Concernant la géologie de la surface, ou de la proche subsurface, les travaux se sont poursuivis dans les années soixante, aboutissant à la publication de la carte géologique du Sénégal à 1/500 000 (BRGM, 1962) représentée en écorché sous le « Continental terminal ». Suite à la synthèse d’Elouard (1962) et en liaison avec les travaux de recherche de phosphate, les cartes géologiques à 1/200 000 du fleuve Sénégal (Pascal et al.) sont publiées en 1967 depuis Sélibabi jusqu’à Louga). Monciardini (1966), qui a exploité les données des sondages pétroliers et des nombreux sondages hydrauliques disponibles, a réalisé la synthèse de l’Eocène du Bassin sénégalais.
Plus tard, en 1976, les cartes à 1/20 000 de la pointe du Cap-Vert ont été publiées par Elouard et al.
Plus récemment, de nombreux travaux universitaires ont enrichi la connaissance des séries campano-cénozoïques à l’affleurement, par l’étude des microfaunes de foraminifères benthiques et planctoniques et d’ostracodes, calées sur de nombreuses coupes de référence ou l’exploitation de déblais de forages :

- Pour la grande région du Cap-Vert/falaise de Thiès :

Crétacé supérieur : Lappartient et Monteillet (1980), Monteillet et Lappartient (1981), Roman et Sornay (1983), Michaud (1984), Khatib et al. (1990), Sow (1992), Sarr (1995)
Paléocène/Eocène inférieur : Chabaglian (1959), Trénous et al. (1968), Lappartient (1970a et b), Trénous (1970), Flicoteaux et Lappartient (1972), Flicoteaux (1974), Brancart (1977), Ducasse et al. (1978) , Sarr (1982), Saint-Marc et Sarr (1984), Toumarkine et al. (1984), Bellion et al. (1985) ; Sarr (1995, 1998, 1999), Diop (1996), Sarr et Ly (1998),
Eocène moyen : Marie (1965), Trénous et al. (1968), Brancart et Flicoteaux (1971), Flicoteaux et Tessier (1971), Flicoteaux et Lappartient (1972), Flicoteaux (1974, 1975), Tessier et al. (1976), Flicoteaux (1980), Ba (2001)

- Pour la pointe du Cap-Vert :

Bongrand et Elouard (1968), Sylla (1999), Mbani (2000), Nzimba (2000)

- En Casamance :

Gorodiski (1958), Médus (1975), Tessier et al. (1975), Lappartient (1978, 1983, 1985), Flicoteaux et Médus (1980), Conrad et Lappartient (1987), Ly (1985), Ly et Carbonnel (1987), Sustrac et al. (1990), Ly et al. (1995)

- A l’échelle du bassin sédimentaire ou de la marge atlantique :

Trénous et Michel (1971), Liger (1979), Roussel et Liger (1983), Latil-Brun et Flicoteaux (1986), Pascal (1987), Latil-Brun et Lucazeau (1988), Caratini et al. (1991), Miyouna (2006), Sarr et al. (2008).

Les premières observations concernant le volcanisme du Cap-Vert remontent au début du 20è siècle (Chautard, 1906, 1907). L’étude du volcanisme miocène de la région de Thiès est imputable à Fraudet (1973). Le volcanisme oligo-miocène et quaternaire de la presqu’île du Cap-Vert a aussi fait l’objet d’études détaillées, permettant de dater les principaux évènements (Crévola, 1978, 1980, 1994, 1995 ; Cantagrel, 1976 ; Cantagrel et al., 1976 ; Dia, 1987 ; Lo et al., 1992 ; Sarr et al., 2000).

Conditions d’établissement des cartes

L’actualisation des cartes géologiques à 1/500 000 du Bassin sédimentaire du Sénégal s’est appuyée sur les cartes publiées par le BRGM, en 1962. La même logique d’écorché géologique ante-Miocène a été retenue. En complément, seuls ont été distingués, en surcharge sur les formations cénozoïques, la Formation du Saloum (ancien « Continental terminal », notation m) et les complexes dunaires (notation D).
Si pour alléger la carte, seul un nombre restreint d’unités quaternaires a été représenté, de même, la cuirasse ferrugineuse n’y a pas été figurée.
Les données issues de la révision des cartes à 1/200 000 du fleuve Sénégal et des cartes numériques à 1/50 000 de la zone d’activité et à 1/20 000 de la presqu’île du Cap-Vert ont été intégrées sous une forme simplifiée.
Les travaux d’actualisation ont impliqué la compilation des données géologiques des puits hydrauliques de la Direction de la Planification et de la Gestion des Ressources en Eau (DGPRE) et pétroliers PETROSEN disponibles.
La lithostratigraphie adoptée ici s’est largement inspirée des récents travaux de synthèse bibliographique réalisés par l’UCAD (Sarr et al. 2008) et publiés dans le « Code provisoire de terminologie et de nomenclature stratigraphique » élaboré dans le cadre du projet PASMI. Elle a été discutée et finalisée en collaboration avec R. Sarr de l’UCAD.
Le fond topographique qui sert de support aux cartes géologiques a été fourni par la Direction des Travaux géographiques et cartographiques (DTGC).
Les frontières internationales sur les trois cartes géologiques à 1/500 000 (Roger et al., 2009b) suivent le tracé le plus usuel et figurent à titre purement indicatif. Ce tracé ne peut en aucun cas être invoqué comme étant légal ou normatif.

4 Description des terrains

4-1 Unités sédimentaires du substratum

MESOZOIQUE
CRETACE SUPERIEUR

4-1.1 Campano-Maastrichtien

c5-6 Grès et argiles (Groupe de Diass)

A l’échelle du Bassin sédimentaire du Sénégal, les terrains les plus anciens à l’affleurement sont attribués au Crétacé supérieur et exposés dans le Horst de Diass, où ont été reconnus le Campanien ( Formation de Paki) (Lappartient et Monteillet, 1980 ; Roman et Sornay, 1983 ; Khatib et al., 1990) et le Maastrichtien (Formation du Cap de Naze) (Khatib et al., 1990 ; Sow, 1992 ; Sarr, 1995) ; ces deux unités ont été rassemblées à l’échelle de 1/500 000, dans le Groupe de Diass.
En sondage, à l’échelle du Bassin sédimentaire sénégalais, le Campanien est souvent difficile à différencier du Sénonien s.s., voire du Maastrichtien, surtout quand il est gréseux et pauvre en faune. Les données de subsurface montrent néanmoins un dispositif constitué d’un domaine oriental de plate-forme à sédimentation gréseuse, qui passe vers l’ouest à des faciès argileux marins plus ouverts et nettement plus subsidents (fig. 2). La flexure qui sépare ces deux domaines est centrée sur le méridien 15°30 W (Latil-Brun et Flicoteaux, 1986 ; Latil-Brun et Lucazeau, 1988).
Le Campanien est représenté, dans le secteur occidental du bassin du Sénégal, par des dépôts argileux à intercalations gréseuses, puissants de 200 à 300 m (sondages DK1, CV3, CV4, Ta1, Rd1, Rd2, Si1, Ds1, notamment, 472 m dans Gadiaga1, fig.3), où on reconnait une riche association de foraminifères planctoniques, à Globotruncanidés, dont Globotruncana fornicata et G. aff. calcarata, Rugoglobigérines, Guembelines (Guembelina globulosa ), des ostracodes et des foraminifères benthiques profonds : Buliminidés (Castelain, 1965 ; Spengler et al., 1966 ; Bellion et Guiraud, 1984).

Figure 2 – Corrélation des colonnes stratigraphiques synthétiques de la série méso-cénozoïque des forages Dakar 1, Gadiaga et Diourbel 1

Figure 3 – Colonne stratigraphique synthétique de la série méso-cénozoïque au nord du Horst de Diass

Vers l’intérieur du bassin, les faciès s’amincissent et deviennent franchement sableux (sondage Diourbel 1, fig. 4) ; ceux-ci sont alors difficilement distinguables à l’intérieur du Sénonien s.s. et même du Maastrichtien gréseux, à cause de leur caractère azoïque.
En Casamance, bien que le Campanien ne soit pas distingué du Sénonien s.s (sondages NCF 1 et BN 1), il semble que la série soit épaisse de plusieurs centaines de mètres. Les dépôts y présentent un caractère plus argileux que ceux du Maastrichtien. La présence de foraminifères planctoniques (Guembelines) a été relevée dans le sondage BN 1.

Figure 4 – Colonne stratigraphique synthétique de la série méso-cénozoïque de la zone intérieure du Bassin sédimentaire sénégalais

Après une phase d’érosion du sommet du Sénonien s.s. (Castelain, 1965) et un nouvel épisode transgressif, on retrouve le même dispositif au Maastrichtien, gréseux à l’est et argileux à l’ouest, la ligne de changement latéral de faciès s’étant décalée à l’ouest du dôme de Diass à la faveur d’un réseau dense de failles normales de direction subméridienne.
La sédimentation terrigène grossière dépose, à l’est, une puissante série (300 m à Diourbel1, 200 m à Kolobane 1, une centaine de mètres à Gassane 1 et Linguère 1), dont les termes supérieurs présentent des qualités aquifères les « sables aquifères du Sénégal ».
Les faciès les plus occidentaux de la presqu’île du Cap-Vert, sont argilo-silteux et localement très épais (1100 m dans le sondage Rt 1, 1345 m à Kabor 1, 1200 m dans les sondages de Diam Niadio), suite à un contrôle tectonique par des failles synsédimentaires. Ces faciès renferment une très riche faune de foraminifères benthiques où dominent les Buliminidés. L’association de foraminifères planctoniques y est moins riche, composée de Globotruncanidés (dont G. contusa), de Rugoglobigérines et de Guembelines (Castelain, 1965).
A l’affleurement, les grès argileux du Maastrichtien sont connus sur le littoral atlantique, dans les falaises du Cap Rouge avec de grands chenaux tidaux divaguants à fort comportement avulsif, les falaises arénitiques de Toubab Dialaw et dans la falaise du Cap de Naze (Khatib et al., 1990 ; Sow 1992 et 1995, Sarr, 1995) où ils dessinent des séquences granocroissantes progradantes. En complément, dans la petite falaise de la plage de Poponguine, des ammonites ont été découvertes par Tessier (Daradiceras gignouxi et Sphenodiscus corroyi) (Tessier, 1954a et 1954).

CENOZOIQUE
PALEOGENE

4-1.2 Paléocène

Le Paléocène marque le début d’un nouveau cycle, caractérisé par l’arrêt de la sédimentation terrigène et le ralentissement de la subsidence. La transgression paléocène débute précocement sur les marges du bassin, au Danien, pour ensuite s’amplifier et envahir tout le bassin, au Thanétien.
Danien
e1 Calcaires coquilliers gréseux, alternances marno-calcaires à foraminifères planctoniques (Formation de Ndayane) e1-3 Marnes et argiles à foraminifères planctoniques et benthiques arénacés (base de la Formation des Madeleines)
Le Danien est mal représenté à l’affleurement, uniquement connu sur le littoral atlantique, dans la région de Ndayane-Poponguine (Formation de Ndayane) (fig. 5). Sur le flanc oriental du dôme de Diass (sondages Thiadiaye, Kissane), la présence de Danien est interprétée par Diop (1996), mais probable. En effet, dans la région de Kaolack, Sarr (1995) décrit la présence, dans le sondage de Mbassis, d’une lumachelle argileuse riche en ostréidés, datée du Danien (P1-P2).
Sur son flanc occidental, on retrouve du Danien en base des sondages de Pantior, de Diam Niadio 2, de Kabor 1 et de Retba 1 (Toumarkine et al., 1984 ; Diop, 1996).
Dans le sondage Dk 1 de la tête de la presqu’île du Cap-Vert (fig. 2), le Paléocène a été recoupé (Formation des Madeleines) sur une puissance de 100 m, sous un faciès argileux, sans que le Danien soit formellement identifié par les auteurs, mais qui reste probable, grâce au signalement de la présence de foraminifères index du Danien.
Dans la carrière de Poponguine, le Danien (Formation de Ndayane) débute par une première séquence à faciès de plate-forme, oocalcarénitiques et très bioclastiques à mollusques (fig. 5), coiffée par des alternances marno-calcaires, à faciès de plate-forme externe (offshore supérieur), bien exprimés dans la falaise sous la Résidence présidentielle (Formation de Ndayane). Dans la tête de la presqu’île du Cap-Vert (Formation des Madeleines), le passage à des faciès argileux indique que l’environnement marin est encore plus distal, interprété comme offshore inférieur.
L’épaisseur du Danien reste faible : 70 m dans le sondage Poponguine 1, une trentaine de mètres à l’affleurement dans les falaises de Poponguine, au maximum quelques dizaines de mètres (?) dans le forage Dakar 1.
Les dépôts marno-calcaires ont été datés du Danien moyen à supérieur, sur la base de leur contenu en nannoplancton : NP2-NP3 (Toumarkine et al., 1984) et en foraminifères planctoniques : P1d-P2 (Sarr, 1995 ; Sarr et Ly, 1998). Ces derniers auteurs citent Morozovella pseudobulloïdes, M. cf. trinidadensis, M. inconstans. Tourmakine et al. (1984) ajoutent à cette association Globigerina triloculinoides. Une telle association de foraminifères planctoniques est décrite par les géologues pétroliers dans les sondages Poponguine 1 et Dakar 1.

Figure 5 – Colonne stratigraphique méso-cénozoïque en bordure occidentale du Bassin sédimentaire

Le Danien a été aussi identifié en Casamance maritime, où Ly (1985) et Ly et Carbonnel (1987) reconnaissent la présence de calcaire coquillier, sableux à sa base (40 m de puissance dans le sondage offshore CM 2), dans lequel ils ont relevé la présence de foraminifères planctoniques (Globigerina triloculinoides et Globorotalia (A.) inconstans) indicateurs des biozones P1 à P2. Ces faciès semblent disparaître à l’est de Diogué, en haute Casamance.
Sélandien-Thanétien
e2-3 Calcaires coquilliers à mollusques (Formation de Poponguine)
e1-3 Marnes et argiles à foraminifères planctoniques et benthiques arénacés (sommet de la Formation des Madeleines et Formation de l’Hôpital)
Les dépôts rapportés au Sélando-Thanétien ont une répartition beaucoup plus large que ceux du Danien, ceux-ci venant recouvrir la majeure partie du bassin sédimentaire. Les affleurements de cet âge restent cependant limités, restreints au flanc occidental et surtout oriental du horst de Diass, au pied de la falaise de Thiès et à la région de Mbour. Ils n’affleurent pas à l’est de la falaise de Thiès, ni dans le Ferlo et sur les rives du fleuve Sénégal. Ceux-ci ont cependant été recoupés par de nombreux sondages pétroliers ou hydrauliques (Monciardini, 1966).
A l’ouest et au sud de la falaise de Thiès, ces dépôts constituent une importante source de calcaire pour ciment et blocs d’enrochement. Dans cette région, ils se présentent à l’affleurement sous deux faciès principaux inféodés à deux régions paléogéographiques distinctes : à l’est, des calcaires coquilliers de plate-forme <(Formation de Poponguine) et, à l’ouest, des marnes de bassin (sommet de la Formation des Madeleines et Formation de l’Hôpital). La limite paléogéographique se situe à la retombée ouest du dôme de Diass.
La Formation de Poponguine, la plus largement représentée, est puissante d’une centaine de mètres (fig. 5) dans la région de Thiès, du Sine-Saloum ; elle s’amincit dans le Ferlo et au Sénégal oriental (70 m). Les plus faibles épaisseurs se rencontrent en Haute Casamance et dans le dôme de Guier (30-50 m). Elle se compose de faciès carbonatés, plus ou moins enrichis en terrigène, associés à des marnes et des marno-calcaires. Diop (1996) dresse la liste des foraminifères benthiques (fréquents Rotalidés, Anomalinidae, Cibicidae et Nodosariidae, plus rares Rotalia trochidiformis, Pararotalia sp. et Miscellanea sp.), des foraminifères planctoniques (Globorotalia pseudomenardii, Morozovella angulata) et des ostracodes caractéristiques de cette série. Ces dépôts renferment aussi une riche macrofaune de mollusques et d’échinidés étudiée par Tessier (1952) et Chabaglian (1959).
A l’échelle du bassin, la Formation de Poponguine conserve latéralement son caractère carbonaté prédominant. Elle passe aux marges du bassin, dans la région orientale du fleuve Sénégal, à des dépôts gréso-argileux, à lits argileux riches en matière organique (Monciardini, 1966).
En Casamance maritime (sondage CM2), les faciès calcaires prédominent, puissants d’une cinquantaine de mètres seulement. D’après Ly (1985) et Ly et Carbonnel (1987) ils ont livré une association de foraminifères planctoniques à Globorotalia (M.) angulata, marqueur de la biozone P3a, G. (P.) pseudomenardii (marqueur de P4) et G. (M.) velascoensis, marqueur des biozones P5-P6a. En complément, ces niveaux ont montré la présence de grands foraminifères benthiques (Ranikothalia bermudezi ou « Nummulites cordelées » des anciens auteurs, dont Monciardini, 1966).
Dans l’ouest de la presqu’île du Cap-Vert, le caractère argilo-marneux des dépôts s’impose (sommet de la Formation des Madeleines et Formation de l’Hôpital). Ces faciès de bassin (Castelain, 1965) ont livré, d’après Sarr (1995), des foraminifères planctoniques : à la base, M. angulata, M. pseudobulloides et M. uncinata (biozone P3), relayées au-dessus par M. angulata et G. triloculinoides attribués aux biozones P3-P4.

4-1.3 Eocène inférieur

e4a
Argiles à foraminifères planctoniques (Formation de Reubeuss)
e4b Argiles et marnes feuilletées blanches à attapulgite et horizons phosphato-glauconieux silicifiés (Formation de Thiès) L’Eocène inférieur est marqué par un renouvellement des faciès qui deviennent à dominante argileuse. Cette homogénéisation de la sédimentation traduit une forte poussée transgressive dont les dépôts vont déborder les limites du bassin paléocène.
Comme pour le Paléocène, les affleurements sont limités, restreints à la presqu’île du Cap-Vert et en complément, au dôme de Guier. A l’échelle du bassin sédimentaire, la connaissance de la série est inféodée aux données apportées par les sondages pétroliers et hydrauliques.
La succession stratigraphique est particulièrement bien exprimée dans la presqu’île du Cap-Vert où la série a fait l’objet de nombreux travaux depuis la synthèse fondatrice de Tessier (1952, 1954a et 1954b) : Lappartient (1970a et b), Elouard et al. (1976), Brancart (1977). Dans ce secteur, la série yprésienne (Formation de Thiès), puissante de plus de 120 m, se compose essentiellement d’argiles feuilletées blanches à attapulgite (« papyracées » pour les anciens) entrecoupées d’horizons silicifiés, généralement phosphatés (fig. 5). A son sommet, la Formation de Thiès passe à des dépôts marno-carbonatés à lentilles fossilifères, annonciateurs du Lutétien. La présence de foraminifères planctoniques a surtout été relevée en sondage (Tourmakine et al., 1984 ; Sarr, 1995), notamment à la base de la série, plus particulièrement riche en faune (maximum d’inondation)
Dans la coupe de Thiès, la série est encadrée par les faciès glauconieux et phosphatés basaux (Membre de Yène), datés de la base de l’Yprésien (biozones P6b-P7) et les marno-calcaires à discocyclines et mollusques du Membre de Ngazobil, datés du sommet de l’Yprésien (biozones P8 -P9) (Roger et al., 2009d), Sarr et al. (2008) dressent la liste des foraminifères planctoniques représentatifs : Morozovella subbotinae, M. gr. soldadoensis, M. gr. formosa, M. aragonensis, M. quetra, Acarinina pantacamerata, A. wilcoxensis. Les grands foraminifères sont représentés au sommet de la série par Discocyclina senegalensis et Asterocyclina stella. Les ostracodes sont très riches et diversifiés.
Dans la région de Joal, la série s’amincit, en partie du fait de l’érosion de son toit, ne dépassant pas 70 m de puissance (Sarr, 1995). Cet amincissement est encore plus marqué en Casamance à la bordure sud du bassin où la série cumule moins de 50 m de puissance (38 m dans le sondage CM 2, 44 m dans le sondage NCF 1). Dans cette région, les faciès, décrits par Ly (1985) et Ly et Carbonnel (1987), se composent de calcaires argileux à foraminifères planctoniques, et couvrent l’intervalle stratigraphique P6b à P9.
Les faciès argilo-marneux yprésiens affleurent dans la pointe de la presqu’île du Cap-Vert ( Formation de Reubeuss) (fig. 2 ; sondage pétrolier Dakar 1), où ils ont été étudiés par Castelain (1965), Sarr (1995) et Mbani (2000). A la faveur de blocs probablement basculés, la série yprésienne peut montrer de forts épaississements (200 m dans le sondage pétrolier Dakar 2, 500 m à Retba 1 et 387 m à Kabor 1).
Les données de subsurface synthétisées par Monciardini (1966) montrent un fort amincissement des dépôts vers le nord-est du bassin associé à une moindre ouverture des faciès, qui deviennent de ce fait plus difficiles à dater (Trénous, 1970, dans le Ferlo). Dans ce secteur, l’absence de foraminifères pélagiques est compensée par le développement des ostracodes (Monciardini, 1966 ; Trénous, 1970), et plus accessoirement des foraminifères benthiques qui restent cependant peu diversifiés (Daviesina cf. khatiyaki, d’après BRGM, 1962 et Trénous, 1970).

4-1.4 Eocène inférieur à moyen (Fleuve Sénégal)

e4-5 Grès argileux ocre jaunes à rougeâtres à lits argileux ; rares lits fossilifères (Formation de Gorgol)
Dans la région la plus nord-orientale du bassin, les dépôts marno-carbonatés de plate-forme passent à des dépôts littoraux riches en terrigènes. Ces dépôts, rapportés à la Formation de Gorgol, affleurent essentiellement en rive droite du fleuve Sénégal, en territoire mauritanien, où ils constituent un équivalent latéral des séries marno-carbonatées lutétiennes et gréso- argileuses yprésiennes. Ils sont médiocrement exposés, en rive gauche du fleuve, au sud de Kanel (feuille à 1/200 000 de Matam) ; dans cette région, on les connaît surtout en sondage (Pascal et al., 1967 ; Pascal, 1987), représentés par un faciès terrigène marin rapporté à l’Yprésien. Leur diachronisme s’explique par le caractère littoral des dépôts.
Aux marges les plus orientales du bassin (rive droite du fleuve), les dépôts terrigènes se composent de grès lités, rouges à gris-blancs, toujours azoïques. En rive gauche, les dépôts gréseux placés sous la série lutétienne marno-carbonatée et phosphatée (Formation de Matam), perdent leur couleur rouge et s’enrichissent en argile et en faune marine (débris phosphatés de poissons) (Pascal, 1987). D’après H. Capetta (1984) et Pascal, (1987) l’association identifiée de Sélaciens diffère complètement de celle relevée dans les niveaux phosphatés sus-jacents. Cet auteur attribue à ces dépôts terrigènes basaux un âge thanétien supérieur, proche de la limite Thanétien-Yprésien. Pour notre part, la corrélation des faciès à partir des données de subsurface des sondages hydrauliques nous incite à considérer ces faciès comme yprésiens.

4-1.5 Eocène moyen

Après le grand épisode d’inondation de l’Yprésien, le Lutétien est marqué par l’installation d’une plate-forme carbonatée à faciès alternants marno-carbonatés, riches en faune marine (discocyclines, oursins et mollusques variés). Ces dépôts sont relayés par des calcaires à nummulites caractéristiques de la fin de l’Eocène moyen (Lutétien supérieur à Bartonien, ancien « Lutétien supérieur » de Tessier).
Lutétien
e5a Calcaires argileux, marno-calcaires, marnes et argiles à foraminifères planctoniques et benthiques (Formation de la Plage de l’Anse Bernard et Formation de la Poudrière)
e5b Alternances marno-calcaires à lits phosphatés silicifiés et marnes à débris osseux phosphatés (Formation de Bargny)
e5c Alternances de marnes à discocyclines et de calcaires jaunes à mollusques, oursins et algues (Formation de Lam Lam)
e5d Calcaires, marnes et argiles ocre jaunes feuilletées à attapulgite, fossilifères et à horizons phosphatés (Formation de Matam)
Si le Lutétien est largement représenté à l’échelle du bassin sédimentaire sénégalais, depuis Dakar jusqu’à la région de Matam et jusqu’au sud de Ziguinchor, par contre, ses affleurements sont limités. Il est connu dans l’ouest du bassin (presqu’île du Cap-Vert, falaise de Thiès), plus modestement exposé au sud-est du lac de Guier et dans la région orientale du fleuve Sénégal. Comme pour les unités tertiaires inférieures, le Lutétien est principalement connu à l’échelle du bassin sédimentaire grâce aux sondages pétroliers de PETROSEN et hydrauliques de la DGPRE, dont les données ont été en partie synthétisées par Monciardini (1966). Plus récemment, les travaux de recherche de phosphates dans la région de Lam Lam et de Taïba (Flicoteaux, 1980), du Ferlo (Trénous, 1970), en Casamance (Pascal, 1983) et sur la rive occidentale du fleuve Sénégal (Pascal, 1967, 1987) ont permis d’enrichir notre connaissance de la série.
Sur la marge occidentale du bassin, la Formation de Lam Lam constitue une série marno-carbonatée accessoirement phosphatée, épaisse d’une vingtaine de mètres. Elle présente des faciès de plate-forme (fig.5), riches en macro et microfaune diversifiées (mollusques, échinidés, algues rouges, bryozoaires, ostracodes, foraminifères planctoniques et benthiques, dont des discocyclines,…). Cette série lutétienne a particulièrement été étudiée par Tessier (1952, 1954b), qui en a précisé la base caractérisée par l’apparition de fréquents Echinolampas. Cette limite avec l’Eocène inférieur a longtemps fait l’objet de débats contradictoires (Castelain, 1965 ; Lappartient, 1970a et b ; Flicoteaux et Lappartient, 1972 ; Flicoteaux, 1972), mais a été finalement adoptée (Flicoteaux, 1974, 1980 ; Ducasse et al., 1978). Ces derniers auteurs ont aussi montré que, contrairement à l’opinion de Castelain (1965) et de Monciardini (1966), les discocyclines ( D. senegalensis) ne marquaient pas la base de l’Eocène moyen et que celles-ci se retrouvaient de part et d’autre de la limite Eocène Inférieur/Eocène moyen. Le découpage formationnel de la série basale révisé par Flicoteaux (1974) comprend les « Calcaires et argiles phosphatées de Pallo » coiffés par les « Marnes de Lam Lam ». Ces deux unités ont été rassemblées dans le cadre de ce travail dans la Formation de Lam Lam. Elles ont livré, d’après Flicoteaux (1974) une riche association de foraminifères planctoniques : Truncorotaloides rohri, T. topilensis, Globigerapsis sp., G. index, Globorotalia collactea, G. bolivariana, G. pentacamerata et Hantkenina sp., typiques de la biozone P11 (Lutétien moyen).
A l’avant de la plate-forme appuyée sur le domaine de l’actuel plateau de Thiès, les faciès prennent un caractère plus externe et passent à des alternances marno-calcaires à lits phosphatés silicifiés et discocyclines et des marnes à débris osseux phosphatés (Formation de Bargny). Cette série, identifiée par Tessier (1952), a été initialement attribuée, par cet auteur, au « Lutétien supérieur ». Cet âge a été révisé par la suite en Lutétien, biozones P10-P11 (Elouard et al., 1976 ; Brancart, 1977 ; Ducasse et al., 1978 ;) et biozones P10-12 (Sarr, 1995, Roger et al., 2009d).
Dans la pointe de la presqu’île du Cap-Vert, la série s’enrichit en argile : calcaires argileux, marno-calcaires, marnes et argiles à foraminifères planctoniques et petits benthiques (Formation de la Plage de l’Anse Bernard et Formation de la Poudrière rassemblées en une seule unité). L’association faunique de ces faciès d’offshore inférieur, indique un âge Yprésien terminal à Lutétien (biozones P9 à P11) (Castelain, 1965 ; Sylla, 1999).
En subsurface, ces dépôts apparaissent localement très dilatés, sans qu’on sache faire la part du Lutétien et du Bartonien (sondages pétroliers Wayambam 1 : 389 m, Retba 1 : 252 m).
En Casamance maritime, la série rapportée à l’Eocène moyen a été interceptée en sondage sous un faciès de calcaire argileux (252 m dans le sondage CM2, 114 m dans DgF1). Riche en foraminifères planctoniques, indicateurs des biozones P10 à P14, cette série n’a pas été détaillée par Ly (1985) et Ly et Carbonnel (1987).
A la marge orientale du bassin sédimentaire, dans la région du fleuve Sénégal, les dépôts rapportés au Lutétien ont été rassemblés dans la Formation de Matam (voir aussi Barusseau et al., 2009, Notice explicative de la carte géologique du Sénégal à 1/200 000, ce projet). Peu épais (une quinzaine de mètres), ils se composent d’argiles et de calcaires fossilifères, localement riches en grains phosphatés (pellets, coprolithes, débris osseux de poissons).
Lutétien supérieur-Bartonien
e5-6 Calcaires et marnes à nummulites ; phosphatés à l’ouest (Formation de Taïba)
Tessier le premier (1952, 1954a et b) a subdivisé l’Eocène moyen en deux parties et a distingué un « Lutétien supérieur » caractérisé par la présence de nummulites. Cette entité stratigraphique a été reprise par les auteurs des cartes du Sénégal à 1/500 000 (BRGM, 1962) et aussi Castelain (1965). Par la suite, Monciardini (1966) a contesté la pertinence de cette subdivision de l’Eocène moyen en deux ensembles, s’appuyant notamment sur des arguments écologiques. La multiplication, à partir des années 70, des travaux à connotation litho et biostratigraphique, aiguillonnés par la recherche de phosphates à Lam Lam et Taïba, a fortement enrichi l’état des connaissance de la série sommitale du plateau de Thiès (Brancart et Flicoteaux, 1971 ; Flicoteaux et Tessier, 1971 ; Flicoteaux, 1972, 1974 ; Tessier et al., 1976 ; Flicoteaux, 1980). Au-dessus des « Marnes de Lam Lam », ces travaux ont permis de reconnaitre la partie sommitale de l’Eocène moyen et de distinguer au sein du groupe phosphaté à l’origine de la minéralisation économique, une formation phosphatée à gros silex en nodules riches en Nummulites gizehensis, coiffée par une seconde formation à silex en plaquettes à daucines et argiles bariolées. Dans ce secteur occidental du bassin ces faciès ont été rassemblés dans la Formation de Taïba (Sarr et al., 2008) (fig.5). Les travaux de Flicoteaux ont permis de rattacher la formation inférieure à la biozone à Globorotalia lehneri (P12, peut être aussi le sommet de P11 d’après Flicoteaux, 1980) et la formation supérieure à la biozone à Porticulasphaera mexicana et Truncorotaloides rohri (P13 ?-14) (Tessier et al., 1976) caractéristiques de l’intervalle qui couvre le sommet du Lutétien et le Bartonien.
Les faciès calcaires à nummulites se développent vers Louga et dans l’intérieur du bassin sédimentaire, où ils ont été recoupés par de nombreux sondages hydrauliques (archives DGPRE). Dans cette région, ils dessinent une sorte de golfe qui s’élargit vers le sud-ouest, en direction de la Casamance et de la Gambie.
En Casamance maritime (sondage CM2), la série rapportée à l’Eocène moyen n’a pas été détaillée. Puissante de plus de 250 m, elle s’amincit vers l’est dans le sondage de Diogué (DgF1) où elle ne cumule plus que 114 m. Ces dépôts ont livré une association de foraminifères planctoniques rapportée aux biozones P10 à P14 (Ly et Carbonnel, 1987), ainsi que des nummulites (N. gizehensis), qui pourraient ici apparaître plus précocement, dès les biozones P10/P11.
Notons que même si les nummulites se diversifient et abondent au Bartonien, l’idée, suggérée par Monciardini (1966), du caractère diachrone des faciès à nummulites se trouve renforcée.

4-1.6 Eocène supérieur

e7 Marnes grises à intercalations calcaires (Formation de Dianah Malari)

Après le retrait de la mer, à la fin de l’Eocène moyen, la sédimentation marine se restreint au golfe de Casamance, ennoyant localement la marge occidentale du bassin sédimentaire (Plateau de Thiès).

Figure 6 – Colonne stratigraphique synthétique de la série méso-cénozoïque de Casamance

En l’absence d’affleurements rapportés à l’Eocène supérieur, la connaissance de cette période est en premier lieu imputable aux travaux de recherche pétrolière. Ainsi, Castelain (1965), exploitant ces données de subsurface, rapporte la présence, dans le sondage Dk 2, au nord de Dakar, de faciès argileux (« Argiles de Yoff ») attribués au Priabonien et discordants sur l’Eocène inférieur. Ces faciès riches en petits foraminifères benthiques (Siphonodosaria, Bolivines, Uvigérines) n’ont pas livré de foraminifères planctoniques. Ceux-ci cependant existent, reconnus, en Casamance, dans le sondage de Dianah Malari (fig. 6), où les géologues de la COPETAO ont décrit Globorotalia cf. aspensis et Globigerina cf. danvillensis associés à des petits foraminifères benthiques. Cette série sert de référence et définition de la Formation de Dianah Malari.
En sondage, en Casamance maritime (CM 2), Ly (1985) et Ly et Carbonnel (1987) décrivent, dans une série équivalente, Globigerinatheka semiinvoluta, espèce index des biozones P15-P16, associé à Globorotalia (T.) cerroazulensis, Globigerina praesaepis et Hantkenina alabamensis.
La présence d’Eocène supérieur a été aussi reconnue en sondage, à l’intérieur du bassin, où il occupe un golfe restreint ouvert sur la Casamance. Monciardini (1966) y a décrit des faciès argileux à petits foraminifères benthiques et planctoniques, dont Hantkenina alabamensis.
La présence d’Eocène supérieur est aussi attestée sur le plateau de Thiès (non affleurant), notamment dans la mine de Lam Lam, où un fin niveau argileux altéré à phosphates d’alumine a livré deux associations de foraminifères planctoniques indicatrices du sommet de l’Eocène supérieur (zone à Globigerina cocoaensis) et de la base de l’Oligocène (zone à Globigerina ampliapertura) (Brancart et Flicoteaux, 1971 ; Flicoteaux et Tessier, 1971 ; Flicoteaux, 1972 ; Tessier et al., 1976 ; Flicoteaux, 1980) (fig. 5).

4-1.7 Oligocène-Miocène inférieur

gm Argiles à foraminifères planctoniques et calcaires et marnes à Amphistégines et Hétérostégines(Formation de Ziguinchor)

A l’Oligocène et au Miocène inférieur, le Bassin sédimentaire sénégalais est largement exondé. La sédimentation marine continue à se restreindre au golfe de Casamance, où les sondages pétroliers montrent l’existence d’une série marine oligo-miocène.
Après une lacune de dépôt observée au passage de l’Eocène supérieur à l’Oligocène (biozones P17-N1) (Flicoteaux et Médus, 1980 ; Ly, 1985 ; Ly et Carbonnel, 1987), en Casamance maritime (sondage CM 2), la sédimentation marine reprend à la fin de l’Oligocène (Ly, 1985 ; Ly et Carbonnel, 1987), déposant des calcaires bioclastiques sableux à foraminifères planctoniques, qui vont perdurer jusqu’à l’Aquitanien. On retrouve plus à l’est, dans les sondages de Diogué (DgF1) et de Ziguinchor (fig. 7) une série du même âge composée d’argiles plus ou moins sableuses à lits calcaires, qui ont livré des grands foraminifères (hétérostégines et amphistégines). Cette série a servi de référence pour la définition de la Formation de Ziguinchor.
En Haute Casamance, il y a une lacune probable de l’Oligocène et du Miocène inférieur (Ly, 1985).
La présence d’Oligocène est aussi attestée sur le plateau de Thiès, où il a été, très marginalement reconnu dans la mine de Lam Lam (voir plus haut). Il est aussi attesté, dans la région de Dakar, par la présence de calcaires à lépidocyclines emballés dans les tufs de l’Anse de la plage Pasteur et de l’Anse de la Plage Bernard (Castelain, 1965 ; Crévola et al., 1994).

4-1.8 Miocène moyen à supérieur

m Grès bioturbés et argiles sableuses kaoliniques, à terriers et mollusques (Formation du Saloum)

Le Continental terminal constitue une puissante unité gréseuse, accessoirement argileuse, qui couvre une large part du bassin sédimentaire sénégalais, depuis la Casamance et le Saloum, jusqu’au fleuve Sénégal. Vers le nord, la limite occidentale des dépôts s’arrête en rive droite du lac de Guier. Cette unité a été représentée en surcharge sur le substratum marin paléogène et néogène.
Cette unité terrigène a longtemps été considérée comme une formation continentale azoïque. Suite à la découverte de faunes marines miocènes (Miocène moyen à supérieur pour Flicoteaux et Médus, 1980), dans le sondage de Ziguinchor (Gorodiski, 1958), le caractère continental de ces dépôts a été mis en cause, d’abord par Tessier et al. (1975) puis par Flicoteaux et Médus (1980).

Figure 7 – Coupes corrélées de la série cénozoïque des sondages Diogué et Ziguinchor de Casamance

Pour Tessier et al., les formations rapportées au « Continental terminal», dans la région de Kaédi et en Casamance, ne sont pas continentales, mais résultent d’une frange d’altération recoupant des sédiments, à l’origine marins. Pour Flicoteaux et Médus, les sédiments rangés en Casamance, dans le « Continental terminal », résultent de l’altération de formations marines miocènes (fig. 7).
Dans cette veine, Lappartient (1985), dans sa thèse, a prouvé, notamment sur la présence de faunes marines, le caractère marin des grès rapportés au « Continental terminal » dans la région du Saloum, au nord de la Gambie. Ses travaux ont en outre permis de dater ces niveaux du Burdigalien supérieur et d’élargir fortement le domaine du bassin miocène jusqu’à l’ouest de Kaédi. Malheureusement, son travail de révision n’aboutira pas pour le Continental terminal de la région orientale du fleuve Sénégal (Kaédi, Matam). Pourtant, ces faciès gréso-argileux, récemment réévalués (Lahondère et al., 2005 ; Barusseau et al., 2009) ont montré la présence d’une forte bioturbation et de nombreux terriers, ainsi, qu’au sud de Kanel, de petits chenaux à faune marine peu diversifiée (Ostrea multicostata, thersitées). En conséquence, ces faciès doivent être corrélés avec ceux de la région du Saloum et renommés (Formation du Saloum) . Dans la région orientale du fleuve Sénégal, ces faciès occupent une place marginale par rapport au bassin miocène, à l’interface entre un milieu marin côtier et une frange laguno-lacustre sous influences continentales.

4-2 Unités volcaniques du substratum

ß Miocène et Quaternaire

La presqu’île du Cap-Vert au Sénégal a été le siège d’une importante activité magmatique. Des affleurements de roches d’origine volcanique, disséminés sur une aire de 7000 km2, depuis Dakar jusqu’à l’est de Thiès, ne constituent que la partie visible d’une province magmatique beaucoup plus vaste comprenant en particulier le volcanisme sous-marin de Kayar à 100 km au nord de Dakar et le dôme de microsyénite de Léona à 150 km au NE de Dakar. Ces pointements magmatiques sont marqués par d’importantes anomalies gravimétriques.
La cartographie des appareils volcaniques et les âges isotopiques obtenus permettent de subdiviser le volcanisme du Cap-Vert en deux principaux secteurs : la pointe de la presqu’île du Cap-Vert au niveau de l’agglomération de Dakar où une activité volcanique de moins de 1 Ma s’est produite, et un secteur oriental où une activité volcanique dispersée existe depuis 30 Ma.
Le volcanisme, de chimisme basique, est principalement effusif et présente des modes de gisement variés : coulées, lacs de lave, dykes, sills, projections telles que tufs stratifiés, brèches,… Une synthèse de ce volcanisme a été publiée par Crévola et al. (1994) et par P. Nehlig (in Roger et al., 2009d).
A l’échelle du 1/500 000, l’ensemble du volcanisme a été regroupé sous un seul caisson bien qu’on y distingue généralement trois ensembles volcaniques et chronologiques distincts (volcanisme pléistocène de la presqu’île de Dakar, volcanisme oligo-miocène de la presqu’île de Dakar, volcanisme oligo-miocène à l’est de la presqu’île de Dakar).

4-3 Unités superficielles plio-quaternaires

4-3.1 Pliocène

p£ Cuirasse ferrugineuse

Les formations indurées par les oxydes de fer couvrent de larges superficies et témoignent de conditions climatiques humides de mise en place que souligne la présence fréquente de gaines racinaires. Tantôt c’est une cuirasse très compacte, se fragmentant en gros blocs, tantôt un niveau de gravillons ferrugineux légèrement recimentés. Ces revêtements s’étendent sur la majeure partie du Ferlo, au-dessus de la Formation du Saloum; ils disparaissent uniquement dans les entailles évasées de l’ancien réseau hydrographique où ils ont été érodés. Des chapeaux de cuirasse ferrugineuse coiffent les principales buttes.
Ces latérites sont attribuées au Pliocène sur base d’observations et de datations réalisées à Dakar où la cuirasse s’observe au toit des coulées volcaniques du Cap Manuel dont les plus récentes sont datées de 5,30 + 0,30 Ma et se trouvent recouvertes par les formations volcaniques des Mamelles dont l’une des plus anciennes a été datée à 1,50 + 0,10 Ma (Cantagrel et al., 1978).

QUATERNAIRE

La sédimentation quaternaire qui suit est essentiellement détritique à faciès continentaux, entrecoupée de temps à autre par des dépôts margino-littoraux sur la bordure atlantique et dans les deltas et estuaires du Sénégal, du Sine-Saloum, de la Gambie et de la Casamance.

4-3.2 Pléistocène

CF1 Colluvions et alluvions indifférenciées

La base du Pléistocène correspond à la formation du haut glacis et des hautes terrasses détritiques alluviales des bassins des fleuves Sénégal et Gambie, à l'est et au sud du pays. Ces dépôts sont constitués de galets et de graviers, matériel qui sera par la suite cuirassé au cours d'une période humide. Jusqu’à l’Eémien, avéré et daté en différents endroits au Sénégal, le Pléistocène est découpé provisoirement en fonction de l’ancienne nomenclature établie en Mauritanie (Cf. chapitre 6 « Histoire géologique »).
Le moyen glacis et la moyenne terrasse des fleuves Sénégal et Gambie sont rapportés au Tafaritien (1 000 000 à 300 000 ans? Before Present BP, « avant le présent », c’est-dire le nombre d’années avant 1950). Ils comprennent des dépôts graveleux qui ont fourni une industrie préhistorique de l'Acheuléen moyen sur un affluent de la rive droite du Sénégal. Les éléments issus du démantèlement de la cuirasse pliocène ont été accumulés et cimentés lors d'une période humide pour former une cuirasse gravillonnaire. Dans les vallées du Sénégal et de la Gambie, le bas glacis et la basse terrasse renferment une industrie de l'Acheuléen final et du Levalloisien. Ce glacis est rarement cuirassé. Dans le delta du Sénégal, des sables graveleux alluvionnaires microconglomératiques, formant des «graviers sous berge », sont rapportés à cette formation. Latéralement, ils passent à un niveau de vases et de sables coquilliers (10 m) et à des sables fins fluviatiles.

D Sables rubéfiés des dunes continentales

La formation de l'erg ancien qui recouvre les régions les plus septentrionales du Sénégal est rattachée à l’Akcharien (300 000 à 125 000 ans? BP), sans preuve déterminante. Les dépôts sont constitués de sables à caractères fluviatiles. Durant toute la glaciation Würm et tout particulièrement au cours du dernier stade glaciaire (25 000 - 18 000 ans BP), se forme l'erg des « Dunes rouges » orientées NNE-SSW. Ces dunes, bien conservées entre le delta du Sénégal et le Sine-Saloum, sont constituées de sables corrodés et ultérieurement rubéfiés par des oxydes de fer, leur épaisseur maximale atteignant 50 m. Des formations limitées, non cartographiables, peuvent être rencontrées localement. Ainsi, à Thiaroye, le Pléistocène est représenté par des formations continentales correspondant à des dépôts alluvionnaires lenticulaires formés de sable grossier et de gravier dont l'épaisseur ne dépasse pas 30 m. Ils reposent en discordance sur des marnes, des argiles, de la latérite et des sables infrabasaltiques.

L Calcaires lacustres

Dans les régions de Diourbel, Louga et du Ferlo, l’Eémien présumé comprend des calcaires lacustres formés au cours d'une période très humide. D’autres repères régionaux, notamment en Mauritanie, existent sous forme de grès calcaires à stratification entrecroisée ou de calcaires très fossilifères qui passent au sommet à des grès fins à débris coquilliers.
Remarque :
A l’Eémien, de nombreuses formations de zone littorale sont connues mais ne sont représentées que par de faibles affleurements qui ne peuvent être cartographiés à l’échelle du 1/500 000. Dans le delta du fleuve Sénégal, il s’agit de grès calcaires homogènes (5 m) associés à des sables très fins à moyens (10 à 12 m) enfouis à une profondeur de 10 à 30 m. A Louga, l'Eémien correspondrait aux sables à passées argilo-calcaires alternant avec des calcaires limoneux (6 m) enfouis entre -10 et -30 m.
Au Cap Vert ce sont des beachrocks épais de 1 à 1,5 m au-dessus du zéro actuel (+1,5 à +2 m) au lac Retba, au Cap des Biches (datés aux environs de 100 000 ans BP par la méthode Th/U), à Bargny, à Siendou et à Toubab Dialaw. Sur le littoral de Yoff (Toundeup Riya), on trouve des grès littoraux à stratification entrecroisée épais de 5 à 6 m : ils sont formés de sables dunaires littoraux et renferment une abondante microfaune de foraminifères.
Les niveaux calcaires de Louga, les sables du delta du Sénégal et les grès littoraux de Yoff ont livré une faune et une microfaune de milieu littoral à saumâtre, et une flore de Charophytes. La macrofaune se compose d'huîtres (Gryphaea), de moules, de balanes et de bryozoaires. Les grès de Yoff livrent Globigerina bulloides (d'Orbigny) et divers foraminifères benthiques dont Ammonia beccarii (Linné), Amphistegina lessonii, A. gibbosa (d'Orbigny), Elphidium crispum (Linné), E. macellum (Fichtel & Molla), Nonion incisum (Cushman) et N. bouei (d'Orbigny). Les ostracodes comprennent Cyprideis cf. torosa (Jones) et Cytheridea. Les oogones de Charophytes appartiennent à Nittellopsis megariensis senegalensis.
Les variations climatiques et les changements résultants du niveau de la mer au Pléistocène récent post-éemien sont aussi marqués par des dépôts littoraux et margino-littoraux en subsurface qui n’ont pas d’expression cartographique. Dans le delta du Sénégal, ce sont des grès calcaires et des sables coquilliers à intercalations de beachrock enfouis sous 10 à 30 m (épaisseur maximale 25 à 30 m).
Au Cap-Vert, ce Pléistocène "inchirien" est représenté par des sables coquilliers à intercalations de beachrock enfouis à la profondeur de 10 à 30 m. Les limons de la Pointe de Fann, du Champ de tir des Mamelles et de Yoff datent de cette époque. Les grès littoraux du plateau continental au large de Mboro trouvés à la profondeur de 6 à 21 m témoignent des épisodes les plus récents du Pléistocène, accompagnant les étapes de la remontée transgressive de la mer qui suit la fin du dernier épisode glaciaire « Terminaison 1 des quaternaristes ».
Les argiles sableuses à débris coquilliers du delta du Sénégal renferment une faune et une flore diversifiées. Les foraminifères planctoniques comprennent Globigerina trilocularis d'Orbigny et Globorotalia menardii (d'Orbigny). Les espèces benthiques sont constituées par Ammonia beccarii, Cancris auricularis (Fichtel & Moll), Eponides bertheloti d'Orbigny et Triloculina fichteliana d'Orbigny. Les ostracodes appartiennent aux genres Bythocypris, Cyprideis, Cytherideis, Myocyprideis, Loxoconcha et Neomonoceratina. On rencontre aussi des algues characées, des bryozoaires (Membranipora arborescens, Aplousina sp.) et des lamellibranches (Donax rugosus (Linné), Dosinia isocardia (Dunker) et Chlamys flabellum (Gmelin).

4-3.3 Holocène

F2 Alluvions fluviatiles récentes

Largement développées dans les deltas et estuaires des fleuves Sénégal, Saloum-Gambie et Casamance, ces alluvions forment d’épais remplissages. Dans le delta du Sénégal, entre 15 et 30 m de profondeur, ce sont des sables azoïques sur environ 10 m d’épaisseur puis, au Tafolien, des sables alluvionnaires à stratifications obliques, des argiles grises ou noires parfois intercalées de sables, et des sables coquilliers épais en moyenne de 7 m. Dans les estuaires de la Gambie et de la Casamance, on observe des accumulations de vases sableuses et de sables argileux.

T  Sables humifères interdunaires

L’épisode tchadien du début de l’Holocène est bien enregistré au Sénégal. Autour des lagunes se développe une végétation ligneuse favorisant le dépôt de vases silteuses et de tourbes. Dans le delta du Sénégal, entre 15 et 30 m de profondeur, les sables azoïques sont recouverts par des tourbes noires (2 à 3 m) et une vase argilo-sableuse (5 m environ). Sur le littoral entre Saint-Louis et Dakar, des dépôts marécageux et lagunaires de tourbes à intercalations argilo-sableuses se localisent dans les dépressions interdunaires des Niayes. Elles sont datées entre 10 000 et 8 000 ans BP, leur épaisseur ne dépassant pas 14 m.
Dans le delta du Sine-Saloum, à la profondeur de 9 à 10 m, cet épisode correspond à des accumulations de vase sableuse et de sable argileux (20 m) moins riches en matière organique. Elles constituent le soubassement du delta actuel et comportent des dépôts de tourbe moins épais (1 à 3 m). Dans les estuaires de la Gambie et de la Casamance, des niveaux de tourbe sont également répartis dans les accumulations de vase sableuse et de sable argileux. Plus tardivement, au Tafolien, dans les dépressions interdunaires des Niayes, se forment des sables humifères, épais au maximum de 1 m.

M Vases et sables des vasières littorales

Le Flandrien (Nouakchottien) se caractérise par des accumulations de coquilles de mollusques à matrice argilo-sableuse où domine Anadara senilis (Linné). Ces dépôts couvrent de vastes superficies dans les vallées du Sénégal, du Ferlo, du Sine-Saloum, de la Gambie et de la Casamance. Dans le delta du Sénégal, il est représenté par des sables, des sables vaseux carbonatés et des grès calcaires plus ou moins indurés dont l'épaisseur ne dépasse pas 6 m.
On rencontre aussi des accumulations de coquilles au Cap-Vert à Pikine et Bargny, autour des lacs Retba et Tanma (1 à 2 m). A Thiaroye, le forage SASSIF 1 a recoupé des argiles sableuses de cette époque sur une épaisseur de 11 m. Des accumulations de coquilles nouakchottiennes sont connues sur la Petite Côte dans les lagunes de Mbodiène et de Joal-Fadiouth ainsi que dans l’estuaire du Saloum. En Casamance, les sables marins du Nouakchottien forment des terrasses en bordure du rivage. La faune de mollusques est dominée par Anadara senilis, Dosinia isocardia et Cerastoderma edule (Linné) qui caractérisent la zone médiolittorale de fond sableux. On rencontre également des foraminifères typiques d'un milieu ouvert.

Bl Sables des plages et des cordons dunaires

Ce sont les manifestations les plus récentes de l’empreinte marine post-transgressive régularisant le littoral. Dès le Tafolien, sur le littoral entre Dakar et Saint-Louis, s'accumulent des sables qui forment des cordons littoraux riches en minéraux lourds tels qu’ilménite et zircon. Le remaniement des sables des cordons conduit à la formation des « Dunes jaunes » du littoral dont l'épaisseur ne dépasse pas 15 m.
Sur la presqu'île du Cap-Vert, s’édifient des cordons à galets et coquilles aux Almadies, à la Pointe de Fann et au Cap Manuel. Sur le littoral de Pikine et Thiaroye, des terrasses de sables coquilliers sont issues partiellement du remaniement des sables dunaires.
Le Saloum évolue progressivement en estuaire inverse. Dans son delta se forment des cordons sableux et des barres d'embouchure alignés parallèlement au rivage. Les cordons abritent des vasières qui permettent la formation de la flèche littorale de Sangomar.
En Casamance, des cordons littoraux à Elinkine et Niomoune, enfouis ou affleurant, protègent également des vasières à mangrove. La faune de mollusques comprend des espèces actuelles vivant dans les fonds marins sablo-vaseux comme Anadara senilis et Dosinia sp. Sur la côte rocheuse de Dakar abondent Patella safiana (Lamarck), Thaeis haemastoma (Linné) et Vermetus adansoni (Daudin).
Au Subactuel et à l’Actuel, la mer dépose des cordons littoraux coquilliers à Saint-Louis, au lac Retba, à la Pointe de Fann, et sur la Petite Côte à Siendou et Joal-Fadiouth. Au lac Retba, les sables littoraux enfouis ou en surface renferment une faune de mollusques à Anadara senilis, une riche microfaune de foraminifères planctoniques ( Globorotalia, Globigerina, Globigerinoides, Turborotalia) et benthiques (Ammonia, Cribroelphidium, Elphidium, Nonionella) et des ostracodes (Neomonoceratina iddoensis (Omatsola), Cyprideis nigeriensis (Omatsola) et des espèces marines typiques). Sur le littoral nord se forment de nouveaux cordons de «Dunes blanches» qui ferment et isolent définitivement les dépressions littorales dont certaines se sursalent, telles que le lac Retba, avant de disparaître. Les sédiments récemment déposés comprennent les levées récentes du fleuve Sénégal ainsi que les vasières du sud de Dakar dont les schorres sont localement appelées « tannes ». On les rencontre aux lacs Retba et Tanma, ainsi qu’autour des estuaires du Sine-Saloum, de la Gambie et de la Basse Casamance.

5 Cadre structural

5-1 Cadre structural de la couverture sédimentaire

Localisé sur la marge passive ouest-africaine, le Bassin sédimentaire sénégalais vient ennoyer le substratum anté-mésozoïque déformé, dont on trouve les témoins sur sa bordure orientale à Bakel, sud-orientale dans la chaîne hercynienne des Mauritanides et sur sa bordure méridionale avec le Siluro-Dévonien du Bassin de Bové. Son origine est directement liée à l’ouverture atlantique, dont les premières manifestations sont enregistrées au Trias-Lias (Bellion et Guiraud, 1984).
Le bassin est affecté par une tectonique cassante qui explique son découpage complexe en horsts et grabens, interprété à partir des données géophysiques et des sondages pétroliers (fig. 8 et fig. 9).

Figure 8 – Coupe schématique du Bassin du Sénégal (modifié d’après Spengler et al., 1966)

Les déformations affichent une plus grande ampleur à l’ouest du bassin, au front du plateau continental (Bellion et Guiraud, 1984), à l’exemple de la presqu’île du Cap-Vert où a été reconnu un réseau dense de failles subméridiennes à N20°E, sensiblement parallèles à l’axe de la dorsale médio-océanique (Latil-Brun et Flicoteaux, 1986).
Même si la tectonique de blocs et les variations latérales des faciès et des épaisseurs semblent largement liées à l’ouverture atlantique, pour une part, celles-ci pourraient être aussi attribuées à l’héritage Protérozoïque à Paléozoïque, même si celui-ci est encore mal connu (Spengler et al, 1966).
En Casamance maritime, certaines des structures observées sont à mettre en relation avec la tectonique salifère qui pourrait avoir débuté au Crétacé supérieur (Bellion et Guiraud, 1984). L’origine d’autres structures, comme le dôme de Léona, est attribuée à des manifestations magmatiques liées au jeu des failles transformantes (Spengler et al., 1966 ; Bellion et Guiraud, 1984). Les données pétrolières et notamment sismiques, indiquent la présence de nombreuses failles listriques (Bellion et Guiraud, 1984), typiques d’une marge passive, réputées plus fréquentes au Crétacé, qu’au Cénozoïque.

Figure 9 – Coupes géologiques du Bassin sédimentaire sénégalais (d’après Bellion et Guiraud, 1984)

Les principales structures observées à terre sont en nombre limité ; on reconnaît notamment, d’ouest en est : le Horst de Dakar et le Horst de Diass, séparés par le Graben de Rufisque, de direction subméridienne. A l’est de Saint-Louis, le dôme de Guier dessine un anticlinal faillé (Trénous et Michel, 1971), limité à l’ouest par une série de failles de direction SW-NE qui abaissent le compartiment occidental et met les calcaires à nummulites de l’Eocène moyen à l’altitude des marno-calcaires yprésiens.
Les séries tertiaires s’épaississent progressivement depuis la marge du bassin (moins de 200 m dans le sondage hydraulique de Loumbol, près du fleuve Sénégal), pour atteindre 300 à 400 m dans la région occidentale de Thiès et se dilater fortement, allant jusqu’à doubler d’épaisseur, au large de Ziguinchor (763 m dans CM2), en Casamance maritime.
Parallèlement, dans cette dernière région, la série s’enrichit de termes stratigraphiques nouveaux (Eocène supérieur, Oligocène, Miocène inférieur marins), pratiquement absents ailleurs (Monciardini, 1966 ; Ly, 1985). Cet épaississement témoigne d’une forte subsidence imputable au jeu d’accidents grossièrement W-E, accidents qui ont influencé jusqu’à nos jours le tracé du réseau hydrographique des fleuves Gambie et Casamance.

5-2 Cadre structural du volcanisme

Comme les îles du Cap Vert et les Canaries, la province volcanique de la presqu’île du Cap-Vert est localisée sur la marge nord-ouest de la plaque africaine. Elle y surmonte une lithosphère transitionnelle entre continent et océan caractérisée au Cénozoïque par d’importants mouvements verticaux. Les affleurements de Diack exceptés, tous les autres sont situés à l'ouest du méridien de Thiès, dans la zone fracturée du Horst de Diass et à l'extrémité ouest de la presqu'île. La liaison de ce volcanisme avec le champ des failles, toutes sensiblement orientées N-S, est remarquable. Cette relation apparait particulièrement bien sur les images satellitaires du Cap des Biches dans la région de Rufisque où les filons volcaniques se prolongent en mer suivant une direction N-S.
L’activité volcanique ne montre pas de polarité particulière pouvant indiquer une migration de la marge au-dessus d’un point chaud.

6 Histoire géologique

6-1 Le substratum sédimentaire

Venant recouvrir un socle ancien déformé, Protérozoïque à Paléozoïque, le Bassin sédimentaire sénégalais se forme probablement dès le Trias-Lias, suite à l’initiation de l’ouverture atlantique. Si la période syn-rift est mal connue et probablement caractérisée par le dépôt de terrigènes et de faciès évaporitiques au moins en Casamance (Templeton, 1971), le premier épisode marin transgressif est enregistré au Jurassique supérieur (Castelain, 1965 ; Spengler et al., 1966), dès le Lias moyen pour Bellion et Guiraud (1984). Ces premiers dépôts marins carbonatés marquent le début de la période post-rift. Ensuite, d’après Spengler et al. (1966), une subsidence active va s’installer pendant tout le Crétacé jusqu’à la régression qui marque la fin du Maastrichtien. Cette subsidence va varier au cours du temps, s’accélérant autour de 100 Ma à la base du Crétacé supérieur, en liaison avec l’ouverture de la partie équatoriale de l’Océan atlantique (Latil-Brun et Flicoteaux, 1986 ; Latil-Brun et Lucazeau, 1988).
L’histoire ancienne du Bassin sénégalais étant hors du sujet de ce travail, cette notice détaillera l’histoire la plus récente, depuis la fin du Crétacé. Faisant contraste avec la période cénomanienne-turonienne, caractérisée par un contexte transgressif, le Sénonien s.l. marque le retour à une sédimentation terrigène sablo-argileuse en partie contrôlée par le jeu de failles synsédimentaires, notamment sur la bordure ouest du Horst de Diass (Bellion et Guiraud, 1984). En Casamance, ces mêmes auteurs décrivent la mise en place de séries progradantes.
Au Sénonien s.s., une nette ségrégation des faciès s’observe, marquant le contraste entre les faciès sableux orientaux de plate-forme continentale, qui passent vers l’ouest à des faciès argileux à foraminifères planctoniques (Castelain, 1965 ; Spengler et al., 1966).
Après un nouvel épisode transgressif, on retrouve le même dispositif au Maastrichtien. Le passage latéral de faciès et les grandes variations d’épaisseur constatées indiquent encore un contrôle tectonique des dépôts (failles synsédimentaires). Preuve d’une tectonique toujours active, le Horst de Diass est réputé émerger partiellement à la fin du Maastrichtien (Castelain, 1965). Suite à la régression généralisée, un important épisode érosif se place à la limite Crétacé –Tertiaire.

Figure 10 – Carte des isopaques du Paléocène (d’après Monciardini, 1966)

Venant en discordance sur le bâti crétacé, le Paléocène marque la reconquête marine du bassin sédimentaire accompagnée d’un ralentissement de la subsidence (fig. 10). Un premier épisode transgressif permet l’installation d’une plate-forme marginale, au Danien. Après la grande chute du niveau marin au Sélandien, le bassin est à nouveau ennoyé sur toute sa superficie, au Sélando-Thanétien, conduisant à l’installation d’une puissante plate-forme carbonatée à tendance récifale, atteignant 100 m d’épaisseur dans la région de Thiès, très riche en macrofaune et en flore. A la même époque, à la marge du bassin près de Dakar, on observe la pérennité d’un domaine ouvert à sédimentation argileuse, riche en foraminifères planctoniques et petits benthiques (300m). Sur la bordure la plus orientale du bassin, les dépôts s’amincissent et s’enrichissent en terrigènes (Monciardini, 1966).
La fin du Paléocène est réputée marquée (Sarr et al., 2008) par d’importantes déformations tectoniques responsables du soulèvement des Horsts de Dakar, de Diass et de la zone haute de Mbour ; cet évènement est contemporain de la surrection du dôme de Flore de Casamance et de l’ascension de diapirs de sel. L’accentuation du bombement du dôme de Guier daterait de cette époque, provoquant un amincissement des dépôts.
Dans la région orientale du Cap- Vert, la plate-forme thanétienne est réputée émerger à la fin du Thanétien, favorisant l’installation d’un karst qui deviendra un important aquifère dans les régions de Thiès et du Sine-Saloum. Si on observe un contact abrupt et perforé à la limite entre les Paléocène et Eocène, l’existence d’un karst ancien scellé par les premiers dépôts de l’Eocène inférieur, mise en évidence au pied de la falaise de Thiès et dans la mine d’attapulgite à l’est de Pout, n’est cependant pas prouvée partout.

Figure 11 – Carte des isopaques de l’Eocène inférieur (d’après Monciardini, 1966)

Au début de l’Yprésien, le bassin est à nouveau inondé dans sa totalité (fig. 11), permettant le dépôt d’une série à dominante argileuse à attapulgite, riche en silex, glauconie et phosphate, à sa base, plus marneuse et entrecoupée de calcaires argileux, au sommet. A la bordure orientale du bassin les faciès yprésiens deviennent plus gréseux (Pascal et al., 1967 ; Pascal, 1987). En Casamance, à cette époque, le sillon qui va jouer plus tard le rôle d’un dépôt-centre est à peine esquissé.
Le passage à l’Eocène moyen (Lutétien) est souvent progressif, traduisant la réduction de la tranche d’eau et l’installation d’une plate-forme interne à faciès alternants marno-carbonatés, à discocyclines, oursins et mollusques variés. Ces faciès s’enrichissent en accumulations phosphatées, sur la bordure la plus occidentale du bassin au plateau de Thiès (Tessier, 1952). On retrouve ce même type de faciès phosphatés dans la région du fleuve Sénégal (Elouard, 1962 ; Pascal et al., 1967) . Le secteur le plus occidental de Dakar et Saint-Louis, plus subsident, reste le témoin d’une sédimentation marine profonde (Castelain, 1965). En Casamance, la subsidence du sillon (fig. 12) permet le dépôt d’une puissante série marno-carbonatée.
Au Bartonien (dès le Lutétien supérieur ?) la plate-forme prend un caractère plus nettement carbonaté et présente une importante faune à nummulites.
L’Eocène supérieur (Priabonien) marque une période de retrait de la mer. Seuls quelques affleurements côtiers témoignent de ces dépôts : argiles de Yoff dans le sondage Dk 2, Castelain, 1965 ; faciès argileux altérés à phosphate d’alumine de la mine de Lam Lam, Flicoteaux, 1980). Cet étage n’est bien représenté que dans le Golfe de Casamance, resté subsident à cette époque (Monciardini, 1966 ; Ly, 1985).

Figure 12 – Carte des isopaques de l’Eocène moyen (d’après Monciardini, 1966)

L’intervalle Eocène supérieur-Oligocène, enregistré en sondage en Basse Casamance, correspond le plus souvent à une lacune de dépôt qui s’amplifie vers le nord et l’est et fait transgresser le Miocène directement sur l’Eocène moyen (Flicoteaux et Médus, 1980 ; Ly, 1985 ; Ly et Carbonnel, 1987). Cette lacune est attribuée par Bellion et Guiraud (1984) à la phase pyrénéenne.
En conséquence, l’Oligocène est mal caractérisé au Sénégal. En dehors de la Casamance où, en sondage, la présence de calcaires à lépidocyclines a été reconnue, (Castelain, 1965 ; Flicoteaux et Médus, 1980 ; Ly, 1985) les seules indications de la présence d’Oligocène ont été relevées dans les faciès altérés à phosphate d’alumine de la mine de Lam Lam (Flicoteaux, 1980) et dans des blocs emballés dans des tufs volcaniques miocènes, à Dakar (Castelain, 1965).
Au Miocène , la région de Casamance reste le siège d’une sédimentation marine argilo-sableuse à foraminifères (Gorodiski, 1958 ; Ly, 1985). Alors qu’il a été longtemps considéré qu’à cette époque, un régime continental s’installait sur le reste du pays (« Continental terminal »), il a depuis été démontré le caractère marin de ces dépôts sableux (Flicoteaux et Médus, 1980 ; Lappartient, 1985) et que par conséquent la mer a largement transgressé l’intérieur du pays, jusqu’aux rives du fleuve Sénégal. Alors qu’une riche faune de mollusques et sélaciens a été décrite dans le Saloum, dans la région de Matam, les grès du « Continental terminal » affichent un caractère plus proximal, caractérisés par une faune appauvrie (Ostrea multicostata et Thersitées), de nombreuses bioturbations et des horizons argileux à kaolinite (« Formation jaune » de Baud, 1936) hérités des profils d’altération anté-Miocène démantelés.
Ces dépôts miocènes seront ensuite recouverts par une cuirasse ferrugineuse, datée de la fin du Pliocène, largement exposée dans l’est du bassin.

6-2 Le volcanisme cénozoïque

Les datations radiométriques (Cantagrel et al., 1976 ; Crévola et al., 1994 et cette étude) mettent en évidence une longue période d’activité magmatique qui débute il y a 30,7 + 2 Ma et se termine au Pléistocène inférieur avec l’émission d’une coulée il y a un demi-million d’années. Les travaux antérieurs et les cartes géologiques à grande échelle de Dakar distinguent généralement un volcanisme oligo-miocène d’un volcanisme pléistocène séparés par un repère stratigraphique commode représenté par une cuirasse ferrugineuse correspondant à une importante phase d’altération, formée vers la fin du Pliocène. Le Pliocène est caractérisé par une lacune d’activité volcanique.
Les laves de la Presqu’île du Cap- Vert, de nature alcaline, présentent l’ensemble des caractéristiques géochimiques communes des séries alcalines intraplaques, caractères qui les distinguent des basaltes de rides médio-océaniques et des laves des zones de convergence de plaques. Un modèle de point chaud est classiquement invoqué pour expliquer la genèse et la mise en place de ces magmas. L’activité volcanique de la presqu’île du Cap-Vert ne montre aucun déplacement notable depuis l’Oligocène et aucune variation topographique verticale cohérente avec ce que l’on sait du fonctionnement d’un tel point chaud. Le débat sur l’origine de ce volcanisme reste donc largement ouvert.

6-3 Les formations superficielles

En fonction des grandes fluctuations climato-eustatiques qui le marquent, le Quaternaire est au Sénégal représenté par des faciès continentaux, entrecoupés de temps à autre par des dépôts margino-littoraux sur la bordure atlantique et dans les deltas et estuaires du Sénégal, du Sine-Saloum, de la Gambie et de la Casamance.
A la base du Pléistocène, la mer située au-dessus du niveau actuel, est chaude, peu profonde et fournit une faune littorale ; ses limites demeurent imprécises. C'est à ce moment que débute le volcanisme des Mamelles dans la presqu'île du Cap-Vert, intercalé de lentilles de sables dits « sables infrabasaltiques »
Il n’existe aucune information fiable permettant de rattacher les épisodes du Pléistocène ancien à la chronologie moderne des âges glaciaires et interglaciaires, fondée sur la succession des stades isotopiques, avant l’évidence de la présence de l’Eémien au Cap des Biches. En particulier, la division classique établie sur la base de trois grandes transgressions : Tafaritien, Aïoujien, Inchirien, précédant la dernière pulsation glacio-eustatique du Pléistocène terminal et de l’Holocène (Flandrien = Nouakchottien) doit être revue. Elle n’est plus soutenable, soit parce que le caractère transgressif de l’épisode est infirmé ou demande à être confirmé, soit parce que la terminologie moderne implique un changement lexical.
Le découpage proposé ci-dessous, inspiré de la chronologie définie dans la partie mauritanienne du bassin sédimentaire, doit donc être considéré comme provisoire. Sujette à révision, cette terminologie ne doit être employée qu’avec prudence car elle masque de nombreuses lacunes dans la chronologie absolue.
L’épisode du Tafaritien (1 000 000 à 300 000 ans ? BP) est défini en Mauritanie. La paléogéographie est celle d'un paysage fluctuant de lacs et de sebkhas. Il s’y dépose des grès fins à végétaux et des calcaires. Les faciès du Tafaritien identifiés en Mauritanie ne sont pas connus au Sénégal et aucun dépôt similaire n'y a encore été rapporté.
La période de l’Akcharien (300 000 à 125 000 ans ? BP) est marquée par une régression sous un climat tropical aride.
L'Eémien, terme remplaçant celui d'Aïoujien non reconnu internationalement, couvre l’intervalle de 125 000 à 100 000 ans BP et correspond à l'interglaciaire Riss- Würm, la « Terminaison 2 des quaternaristes ». Une transgression survient vers la fin d'une longue période humide et amène le niveau marin au voisinage de sa cote actuelle. Les dépôts correspondants, difficiles à séparer de ceux d'épisodes postérieurs, s'échelonnent altimétriquement entre +1 m, en bord du rivage actuel, et +7 m à 60 km à l'intérieur, impliquant un mouvement de flexuration (Faure et al., 1980). De nombreuses formations sont rattachées à l'Eémien, le plus souvent sans indication radiochronologique.
Entre l'épisode isotopique EI 5e (Eémien daté) et les formations holocènes de la transgression postglaciaire, de nombreux niveaux rencontrés en sondage posent le problème de leur rattachement d'une part aux différentes phases interstadiaires du Würm, entre les épisodes isotopiques 5d-a, 4, 3 et 2, et d'autre part à la première partie de l'épisode isotopique 1 (« Terminaison 1 » entre 15 000 et 11 000 ans BP).
Des dépôts, anciennement attribués à l'Inchirien, peuvent correspondre aux hauts niveaux marins connus à 105 000, 82 000 et 65 000 ans BP ou plus récents. Faute de datations, ces rattachements demeurent conjecturaux.
En outre, des incertitudes sur les corrélations résultent également de l'existence de déformations du substratum. Ainsi, une subsidence du delta du Sénégal accompagnée du rejeu des failles de l'anticlinal du Dôme de Guier va dévier le cours du fleuve de la direction nord-ouest vers la direction ouest en aval de Bogué.
Les épisodes régressifs arides des phases froides sont accompagnés en surface par la mise en place d’un vaste épandage de sables dunaires. Ces phases, sans doute une dizaine entre l'EI 5d, vers 110 000 ans BP, et l'EI 2, entre 25 000 et 18 000 ans BP, ne sont pas identifiées de quelque façon que ce soit au Sénégal. Les sables dunaires forment de grands ergs de "Dunes rouges" qui, sur la base d’arguments morphologiques (datations par luminescence stimulée optiquement OSL en cours), ont été rattachés à des termes distincts d'un même épisode "ogolien" (Ogolien I et II). En fait, le terme d'Ogolien désigne plutôt le faciès correspondant à un ensemble de formations éoliennes du Würm moyen qu’un repère chrono-stratigraphique.
L'Ogolien II (25 000 à 18 000 ans BP) correspondrait cependant à la glaciation du Würm récent en Europe. C'est une période de climat désertique associée à un niveau marin se situant 120 m sous l'actuel. Cet épisode s’interrompt vers 18000 ans BP et le retour transgressif de la mer s’amorce vers 15 000 ans BP Aucun enregistrement sédimentaire ou témoignage morphologique n’en est mis en évidence à ce jour au Sénégal.
Au cours de l’Holocène, la mer poursuit sa lente et irrégulière remontée et finit par déborder sur le domaine lagunaire au cours d'une période humide (« Tchadien » 11 000 à 7 000 ans BP). A la fin du Tchadien, le climat devient plus aride et permet le remaniement des dunes ogoliennes et la rubéfaction des grains de sable. Le niveau marin passe à la cote -5 m vers 7 000 ans BP puis à la cote 0 m vers 6 000 ans BP
Le Nouakchottien qui lui fait suite (6 800 à 4 200 ans BP) correspond à un épisode de formation de dépôts marins étendus qui ont parfois été considérés comme les témoins d'une transgression puisqu’on les rencontre à une cote variée, voisine du zéro actuel, mais qui peut atteindre +1 à +2 m. Le climat est redevenu humide après l'épisode aride de 8 000 ans BP. La surface d'inondation maximum est atteinte vers 5 500 ans BP. Cet épisode est l’équivalent du Flandrien.
Un épisode aride lui fait suite, le Tafolien, 4 200 à 2 000 ans BP, qui s'interrompt au Dakarien, vers 3 000 ans BP, puis reprend rapidement. On a souvent associé ces variations climatiques à des pulsations eustatiques non avérées selon le schéma aride = régression, moins aride = transgression, négligeant les modalités morphodynamiques attestées du fonctionnement des zones littorales et le rôle des fluctuations des flux sédimentaires au cours de ces changements climatiques, fluctuations largement reconnues en Mauritanie. Il reste que leur résultat fut l'édification de cordons littoraux qui régularisent la côte et lui donnent son allure actuelle. L'île de Dakar se raccorde alors au reste du continent. Le cours du fleuve Sénégal dont l'embouchure se trouvait au nord s'oriente vers le sud-ouest. La région de Saint-Louis acquiert sa physionomie actuelle par adjonction de cordons littoraux successifs.
La même variabilité morphodynamique littorale accompagne les deux derniers millénaires des Subactuel et Actuel. Un épisode humide, le "Saint-Louisien" a lieu entre 2 000 et 1 000 ans BP Un ultime épisode non encore daté de dépôts marins associés à un climat légèrement humide a été récemment mis en évidence au lac Retba avant sa fermeture définitive survenue il y a 680 ans BP
Au cours du 20è siècle, un déficit sédimentaire en zone littorale se traduit par des érosions chroniques de certains secteurs. Sur la Petite Côte, Rufisque en témoigne à l'échelle du siècle. Dans le très Récent (depuis les années 1980), la tendance se confirme. Ainsi la flèche littorale de Sangomar, rompue en 1987 par un coup de tempête, ne s'est pas encore refermée. De même, au sud de Saint-Louis, la brèche artificielle ouverte en 2003 s'est élargie de façon considérable.

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9 Annexe 1: présentation des légende et cartes

9-1 Légende de la carte géologique à 1/500 000

9-2 Carte géologique du Sénégal à 1/500 000, représentation de la planche nord-ouest

9-3 Carte géologique du Sénégal à 1/500 000, représentation de la planche nord-est

9-4 Carte géologique du Sénégal à 1/500 000, représentation de la planche sud-ouest

10 Annexe 2: extrait du rapport de diffractométrie 08-7-029-B

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1. Nature de l’essai :

La fraction phylliteuse des échantillons est déterminée par diffractométrie des rayons X à partir de lames orientées normales, glycolées pendant 12 heures en tension de vapeur puis chauffées à 490°C pendant 4 heures. Les proportions sont estimées à partir de l’aire des pics. Il faut bien tenir compte que les pourcentages indiqués sont des valeurs relatives des phases phylliteuses présentes dans la fraction dite « < 2 microns » de l’échantillon.
Une phase dite « amorphe aux rayons X » peut être : une phase non cristallisée ou une phase cryptocristalline.

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2. Appareillage et conditions expérimentales :

Appareillage : Diffractomètre SIEMENS D5000 automatisé

Conditions expérimentales :

-Balayage de 2 à 36°2θ pour les lames orientées

-Vitesse de balayage de 0,02°2θ/seconde

-Temps de comptage : 1 seconde par pas

-Echantillon fixe pour les argiles

-Tube au Cobalt (λ Kα1 ≈ 1,789 Å)

Traitement des diagrammes : Logiciel DIFFRACplus

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3. Résultats d’analyse

Echantillon DK 1073 (21078)

- fraction phylliteuse représentée par (sur base 100) :

- kaolinite : 100%

Echantillon MT 1027 (21074)

- fraction phylliteuse représentée par (sur base 100)

- kaolinite : 100%

Echantillon MT 1028 (21075)

- fraction phylliteuse représentée par (sur base 100)

- kaolinite : 100%

Echantillon MT 1028 (21076)

- fraction phylliteuse représentée par (sur base 100)

- kaolinite : 100%

Echantillon SM 1008 (21073)

- fraction phylliteuse représentée par (sur base 100)

- kaolinite : 100%

Le diffractogramme obtenu à partir de la lame normale (indexé N)

Le diffractogramme obtenu à partir de la lame glycolée pendant 12 heures en tension de vapeur (indexé G)

Le diffractogramme obtenu à partir de la lame chauffée à 490°C pendant 4 heures (indexé C)

Coordonnées des points GPS :

N° d’observation	Latitude	Longitude
DK1073	N 14,59574	W17,07596
MT1027	N 15,45888	W 13,19357
MT1028	N 15,46861	W 13,18710
SM1008	N 15,13155	W 12,91690

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