ETUDE HYDROCHIMIQUE DES NAPPES DU SYSTEME AQUIFERE DU HORST DE DIASS

ETUDE HYDROCHIMIQUE DES NAPPES DU SYSTEME AQUIFERE DU HORST DE DIASS

GEOLOGIE DU HORST DE DIASS

Généralités 

La région étudiée fait partie du bassin sédimentaire sénégalo-Mauritanien qui est l’un des plus vastes bassins méso-cénozoïque du littoral ouest africain. Ce bassin s’étend sur environ 1400km le long du littoral du Cap Blanc en Mauritanie (au Nord) au Cap Roxo en Guinée Bissau (au Sud) avec une superficie de 340 000 km². Sa plus grande largeur est de 550 km à la latitude de Dakar. Le bassin à relief peu marqué est limité par une côte généralement sablonneuse et basse sur laquelle débouchent des fleuves qui sont du Nord au Sud : le Sénégal, le Sine-Saloum, la Gambie, et la Casamance. Il est limité à l’Est et au SudEst par les formations plissées et métamorphisées de la chaine des Mauritanides, à l’Ouest par l’Océan Atlantique, au Sud il repose sur les sédiments du Paléozoïque du bassin de Bové et au Nord par le socle Précambrien de la dorsale Réguibat. Il a pris naissance à la suite de l’ouverture de l’Atlantique central au Trias-Lias. La structure d’ensemble du bassin relativement simple ressemble à celle d’un bassin à marge passive. Et les terrains, de faible pendage ouest, reposent sur un substratum d’âge Précambrien à Paléozoïque affleurant sur sa bordure orientale et sub-orientale. La série postPaléozoïque est connue pratiquement sans interruption du Trias-Lias au Quaternaire grâce aux sondages pétroliers et de recherche d’eau (Bellion, 1987). Les faciès varient en profondeur avec un gradient croissant Est-Ouest : détritiques grossiers avec des influences continentales à l’Est, plus fins avec des influences océaniques à l’Ouest (Bellion, 1987). La structure est compliquée d’une part par la présence de diapirs de sel qui percent la série sédimentaire du plateau continental guinéo-casamançais au Sud et celle du talus continental mauritanien au Nord et d’autre part par une tectonique cassante à l’Ouest responsable de la formation des Horsts (Dakar et Diass) et graben (de Rufisque). Les failles, sensiblement de direction Nord-Sud bordent ainsi ce Horst. Il s’agit des failles de Thiès, Pout, Sébikotane et de William Ponty. Cette dernière constitue la limite occidentale de la zone d’étude. Figure 14: Carte géologique du bassin Sénégalo-mauritanien (Madioune, 2012 modifié) Explication de la Légende 1-Socle Granitisé du Précambrien 5-Mésozoique altéré 2-Sédiments de couverture de plateforme (Protérozoïque supérieur et Paléozoïque) 6-Paléogène 3-Chaine plissée et métamorphisée des Mauritanides 7-Cénozoique altéré 4-Mésozoique 8- Sédiments marins, lacustres et fluviatiles quaternaires 9-Sables quaternaires (ergs anciens et actuels) 

Grands ensembles géologiques du Horst de Diass et Géodynamique 

La géologie du Horst est essentiellement connue grâce aux forages pétroliers et de recherche d’eau. Les données gravimétriques et magnétiques ont permis d’obtenir des informations sur la structure profonde du bassin avec les travaux de (Liger (1973) ; Gueto (1981) ; Ponsard (1984) in Bellion 1987). 

Groupe de Diass : Campanien à Maastrichtien

 Les terrains les plus anciens à l’affleurement dans la zone d’étude se rencontre dans le Horst de Diass où ils sont datés du Campanien dans la carrière de Paki et à la base de la falaise du Cap de Naze. Le Maastrichtien affleure plus largement dans le horst. Ces affleurements sont réunis dans le Groupe de Diass (Roger et al., 2009). Ce groupe englobe les formations de Paki et de Cap de Naze. La formation de Paki à la base du Groupe de Diass correspond au Campanien terminal. Il est difficile de discriminer le Campanien du Maastrichtien dans les sondages à cause de leur faciès détritiques très similaires : argiles, argiles sableuses, sables argileux. Cette formation est décrite dans les carrières de grès de Paki à l’Ouest de Diass où elle a été datée par des Ammonites et des Inocérames. Elle se retrouve à la base de la falaise du Cap de Naze sous forme d’argiles datées du Campanien terminal par les foraminifères planctoniques (Khatib et al., 1990). La formation du Cap de Naze affleure largement dans le horst de Diass sous forme de sables, sables argileux et argiles, notamment dans les falaises du Cap Rouge et du Cap de Naze. Elle a été datée du Maastrichtien à Popenguine et au Cap de Naze par les foraminifères planctonites et les Ammonites. Cette formation correspond à la partie supérieure du Groupe de Diass. Dans la Presqu’île du Cap-Vert le Maastrichtien se présente sous quatre faciès successifs : à la base un ensemble argileux à récurrence gréseuse, un ensemble sablo-gréseux avec des intercalations d’argiles, un ensemble gréso-calcaire et des sables argileux au sommet (Madioune, 2012). 

 Groupe du Cap-Vert : Paléocène 

Ce terme englobe les terrains du Paléocène qui affleurent sous des faciès différents à Dakar et dans le Horst de Diass : ce sont les formations des Madeleines et de l’hôpital à Dakar et celles des Niayes et de Popenguine dans le Horst de Diass. Dans la Presqu’île du Cap-Vert le Paléocène est représenté par des dépôts de bassin océanique : à la base la formation des Madeleines constituée de marnes et marno-calcaires du Danien (Castelain et al,. 1965) ; au sommet la formation de l’hôpital formée d’argiles silteuses altérées ou « Limons » Sélando-Thanécien (Sarr,. 1995). Dans le horst de Diass, le Paléocène n’existe qu’au Sud où il affleure à Ndayane et à Popenguine. Il comprend à la base la formation de Ndayane constituée d’une succession de grès calcaires, de marnocalcaires et marnes à rosettes de calcites datées du Danien et au sommet la formation de Popenguine formée de calcaires coquillés très karstifiés datés du Sélando-Thanécien (Tessier, 1952 ;Castelain et al., 1965 ; Sarr, 1995). Ces calcaires affleurent le long de la falaise de Thiès depuis Fouloum jusqu’au Sud de Mbour en passant par Bandia. Ces formations se rencontrent dans les sondages du plateau de Thiès avec des épaisseurs variables et passent à des calcaires compacts. Les calcaires zoogènes ont été décapés au niveau du lac Tanma avant la mise en place des dépôts marneux de l’éocène.

Groupe de Mboro : Eocène moyen et inférieur 

Les formations de l’éocène moyen et inférieur connus à l’affleurement dans la Presqu’ile du Cap-Vert et dans la région de Thiès sont réunis dans le groupe de Mboro. Il est représenté à l’affleurement par les formations de Rebeuss et de l’Anse Bernard à Dakar (Madioune, 2012) ; cette dernière passant latéralement vers l’Est à la formation de Bargny. Au niveau du compartiment de Diass l’éocène inférieur n’a été recoupé par aucun sondage. Dans la région de Thiès, le Groupe débute par un niveau de grés calcaires phosphaté et glauconieux, suivi d’argiles papyracées blancs à lits de silex stratiformes, surmontées par des marnes papyracées et se termine par des marno-calcaires.

Eocène supérieur et Oligocène

L’éocène supérieur est généralement érodé inconnu à l’affleurement. Dans la Presqu’île du Cap-Vert, l’Eocène supérieur est connu en sondage au Nord de Dakar sous forme d’argiles beiges fossilifères « Argiles de Yoff » datées de l’Eocène moyen à supérieur. Le volcanisme de la région de Thiès débute à l’époque avec la mise en place du filon de néphélinite de Bandia datée de 35.5 

Ma (Crévola et al., 1994)

 A l’Oligocène on ne connait pas d’affleurement en place pour la période. Les premières manifestations du volcanisme tertiaire de Dakar permettent la mise en place du sill de pyroxénolite de l’Ange des Madeleines (30  2 Ma) et des basaltes incorporés dans les calcaires à Lépidocyclines (Crevola et al., 1994). 

 Miocène 

Le Miocène correspond à une évolution en milieu continental dans les régions de Thiès et du Cap-Vert. Un volcanisme intense affecte la marge océanique ainsi que les régions de Thiès et Dakar. Le système éruptif du Cap Manuel et de Gorée se met en place à cette époque. II.2.6: Pliocène La cuirasse latéritique est attribuée au Pliocène et à la base du Pléistocène (Demoulin, 1970). Elle affleure largement dans le Horst de Diass, au Sud de Dakar et sur le plateau de Thiès. 

Quaternaire 

Il correspond à des dépôts de sables littéraux ou éoliens dans les régions du Cap-Vert et de Thiès. Ces dépôts sont liés aux variations du niveau marin elles-mêmes liées aux variations eustatiques globales. Le Quaternaire inférieur et moyen se caractérisent aussi par une intense activité volcanique à Dakar : volcanisme des mamelles. Ces coulées reposent sur des sables infrabasaltiques et sont intercalées par plusieurs niveaux de sables éoliens.

Lithostratigraphie de la zone d’étude

La série du Horst de Diass est connue depuis longtemps avec les travaux de A. FAYE (1983) et (1994) ; A MARTIN (1970) et F. TESSIER (1952). Elle est essentiellement formée du Jurassique supérieur, du Crétacé, du Tertiaire et du Quaternaire. Elle repose sur un substratum anté-Mésozoique que l’on peut observer sur la bordure orientale du bassin. La corrélation stratigraphique la plus complète a été faite à partir des forages pétroliers: DN3 (DIAMNIADIO-3) ; DN2 (DIAMNIADIO-2) ; DN5 (DIAMNIADIO-5) ; DO1 (DOUGAR1) ; DO2 (DOUGAR-2) ; DS1 (DIASS-1) ; SI (SINDIA-1). Le forage DS1 a montré la succession la plus complète allant du Jurassique supérieur au Quaternaire.  Jurassique supérieur et moyen Dans le secteur de Diass, seul le forage DS1 a recoupé le Jurassique supérieur et moyen entre 3250 et 4010 m. Son faciès est essentiellement carbonaté, souvent oolithique avec des passages dolomitiques. La faune rencontrée est essentiellement formée par : Pseudocyclamina jaccardi (ACHRODT) ; P. virguliana (ROECHLIN) ; P. aff. Littus (YOKOHAMA) ; Iberina Lusitanica (EGGER) ; Trocholina alpina (LEUPOID) (Baba Sarr).  Néocomien Il présente des faciès carbonatés : calcaires, dolomie, calcaire sableux, alternant parfois avec des passées gréseuses. Il a été traversé par le sondage DS1entre 2050 et 3250 m.  Aptien : Les faciès du Néocomien persistent à l’Aptien avec une tendance détritique. La série est constituée par une alternance de calcaires d’argiles et de grès.  Albien inférieur : Il est traversé par le forage DS1 sur 500 m de grès et de calcaires avec intercalation d’argiles noires en bancs peu épais.  Albien supérieur – Cénomanien : Il est constitué par un ensemble essentiellement argileux de 75m d’épaisseur renfermant dans sa partie supérieure une association à Hedbergella Washitensis (CARSEY) et H. Planispira (TAPPAN) in Faye (1983). Le Cénomanien moyen est absent dans le forage DS1. Le Cénomanien supérieur discordant sur cet ensemble est formé d’argiles et de calcaires à Heterohelix et Hedbergella.  Sénonien : Il est bien défini dans le forage de DS1. Il est formé par une série argileuse avec une épaisseur de 680 m renfermant une riche microfaune planctonique comportant de nombreuses variétés de Globigerines (in FAYE, 1983) ; Globigerines Cf. Messinae ; Globotruncana Fornicata (PLUMMER) ; Rugoglobigerina Gr Macrocephala (BRONNIMANN) ; R. Cf Rugona ; R. Cf Reichclipustulata.  Maastrichtien : Le Maastrichtien affleure au niveau du Horst de Diass sous forme de grès et d’argiles recouvert la plupart du temps par des formations latéritiques et un recouvrement sableux quaternaire. Il disparait à l’Ouest et à l’Est au contact des failles qui délimitent le Horst de Diass. Il est en contact avec les formations calcaires du Paléocène au niveau de ces failles. Il présente une variation verticale et horizontale de faciès suivant les conditions de dépôt dans le bassin sédimentaire sénégalais. Cette variation de faciès s’accompagne d’un très fort épaississement de la série dans le centre du Horst (1786 m à DN5) qui peut être expliqué par le jeu synsédimentaire des failles (Bellion, 1987). Ainsi on distingue : Une partie inférieure formée par des argiles avec trois provinces sédimentaires : caractérisé à l’Ouest par celle d’une mer ouverte avec de grandes épaisseurs d’argiles et de marnes (DN3) ; au centre par celle d’une mer peu profonde ce qui explique la présence de grès et sables hétérométriques (DN5-DO1-DO2) et en fin la province Est marquée par une sédimentation essentiellement détritique avec dominance des sables (SI1) Une partie supérieur sablo-argileuse avec intercalation de grès à ciment calcaire et d’argiles.  Paléocène : Il est sédimentaire essentiellement carbonaté bio-détritique et affleure largement dans la région de Popenguine et à l’Est de la faille de Fouloum où il affleure sur une bande relativement large sous la falaise de Thiès. Sur le flanc Ouest, il n’apparait que localement à la faveur d’une petite faille au niveau du Panthior. A Popenguine, le Paléocène se présente sous forme de trois faciès qui sont de bas en haut : des marnes calcaires de Ndayane ; Marnes à rasette de calcite et des calcaires zoogènes à Gastéropodes Lamellibranches, Polypiers, Bryozoaires. La karstification très poussée due aux calcaires Paléocène en fait un aquifère extrêmement intéressant par les débits très élevés qu’il autorise. L’examen des coupes des sondages permet de distinguer un faciès variable avec des argiles, marnes, calcaires marneux, calcaires et parfois sables et marnes sableuses. D’une façon générale, l’épaisseur du Paléocène est pratiquement faible dans les deux compartiments calcaires de part et d’autre du Horst.  Eocène inférieur : Il est reconnu dans les forages DN3-DN2 et DN5 avec des épaisseurs respectives (de 180, 280 et 200m). Il est essentiellement représenté par des marnes, des argiles et des calcaires à passages siliceux fréquent à la base. La microfaune peu diversifiée comprend des foraminifères planctoniques (Globorotalia AFF Wilcoxensis et Globigerina SP), des foraminifères benthiques et ostracodes (FAYE, 1983).  Eocène moyen (Lutétien inférieur) Le Horst de Diass mis en place à la fin de l’éocène inférieur, va jouer au cours du Lutétien le rôle d’un haut fond qui délimitera de fait deux provinces sédimentaires. On a une sédimentation de mer ouverte à l’Est où il est représenté par des marnes et des calcaires coquilliers (Martin, 1970). A l’Ouest on a une sédimentation rythmique qui témoigne d’une instabilité du fond marin représenté par une alternance de bancs de calcaires sublithographique et de niveau marneux (le calcaire de Bargny). Après le dépôt du Lutétien inférieur, le Horst de Diass prend sa forme quasi définitive : surrection de l’actuel massif de Diass et mouvement de compensation avec effondrement du lac Tanma. A l’échelle du Horst les mouvements Yprésien peuvent être envisagés sous forme d’un basculement d’ensemble Nord-Sud autour d’un axe qui se situerait sensiblement à la latitude de Pout. Le Horst émerge définitivement après ce dernier paroxysme. Quelques mouvements se produiront encore, certes, au cours du Tertiaire, mais n’apporteront que des modifications mineures à la structure établie à la fin du Lutétien inférieur.  Post-Eocène : On assiste à la mise en place d’une cuirasse latéritique du Pliocène à la base du Pléistocène. Se distinguent ainsi quatre faciès latéritiques dans le Horst (Demoulin, 1970) : Une cuirasse ancienne gréso-ferrugineuse alvéolaire épaisse de 2 m qui repose sur le Crétacé Terminal par une assise de galets et de grés ferruginisés attribués au Paléocène ; Une cuirasse récente gréso-ferriguneuse conglomératique attribuées au PlioPléistocène ancien, épaisse de 1 m et repose sur la cuirasse précédente ; Une cuirasse gréso-ferrugineuse compacte et fortement indurée plus ancienne que les précédentes, d’âge Anté-Oligocène. Ce faciès ne se rencontre qu’en blocs éboulés au Sud du Horst de Diass : cap de Naze, Cap Rouge et Toubab Diallao ; La cuirasse de Thicky (au centre du Horst de Diass) et des environs de Pout (au Nord) comporterait un faciès gréso-ferrugineux faiblement induré avec un ciment argileux et un faciès gréso-ferrugineux compact à ciment ocre et passées blanches de phosphate. Elle daterait du Pléistocène moyen (50 000 à 100 000 an B.P) donc plus récente que les premières citées.