Contribution à l’étude géologique du secteur de
Lamé

Relief et hydrographie 

Le relief du Sénégal oriental est composé de collines aux sommets souvent convexes, de surfaces aplanies correspondant souvent à des anciens glacis couverts de cuirasse latéritique, et de vallées alluviales. Les surfaces aplanies sont souvent séparées des collines par des dépressions périphériques (Michel, 1973). En générale, le relief est monotone et peu élevé; l’altitude moyenne ne dépasse pas 150m, bien que quelques petits massifs culminent entre 350m et 450m. Les principales hauteurs sont: les collines bassaris qui se dressent des contreforts du Fouta Djalon (en Guinée), jusqu’au Niokolo-koba, les massifs de roches vertes de Mako et Bransan et les dolérites de Baraboyé et Ndébou (Camus et Debuisson, 1964). Les hauts reliefs du Fouta Djalon culminent jusqu’à 153Sm (Mont Loura en Guinée). Le plateau Mandingue qui jalonne la région à l’Est, s’élève jusqu’à 800m (au Mali). Le réseau hydrographique dépend de trois cours d’eau : le Sénégal, la Falémé et la Gambie vers lesquels coulent les petits cours d’eau temporaires. La Falémé et la Gambie prennent leur source dans le Fouta Djalon. Les cartes structurales interprétatives des images de télédétection des secteurs de Tenkoto et Falémé (Ndoye, 1999) montrent que ce réseau hydrographique est très dense et hiérarchisé notamment dans la partie Sud. 2. Le climat et la végétation Le Sénégal oriental est une zone de climat tropical de type sahélo-soudanien. C’est un climat à deux saisons contrastées: la saison des pluies allant de mai à d’octobre, et la saison sèche qui occupe le reste de l’année. Le caractère soudanien est de plus en plus marqué du Nord vers le Sud. Les pluies sont des averses violentes de courte durée. La hauteur moyenne des pluies est de 500mm à Bakel (au Nord) et de 1100mm à Kédougou (au Sud) (Ndione, 1995). La température varie entre 23°C et 32°C pendant la saison des pluies. Elle atteint des maxima de 42°C pendant la saison sèche entre mars et avril. La végétation est de type savane boisée parsemée de buissons. Le tapis herbacé est constitué de graminées et de cypéracées. La végétation est plus dense dans le Sud où elle est constituée de buissons et forêts galeries, dominés par les rôniers et les bambous. 

CONTEXTE GEOLOGIQUE

 De nombreux auteurs, Arnould (1959), Bassot (1963) et la mission Sénégalo- Soviétique (1972-1973) ont participé aux premiers travaux importants réalisés par la Direction des Mines de l’Afrique Occidentale Française pour l’élaboration de la carte de la boutonnière de Kédougou. Au début des années 80, les études géologiques ont été reprises par l’équipe Sénégal Orientale de l’université Cheikh Anta Diop de Dakar en collaboration avec les universités de Nancy I, de Toulouse, de Clermont- Ferrant et le centre de Recherche Pétrographiques et Géochimiques (CRPG) de Nancy .Ces études ont été complétés récemment par les travaux de recherches Minières et plus particulièrement par ceux de l’Or effectués par les Compagnies Minière. Arnould (1959) a reconnu dans les formations birimiennes de Mako–BafoundouMaragoukoto localisées au Sud du Super groupe de Mako un complexe volcanoSédimentaire constitué :  De coulés de roches volcaniques basiques ;  De faciès doléritiques évoluant progressivement vers des péridotites ;  Des intercalations de tufs volcaniques, d’argilites et de Jaspes recoupées par des Stokers Siliceux parfois minéralisés ; L’auteur montre que les péridotites font partie intégrante du volcanisme basique. Leur lithologie comparable à celle observée en nouvelle Calédonie l’ont amené à les considérer comme un volcanisme Océanique.

LE CRATON OUEST AFRICAIN 

Les travaux de Kennedy (1964) et Rocci (1965) débouchent sur un schéma structural du continent africain (figure 2.). Ils proposent un modèle du continent africain composé de 4 zones stables ou cratons et des zones mobiles ; il s’agit du craton Ouest-africain à l’Ouest, du craton Est-africain ou Nilotique à l’Est, le craton du Kalahari au Sud et le craton du Congo au centre.FIGURE 2 : CRATONS DU CONTINENT AFRICAIN MODIFIEE (ROCCI, 1965) Le craton Ouest-africain est constituée d’un socle granitisé et métamorphisé, devenu stable définitivement vers 1700 Ma (Rocci, 1965). Le Craton Ouest Africain est composé de deux dorsales (figure3), la dorsale de Réguibat au Nord et la dorsale de Léo-Man au Sud, présentant chacune un domaine occidental archéen et un domaine oriental éburnéen, et de deux boutonnières en position intermédiaire : la boutonnière de Kédougou-Kéniéba à cheval sur le Sénégal et le Mali et celle de Kayes entièrement en territoire malien. Ce craton est ceinturé par deux zones mobiles :  une zone mobile occidentale panafricaine à hercynienne correspondant à la chaîne des Mauritanides-Bassarides-Rockélides (Bassot, 1966 ; Dia, 1984 ; Diop, 1996 ; Dabo, 2007) ;  une zone mobile orientale comprenant le domaine du Gourma, et les chaînes Pharisienne et des Dahoméyides à déformation panafricaine (Gravelle, 1969 ; Bertrand et al, 1986 ; Bouiller, 1986 ; Haddoun et al, 1994). Le craton est aussi recouvert par le bassin péri-cratonique sénégalo-mauritanien d’âge phanérozoïque et par le grand bassin intra -cratonique d’âge mésoprotérozoïque à paléozoïque de Taoudéni. Celui-ci est surmonté d’une couverture sédimentaire horizontale, d’âge précambrien supérieur à carbonifère et s’entoure de zones mobiles liées aux orogenèses panafricaines à l’Est, panafricaine et hercynienne à l’Ouest. Des bassins sédimentaires d’âge mésozoïque à cénozoïque sont discordants sur les zones mobiles et sur le craton . . FIGURE3 : CARTE GEOLOGIQUE DE L’AFRIQUE DE L’OUEST (D’APRES TROMPETTE 1973, MODIFIEE). 

LES FORMATIONS ARCHEENNES

Les terrains Archéens n’affleurent que dans la partie Occidentale des dorsales de Léo (Domaine de KANEMA Man) et du Réguiba. Ils sont affectés par deux cycles Orogéniques : le Cycle Léonien daté de 2,9 à 2,7 Ga Par Beckinsale et al(1980), Barrere (1967) et Vachette et al (1973) et le cycle Libérien, daté de 2,7 à 2,5 Ga par Camil et al (1984) et Vachette et al (1973). 

LES FORMATIONS BIRIMIENNES DU CRATON OUEST AFRICAIN 

Les terrains birimiens affleurent au niveau des boutonnières de Kayes et de Kédougou – Kéniéba et dans les parties Est des dorsales de Man (domaine Baoulé Mossi) et de Réguiba. Ils sont également affectés par deux cycles : le cycle Burkinien affectant les terrains Dabakaliens, a été daté entre 2,19 et 2,14 Ga (Tempier, 1986 ; Lemoine, 1988 ; Boher et al, 1992) et le cycle Eburnéen affectant les terrains Birimiens a été daté entre 2,12 et 2,07 Ga (Bassot et Vachette ,1984 ; Feybesse et al, 1989 ; Abouchami et al, 1996 ; Gasquet et al, 2003 ; Pawlig et al ,2006 ; Gueye et al, 2007). Le birimien d’âge paléo – protérozoïque, a été définis par Kitson (1928) sur la vallée du fleuve birim au Ghana. Ultérieurement, Junner (1940) et Junner et al, 1942, les ont subdivisés en trois ensembles :  Le birimien inférieur à dominante sédimentaire ;  Le birimien supérieur à dominante volcanique ;  Et le tarkwaien constitué de matériel issu du démantèlement des deux ensembles sous –jacents, considéré comme discordant sur le birimien (kesse, 1986) ou bien comme partie intégrante du birimien (Bassot, 1963 ; Cahen et al, 1984). Hirdes et al, (1996), Hirdes et Davis (2002) proposent une subdivision des roches paléo protérozoïque du Craton Ouest Africain en deux Sous –Provinces affectées par le cycle Eburnéen :  Une Sous – Province Orientale, appelée birimien recouvrant le Ghana et les parties orientales de la Cote – D’ivoire et du Burkina- Faso avec des formations datées entre 2150 et 2190 Ma.  Une Sous –Province Occidentale plus jeune, nommée Bandamien comprenant le Centre et l’’Ouest de la cote – D’ivoire, l’Ouest du Burkina – Faso, la Guinée, le Mali, et le Sénégal, constituée de formations datées à 2100 Ma. Les relations lithologiques entre les unités volcanique et sédimentaire ont abouti à un modèle lithologique pour tout le birimien du Craton Ouest Africain. La compilation des résultats cartographiques obtenus dans les différents provinces birimiennes, a permis de retenir trois hypothèses lithologiques (Milési et al, 1989) :  L’unité volcanique s’est déposée sur les méta – sédiments dans le Birimien du Ghana (Junner, 1940, Bates, 1955), dans le Sillon de Fétékro en Cote – D’ivoire (Lemoine et al, 1985 ; Fabre et al, 1989) et dans la Boutonnière de Kédougou – Kéniéba (Milesi et al, 1986) ;  L’unité volcanique forme la base du birimien, sur laquelle se sont déposés les méta sédiments (Bassot, 1966 ; TAGINI, 1971 ; NGOM, 1985 ; DIOH, 1986 ; DIA, 1988 ; BERTRANT et al, 1989 ; DIALLO, 1994 ; NDIAYE, 1994 ; ABOUCHAMI, 1990) ;  Les unités volcanique et sédimentaire sont considérées comme des équivalents latéraux de faciès dans le Birimien du Ghana (Leube et al, 1990) (Temper, 1986 ; LEMOINE, 1988 ; BOHER et al, 1992) et le cycle Eburnéen affectant les terrains Birimien a été daté entre 2,12 et 2,07 Ga (Bassot et Vachette, 1984 ; Feybesse et al, 1989 ; ABOUCHAMI et al, 1996 ; GASQUET etal, 2003 ; PAWLIG et al, 2006 ; GUEYE et al, 2007).

 MODELE D’INTERPRETATION DES TERRAINS BIRIMIENS 

Deux modèles sont généralement discutés pour l’interprétation des terrains Birimiens à l’échelle du craton ouest africain. Le premier modèle considère les terrains Birimiens comme le résultat d’une accrétion des plateaux volcaniques où d’arcs insulaires à un complexe cratonique archéen (Abouchami et al. , 1990 ; Bohr et al. , 1992 ; Davis et al . , 1994 ; 2002 ; Pawlig et al. , 2006), alors que le second modèle suggère que les terrains Birimiens sont essentiellement le produit d’une tectonique transcurrente dans un domaine océanique qui produit une croute continentale par différentiation et / ou avec une participation possible d’un composant crustal archéen, mais sans aucune preuve claire d’ un évènement collisionel ( Bassot, 1987 ; Vidal et al . , 1996 ; Doumbia et al. , 1998 ; Pouclet et al. , 1996 ; Pouclet et al. , 2006). Ainsi sur la base des données géochronologiques (Hirdes et al. , 1996, Hirdes et al Davis, 2002), les formations Paléo – protérozoïque du domaine Baoulé – Mossi et de la boutonnière montrent une évolution diachronique à savoir : le birimien au sens strict daté entre 2150 et 2190 Ma et le Bandamien plus jeune daté à 2100Ma. De récentes études géochronologiques et isotopiques sur la boutonnière (Pawlig et al, 2006 ; Guèye et al, 2007) ne militent pas en faveur de ce modèle de diachronisme.