Histoire de la subsidence post-rift du bassin cÃ´tier mauritano-sÃ©nÃ©galo-guinÃ©en. Relation avec l'amincissement crustal pendant la pÃ©riode jurassique Ã CrÃ©tacÃ©

Journal of African Earth Sciences, Vol. 7, No. 2, pp. 345-359, 1988 0731-7247/88 $3.00 + 0.00 Printed in Great Britain Pergamon Press plc

Histoire de la subsidence post-rift du bassin c6tier mauritano-s6n6galo-guin6en. Relation avec l'amincissement

crustal pendant ia p6riode jurassique Cr6tac6 inf6rieur. Comparaison avec l'6volution des marges p6ri-atlantiques au

niveau de l'Atlantique Central et Equatorial (c6te est des U.S.A., Sud-Sahara, C6te d'Ivoire et Plateau du Demerara)

RENI~ FLICOTEAUX,* MARIE-VI~RONIQUE LATIL-BRUNt e t LIONEL MICHAUD~

* Laboratoire de G6ologie dynamique, tLaboratoire de G6ophysique, et :~Laboratoire de S6dimentologie--U.A. CNRS 132 "Etudes g6ologiques ouest-africaines",

Facult6 des Sciences et Techniques de Saint-J6r6me, 13397 Marseiile Cedex 13, France

(Received for publication 8 December 1986)

R~nm6---Le bassin c6tier mauritano-s6n6galo-guin6en comprend un domaine occidental subsident, s6par6 d'un domaine oriental stable par une zone de flexure. Les donn6es des forages p6troliers sont utilis6es pour 6tudier l'histoire de la subsidence post-rift de ces diff6rents domaines. Dans le domaine occidental, la subsidence post-rift comprend une premiere p6riode rapide pendant le Jurassique sup6rieur et le Cr6tacA inf6rieur, suivie d'une p6riode lente durant le Cr6tac6 sup6rieur et le C6nozoique. La p6riode de subsidence rapide correspond ~ la subsidence initiale et au d6but de la subsidence thermique, dans le module d'amincissement de la croOte par 6tirement; eUe pr6sente des acc616rations rapides ~ l 'Aptien et au C6nomanien. La p6riode de subsidence lente est toute enti~re situ6e dans la phase de retour ~ l'6quilibre thermique. Dans la zone de flexure et le domaine oriental, l 'amplitude et la dur6e de subsidence diminuent d'Ouest en Est, et les facteurs responsables de la subsidence observ6e varient. A partir de C6nomano-Turonien, la subsidence cesse gradueUement duns tout le bassin, et une progradation de la plate-forme continentale se d6veloppe dans la partie externe du domaine occidental. Les lacunes du Cr6tac6 sup6rieur et du C6nozoique de ce domaine peuvent alors s'expliquer par le jeu simultan6 des mouvements gravitaires sur la pente continentale et de i'abaissement eustatique du niveau de l'oc~an. L'analyse des donn6es gravim6triques d6j/~ publi6es montre une corr61ation 6troite entre l'amincissement crustal du domaine occidental et de l'Ouest de la zone de flexure, et l'amplitude de la subsidence rapide. Une comparaison avec les marges p6ri-atlantiques du reste de l'Atlantique Central, en particulier les marges conjugu6es de la Fosse de Caroline et du Blake Plateau, souligne l'extr6me g6n6ralit6 de la structure et des relations observ6es dans le bassin mauritano-s6n6galo-guin6en. Seul varie, en d6finitive, l'~ge auquel se produit le passage de la subsidence rapide ~t la subsidence lente. Cet Age est entre 140 et 115 Ma sur la marge continentale atlantique des Etats-Unis et entre 95 et 90 Ma sur la marge s6n6galaise. L'un des facteurs envisag6s pour expliquer les acc616rations de l 'Aptien et du C6nomanien, avant le ralentissement c6nomano-turonien de la subsidence du bassin c6tier mauritano-s6n6galo-guin6en, est l'ouverture de l'Atlantique Equatorial. Cette ouverture aurait pu modifier l'(~tirement crustal et le retour ~ l'6quilibre thermique de la r6gion, hypoth6se sugg6r6e par des comparaisons avec la subsidence du Plateau du De~erara et du bassin off-shore de C6te d'Ivoire.

Abstract--The coastal mauritano-senegalo-guinean basin is made up of a western subsiding domain separated from an eastern stable domain by an hinge zone. Data from petroleum wells were used to study the post-rift subsidence history of these different domains. In the western domain, the post-rift subsidence comprises an earlier rapid period during the Upper Jurassic and the Lower Cretaceous followed by a later slow period during the Upper Cretaceous and the Cainozoic. The rapid subsidence period corresponds to the initial subsidence and the commencement of thermal subsidence, in the model of crustal thinning by extension; it presents rapid accelerations in the Aptian and the Cenomanian. The period of slow subsidence is entirely of thermal origin. In the hinge zone and the eastern domain, the amplitude and the duration of subsidence diminish from the West to the East with variable subsidence factors. As from the Cenomano-Turonian, there was a gradual cessation of subsidence in the whole basin with the development of a platform outbuilding across the outer part of the western domain. Upper Cretaceous and Cainozoic hiatus and unconformity in this domain could be due to the simultaneous gravitationed movements along the continental slope and the eustatic fall of the sea level. Gravimetric data already published show a close correlation between the crustal thinning of the western domain and west of the hinge zone, and the amplitude of the rapid subsidence. Comparison with the peri-Atlantic margins of the rest of the Central Atlantic, particularly the conjugated margins of the Carolina Trough and the Blake Plateau, emphasizes the generality of the structure and the observed relations in the mauritano-senegalo-guinean basin. Finally, the age of the transition from the rapid subsidence to the slow subsidence is the one variable factor. This age is between 140 and 115 Ma on the U.S. Atlantic-continental margin, but between 95 and 90 Ma on the Senegalese margin. A possible cause for the Aptian and Cenomanian accelerations, before the Cenomanian- Turonian low subsidence of the coastal mauritano-senegalo-guinean basin, is the opening of the Equatorial Atlantic, This opening could have modified the crustal extension and the return to thermal equilibrium of the region, a suggested hypothesis by the comparisons with the subsidence of the Demerara Plateau and the off-shore basin of Ivory Coast.

345

346 R. FLICOTEAUX, M.-V. LATIL-BRUN et L. MICHAUD

INTRODUCTION

LE BASSIN c6tier mauritano-sEnEgalo-guin6en, encore appelE bassin du SEn6gal (de Spengler et al. 1966), s'Etend du Cap Blanc au Cap Verga le long de la marge ouest de l'Afrique, dans le secteur de l'Atlantique Cen- tral et aux confins de l'Atlantique Equatorial. D'une superficie approximative de 350.000 km 2, il comprend une partie EmergEe couvrant l'Ouest de la Mauritanie, la majeure partie du SEnEgal, la Gambie et la moitiE occidentale de la Guin6e-Bissau; ce bassin se prolonge sous l'Atlantique par une plate-forme continentale largement ouverte au Sud du Cap-Vert, en direction du Plateau de Guin6e.

Ce bassin (Fig. 1) est constitu6 d'assises s6dimentaires mEso-c6nozoiques discordantes au Nord sur le PrEcam- brien de la dorsale REguibat, h l'Est sur la chaine panafricaine et hercynienne des Mauritanides et au Sud sur le Siluro-D6vonien du bassin BovE (Dillon et Sougy 1974, LEcorch6 et al. 1983, Villeneuve et Da Rocha Araujo 1984). Les assises sEdimentaires n'affleurent pratiquement pas, except6 dans la vallEe du S6n6gal et la region du Cap-Vert; elles sont, en effet, transforrn6es leur partie sup6rieure en un vaste manteau d'alt6rites dEnommE Continental Terminal ou recouvertes de calcaires lacustres et de sables 6oliens, quaternaires (Tes- sier et al. 1975, Flicoteaux et M6dus 1980, Lappartient 1985). Le bassin du S6nEgal est donc surtout connu gr~ce aux forages p6troliers et aux travaux gEophysiques qui ont mis en 6vidence deux domaines, l'un oriental et l'autre occidental, sEparEs par une flexure.

Le domaine oriental est situ~ ~ l'Est du mEridien 15°30'W. Son socle, faiblement inclin6 vers l'Ouest, est form6 de granites, gneiss et schistes m6tamorphiques, prEcambriens h cambriens, passant dans la partie m6ridionale h des shales du DEvonien; il est recouvert par quelques centaines de m~tres de roches dEtritiques du CrEtacE sup6rieur et marno-calcaires du Tertiaire inf6rieur (Castelain 1965, de Spengler et al. 1966, Liger 1980, Michaud 1984). Sur la carte de l'effet gravimE- trique de la couverture m6so-cEnozoique, au Sud du parall61e 16°N (Fig. 2, d'apr~s Ponsard 1985), ce domaine est caractErisE par des isanomales largement espacEes dont la valeur croit progressivement d'Est en Ouest.

La zone de flexure est comprise entre 15°30'W et 16°30'W. Son socle cristallin et m6tamorphique plonge verse l'Ouest avec un pendage croissant pour dEpasser 4000 m de profondeur au-delh de Diourbel vers l'Ouest. I1 est affectE par divers accidents parall~les h la flexure et reportEs sur les coupes d'Aym6 (1965), de Spengler et al. (1966) et Liger (1980), traverse par des venues effusives ou intrusives mises en relation avec l'ouverture de l'At- lantique (Liger et Roussel 1979) et recouvert par une succession de roches d6tritiques debutant de plus en plus rEcemment en allant vers l'Est: Jurassique supErieur puis Cr6tacE inf6rieur (Castelain 1965, de Spengler et al. 1966, Flicoteaux-Dupin in Michaud 1984). Le trac6 de la flexure est visible sur de nombreux documents gEo- physiques comme la carte des r6sistivit6s apparentes AB

[ - - '~ , ~ 2 Irt::~'~"7~ 3 [ l 4

Fig. 1. Cadre structural du bassin cbtier mauritano-s6n6galo-guin6en. Socle pr6cambrien (1); couverture prot6rozoique sup6rieur (1000 Ma) et pal6ozoique (2); cha~ne panafricaine et hercynienne (3), couverture

m6so-c6nozoique (4).

= 6000 m de Mathiez et Huot (1966), la carte gravim6- trique de Ponsard (Fig. 2) off son emplacement est soulign6 par un gradient d'isanomales plus serr6es correspondant ~ l'augmentation rapide d'6paisseur de la couverture et enfin des profils de prospection tellurique (Ritz et Flicoteaux 1985).

Le domaine occidental s'6tend ~ l'Ouest du m6ridien 16°30'W, jusqu'h ~ la pente continentale. Son socle n'a jamais 6t6 atteint; il est enfoui sous une couverture d6passant 8000 m d'6paisseur cumul6e, reconnue de l'Oxfordien ~t l'Actuel (Castelain 1965, Carte tectonique internationale de l'Afrique, A.S.G.A.-Unesco 1968, Bellion et Guiraud 1982). Ce domaine est caract6ris6 dans le secteur du Cap-Vert par des failles d6coupant des blocs interpr6t6s en horsts et grabens (de Spengler et al. 1966) associ6s ~ un volcanisme d'hge mioc6ne moyen

quaternaire (Cantagrel et al. 1976) et sur la plate- forme, au large de la Casamance et de la Guin6e-Bissau, par des d6mes de sel (Aym6 1965), l'hge des niveaux salif~res 6tant liasique ou triasique (Templeton 1971). Sur la carte gravim6trique de la Fig. 2, deux minima bien individualis6s h -55 mgal soulignent l'ombilic s6dimen- taire correspondant ~ ce domaine occidental, l'un au Nord du Cap-Vert et l'autre h l'Ouest du Cap Roxo.

On se propose de pr6senter, dans ce qui suit, les traits principaux de l'histoire de la subsidence post-rift du bassin du S6nEgal, puis de montrer leurs relations avec la structure profonde des diff6rents domaines de ce bassin. Des comparaisons avec d'autres secteurs des marges de l'Atlantique Central, en particulier le secteur conjuguE de la fosse de Caroline et du bassin du Blake Plateau, permettent de mettre en 6vidence les traits et les relations qui ont un caract~re gEn6ral. Elles soulignent

Histoire de la subsidence post-rift du bassin c6tier mauritano-srnrgalo-guinren 347

~ " Dbmes de sel o ~ S l s o b a t h e s - 2 0 0 m et - 2 0 0 0 m . ~ Bordu re o r i en ta le du bass in m e s o - c e n o z o i q u e

"15~----. Ef fe t g rav ime t r ique des f o r m a t i o n s meso-cenozoi'ques ca lcu le pour un con t ras te de dens i te de - 0 . 2 0 g / c m 3

( ~ Anoma l i e de Bouguer cor r igee de l e f fe t g r a v i m e t r i q u e des fo rmat ions meso -cenozo iques ~ Pro t i l s gra-

v ime t r i ques • Forages ( B r l : M 'Bour ; GV1 : C a p - V e r t 1 ; DI1 : D iourbe l ; D s l : Nd ias ; Kb l : Ko lobane ; K f l :Ka foun t i ne ;

Kr F1 : Ko rko l ; Nd 1 : Ndo tane ; Ni F1 : N d i o d o r i ; R t l : Retba; $ k l : Sa rakunda ; CM1 : Casamance M a r i t i m e t ; DKM 2 :

Dakar M a r i t i m e 2).

Fig. 2. Effet gravimrtrique des formations mrso-crnozoiques du bassin au Sud du parallrle 16°14 et anomalie de Bouguer (+80 mgal km -1) des secteurs du Cap-Vert et de la Casamance, carte d'apr/:s Ponsard (1985). Emplacement des profils

gravimrtriques Ae t B de la Fig. 6.

aussi les aspects originaux de cette histoire pour lesquels des tentatives d'explication sont proposres.

HISTOIRE DE LA SUBSIDENCE POST-RIFT DU BASSIN SENEGALAIS

Une quarantaine de forages implantrs dans les diffrr- ents domaines du bassin du Srnrgal, au Sud du parallrle 16°14, ont 6t6 6tudirs au cours des dernirres annres pour drterminer les vitesses d'accumulation des srdiments (Flicoteaux et al. 1983) et la subsidence de la croOte continentale sous le bassin (Brun 1983, Latil-Brun 1985).

Les divisions stratigraphiques adoptres au cours de cette 6tude ont 6t6 drfinies par Ly (1985) et Flicoteaux- Dupin (in Michaud 1984), /~ partir des zones inter- nationales de foraminifrres planctoniques (Stainforth et al. 1975) pour le Tertiaire ainsi qu'h partir des zones palynologiques de Jardin6 et Magloire (1967) pour le Crrtacr, en modifiant certaines attributions proposres grace aux observations de Peybernes (1982) pour les Orbitolines et de Michaud (1984) pour les Thomasinel- les. Ces divisions ont 6t6 drfinies pour quelques forages

puis 6tendues de proche en proche, grace aux corrrla- tions par diagraphies (Latil-Brun thrse en cours).

L'rpaisseur des drp6ts a pu alors 6tre mesurre sur les coupes stratigraphiques en vue de la construction des courbes d'accumulation totale des srdiments en fonction du temps, en adoptant l'rchelle de la Geological Society of America (Palmer 1983). Les courbes de subsidence ont ensuite 6t6 drduites des courbes d'accumulation selon la mrthode drcrite par Steckler et Watts (1978) dans l'hypothrse d'une compensation isostatique de type Airy avec l'aide d'un programme informatisr.

La profondeur du socle dans le domaine occidental a dO 6tre estimre pour dessiner les courbes relatives aux forages qui y sont implantrs; elle a 6t6 fix~e ~ 10.000 m compte tenu des donnres de la grophysique (Ritz et Flicoteaux 1985) et des forages (Bellion et Guiraud 1982, rapports de fin de forage) qui permettent de situer la base de l'Oxfordien entre 7500 et 8000 m dans l'ombilic srdimentaire, mais aussi compte tenu des corrr- lations avec la rrgion de Puerto-Cansado 1 (bassin de Tarfaya-Aaiun). Dans cette rrgion, la srrie srdimentaire (Viotti 1965) et la structure profonde (Ranke et al. 1982), trrs semblables ~ celles du domaine occidental srnrgalais, laissent supposer encore 2 ~ 3000 m de srdiments sous rOxfordien.

348

0km

R. FLICOTEAUX, M.-V. LATIL-BRUN et L. MICHAUD

B r 1 C M 1

CRETACE 'CRETACE' CENOZO,QUE ' I CR~TAF. cE ~ = ¢ , , ' v ~ . , " a ¢ l . ¢ = , INF I sup I PALICOGENEINEoG.& CENOZOiQUE

2_ \ Courbe de subsidence 2'~ ~ Courbe de subsidence

3_ ~ 3 -

Courbe d'accumulation

4 _ - . , _ 4 _ I ~'--~ amplitude

de rerosion I Courbe d'accumulation

Okm

1(~0 50 0Ma 100 510 r Olda

D I 1 K f 1

C.ET.CE ,C.ET.CE, CENOZO'OOE '.0..' C.ET.OE ,N~ ,I SUR I PALEOGENEI I NEOG'(' O k m . ~ E PALE~CENOZOIQUEr

4-

Courbede subsidence


2 -

3 -

, ~ . I 5- 150 100 50 0 Ma

Courbe de subsidence


6 I I i I I 150 100 50 0Ma

Fig. 3. Courbes d'accumulation des s6diments et de la subsidence tectonique des forages M'Bour (Brl), Casamance Maritime 1 (CM1), Kafountine (Kfl) dans le domaine occidental et Diourbel (DI1) dans la partie occidentale de la flexure.

En s'appuyant sur l'ensemble des travaux dont on vient de faire 6tat, sur les diverses donnEes publiEes sur le bassin et sur celles de quelques forages typiques (Figs. 3, 4 et 5): Retba, Cap-Vert 1, Ndias, M'Bour, Kafountine et Casamance Maritime 1 dans le domaine occidental, Diourbel, Kolobane et Ndofane dans la zone de flexure, Ndiodori et Korkol dans le domaine oriental, on peut dEgager les principaux traits suivants:

Le taux d'accumulation des sediments dans le

domaine occidental est rapide (60-70 m Ma-1 pendant le Jurassique et le N6ocomien, il croit (80-90 m Ma -1) l'Aptien (119 Ma) avant de s'inflEchir (55-60 m Ma -x) l'Albien (113 Ma) puis d'acquErir une nouvelle et tr~s forte accElEration au CEnomanien (97,5 Ma) o4 il est de l'ordre de 115 ~t 125 m Ma-1. La valeur du taux d'accumulation diminue ensuite de faqon exponentielle du Turo- nien (91 Ma) h l'Actuel, pEriode au cours de laquelle il oscille entre 25 et 15 m Ma -1. Cette Evolution est

Histoire de la subsidence post-rift du bassin cEtier mauritano-sEnEgalo-guinEen 349

Okm

10

A _ C O U R B E S D ' A C C U M U L A T I O N

JoR. I cR~r^ce ICRET^CEI CSNOZOi'OUe SUR I ,NE ] S U R I PALE?GtC:NE INI~].OI

Kb~

\ ~ D,,

,;o ' 2o

',st Ok e= ¢ e

"z, E 1 &

o~

®

o

Br Duest

OMa

B . COURBES DE SUBSIDENCE

JUR. CRETAC¢ CRETACE CENOZOiQUE I

' I N ~ = Est

_ _ _ _ _ _ Kb,

Ouest ,~0 16o ~'o Ma

Fig. 4. Evolution des courbes d'accumulation (A) et des courbes de subsidence (B) des forages M'Bour (Brl), Diourbel (Dll), Ndofane (Ndl), Kolobane (Kbl), Ndiodori (NiF1) et Korkol (KrF1), le long d'une transversale ouest-est du bassin. La courbe d'accumulation de M'Bour est une courbe fictive off l'Epaisseur des sediments antE-barrEmiens a 6t6

artificiellement rajoutEe fi partir des donnEes de Ndias (Dsl).

entrecoupEe de brusques saccades de 150-400 m Ma -1 et de 40--50 m Ma -1 respectivement au Coniacien (88,5 Ma) et Maastrichtien (74,5 Ma).

L'effet conjoint de la charge sEdimentaire et des variations eustatiques du niveau ocEanique reprEsente 70% de l'affaissement du substratum du domaine occidental depuis l'ouverture de l'Atlantique Central (Figs. 3 et 4). Les 30% restant constituent la subsidence proprement dite de la crofite continentale durant la mEme pEriode, soit 20% avant le CrEtacE (pendant 25/~ 64 Ma) et 10% pendant le CrEtacE et le CEnozoique rEunis (pendant 144 Ma). La subsidence prEsente comme l'accumulation des sediments une dEcroissance exponentielle. Cette dEcroissance se dessine des le debut du CrEtacE, la subsidence devenant pratiquement nulle

partir du Turonien (91 Ma). De IEgEres accElErations

de la subsidence se manifestent toutefois au passage BarrEmien-Aptien (119 Ma) puis au Coniacien (88,5 Ma).

La durEe et le taux de l'accumulation sEdimentaire diminuent le long d'une transversale ouest-est fi travers les trois domaines (Fig. 4A). U enest de m6me pour la subsidence de la crofite. La subsidence dEbute, en effet, entre le Jurassique supErieur et le NEocomien, dans la partie aval de la zone de flexure (rEgion de Diourbel, Fig. 4B), puis au NEocomien dans la partie amont de la flexure (rEgion de Kolobane, Fig. 4B), et seulement au CEnomano-Turonien ou h une pEriode plus rEcente dans le domaine oriental du bassin (hautes vallEes du Ferlo et du Saloum, Ndiodori et Korkol, Fig. 4B). Le debut de la subsidence est to ujours extr~mement brusque et rapide, la phase de ralentissement qui lui succSde prEsentant des

350 R. FLICOTEAOX, M.-V. LATIL-BRUN et L. MICHAUD

CV1,Dsl et Rtl

CRETAcE ~ CENOZOIQUE IN F PALEOGENE I BE

2-1 \ ~ "~ Rtl

3 -

Dsl

CVI

1~o ,~o .50 O~a

Fig. 5. Courbes d'accumulation des forages Cap-Vert 1 (CV1), Ndias (Dsl) et Retba (Rtl) montrant les lacunes de l'Aptien sup6rieur- C6nomanien inf6rieur, du Turonien et du Maastrichtien sup6rieur-

Pal6oc~ne basal.

taux comparables ~ ceux du domaine occidental, devenant pratiquement nuls en particulier h partir du Turo- nien.

La part de la charge s6dimentaire et des variations eustatiques du niveau oc6anique dans l'affaissement du substratum diminue 6galement le long de la transversale consid6r6e. A l'inverse, la part de la subsidence de la crofite s'accroit progressivement, passant ~ 50% dans la zone de flexure et h 70% dans le domaine oriental (Fig. 4B).

Des lacunes existent au sein de la s6rie s6dimentaire du bassin s6n6galais (Fig. 5) et sont accompagnEes de diverses manifestations g6odynamiques. Elles sont par- ticuli6rement fr6quentes dans le domaine occidental. Une lacune des termes compris entre l'Hauterivien (131 Ma) et le C6nomanien moyen (95 Ma) caract6rise par exemple, dans le secteur du Cap-Vert, les structures de Dakar Maritime et de Ndias, blocs limit6s en surface par des failles normales plus ou moins parall61es h la direction de la marge au Nord de Dakar. Elle est moins 6tendue h Ndias (Fig. 5) o/J elle est dat6e de l'Aptien sup6rieur (115 Ma) au C6nomanien moyen (95 Ma) qu'/~ Dakar Maritime 2 oil elle monte jusqu'au Coniacien (88,5 Ma), se confondant avec une lacune de la base du Cr6tac6 sup6rieur. Les lacunes de la base du Cr6tac6 sup6rieur (C6nomanien sup6rieur-Turonien et S6no- nien inf6rieur, entre 90 et 84 Ma) du Maastrichtien sup6rieur (70 Ma), et de la base du Tertiaire (66,4 Ma) ont un caract6re plus g6n6ral. Elles s'observent, en effet, non seulement dans la r6gion de la presqu'ile du Cap-Vert, mais aussi, semble-t-il, tout le long du rebord externe du plateau et sur le haut de la pente continentale

o3 elles ont 6t6 reconnues dans les forages (Bellion et Guiraud 1982, 1984). Ces lacunes sont li6es ~ des discordances visibles sur les profils sismiques (Lehner et De Ruiter 1977, Marinho 1985), h des 6paississements rapides de la partie discordante ainsi qu'~ l'apparition de faunes typiques d'un environnement bathyal et de facies t6moignant de glissements le long d'une pente. Une lacune entre Pal6og~ne et N6og~ne est connue dans tout le bassin (Flicoteaux et M6dus 1980). Elle est dat6e de l'Eoc~ne moyen-terminal (entre 52 et 36,6 Ma) au Miocene basal (entre 23,7 et 21,8 Ma) dans la partie actuellement 6merg6e (Ly 1985) o/~ elle a pu ~tre, ici et 1~, amplifi6e par l'6rosion. Elle se manifeste sur le plateau et la pente continentale par une s6rie condens6e ou r6siduelle (Gomez et Barusseau 1984, Dufaure, in litt. ), ~ caract~re tr~s local, coinc6e entre un prisme n6og~ne et une s6rie 6oc~ne dont elle est s6par6e par un r6flecteur sismique que Liger (1980), Guieu et Roussel (1984), Gomez et Barusseau (1984) rattachent ~ l'hor- izon D2 de Seibold et Hinz (1974). Les condensations et les non-d6p6ts du Pal~og~ne du Cap-Vert pr6c~dent l'6mersion g6n6ralis6e, l'alt6ration et l'6rosion de toute cette partie du S6n6gal occidental h partir du N6og6ne, 6mersion accompagn6e de manifestations volcaniques au Mioc6ne moyen h sup6rieur et au Quaternaire.

L'examen des faits pr6c6dents en fonction des facteurs pouvant influencer la subsidence d'une marge stable, l'6tude de la composition du remplissage s6dimentaire (Michaud 1984) et l'analyse des variations eustatiques du niveau ocEanique (Vail et al. 1977; Watts et Steckler 1979) permettent d'avancer quelques conclusions ou interpr6tations concernant l'histoire de la subsidence du bassin:

La subsidence de la croflte des marges stables comme celle du S6n6gal a fait l'objet de nombreux mod61es relatifs ~ son 6volution dans le temps, la plupart attribuant, jusqu'~ pr6sent, cette subsidence dite "tectonique" ~ l'extension d'une cro~te continentale normale, h la formation d'une crofite oc6anique nouvelle et aux effets thermiques qui en d6coulent (Sawyer 1985). Le mod61e extensionnel de McKenzie (1978) est le plus simple qui ait 6t6 propos6, diff6rentes variantes en ayant ensuite 6t6 tir6es. McKenzie consid~re l'effet de l'extension et de l'amincissement instantan6 d'une lithosphere continentale normale, dans l'hypoth6se de la compensation isostatique de type Airy, et d6crit deux phases de subsidence. La premi6re phase ou subsidence initiale accompagne l'extension et est rapide; elle est la r6ponse isostatique ~t l'amincissement de la croOte continentale 16g~re et ~ son remplacement par l'asth6nosph6re plus dense. La seconde phase ou subsidence thermique commence avec l'expansion oc6anique et dure un temps th6oriquement infini; eUe est le r6sultat du refroidisse- ment progressif de la lithosph6re. La crofite oc6anique la plus ancienne dat6e (Sheridan 1983) dans l'Atlantique central 6tant d'~ge callovien moyen (166 Ma), la subsidence cr6tac6e et c6nozoique du bassin du S6n6gal peut 6tre situ6e, toute enti6re, dans la phase de retour l'6quilibre thermique. La pr6sence de saccades brusques et rapides, ~ partir du Jurassique terminal et surtout

Histoire de la subsidence post-rift du bassin c6tier mauritano-s6n6galo-guin6en 351

pendant l'intervalle du N6ocomien au C6nomanien- Turonien (entre 138 et 88 Ma), dans l'6volution de la subsidence des forages de la zone de flexure et du domaine oriental (Fig. 4B), fait donc intervenir d'autres facteurs que la compensation isostatique et la contrac- tion due aux propri6t6s thermiques. On peut ainsi envis- ager l'introduction d'6changes lat6raux de chaleur durant la phase de subsidence thermique et/ou la rigidit6 de la lithosphere fl6chissant sous le poids des s6diments d6pos6s (Alvarez 1984). Compte-tenu de la p6riode de latence s6parant le d6but de l'expansion oc6anique du N6ocomien et surtout du C6nomano-Turonien, il est vraisemblable que la subsidence de la zone de flexure, mais encore plus celle du domaine oriental, est d'abord due h la flexuration sous le poids des s6diments accumul6s dans le domaine occidental. Cependant, partir du C6nomano-Turonien, la flexuration du soubassement cons6cutive h l'6tirement de la marge et au d6p6t de la charge s6dimentaire est consid6rablement ralentie. Le bassin c6tier du S6n6gal est alors parvenu au stade final de son 6volution et entre dans une longue p6riode de vieillissement.

La composition du cortege des min6raux h6rit6s refl~te l'6volution de la flexuration du bassin du S6n6gal telle qu'elle est envisag6e pour le Cr6tac6. L'abondance des fragments de roches et de min6raux primaires ou peu 6volu6s (feldspaths, micas, illite, chlorite) dans la s6dimentation d6tritique, du Barr6mien au C6nomanien (entre 124 et 91 Ma), peut 6tre interpr6t6e comme la cons6quence d'une 6rosion entretenue par le soul~ve- ment de l'arri~re-pays m6tamorphique. Ce dernier r6sulte, au moins en partie, de la flexuration de la p6riph6rie du bassinet se prolonge tant que cette flexuration fait sentir ses effets. L'apparition discrete des smec- tites au C6nomanien, suivie de leur d6veloppement g6n6ral au Turonien, constitue de la m~me faqon un argument en faveur d'un aplanissement du relief, tirant son origine de la diminution puis de l'arr6t de la flexuration.

L'enfouissement du soubassement du domaine oriental commence au C6nomanien-Turonien lorsqu'il y a coincidence entre la flexuration de la p6riph6rie du bassinet le maximum d'616vation eustatique du niveau oc6anique au Cr6tac6 sup6rieur. Ce maximum d'~16v- ation est dat6 localement du Turonien (91-88,5 Ma) d'apr~s des observations microplanctoniques in6dites de F. Flicoteaux-Dupin.

Les lacunes de la s6rie s6dimentaire r6sultent de processus parfois diff6rents dont les effets peuvent localement se superposer. La lacune du Cr6tac6 inf6rieur n'est bien individualis6e qu'~ Ndias (Fig. 5). A Dakar-Maritime (Fig. 2), elle peut avoir m~me origine, en effet, que la lacune de la base du Cr6tac6 sup6rieur ou bien avoir une origine dont les cons6quences sont mas- qu6es par la pr6sence de cette nouvelle lacune. Compte- tenu de son gLge et de la structure habituellement envisag6e pour le secteur (de Spengler et al. 1966, Bellion et Guiraud 1984), la lacune du Cr6tac6 inf6rieur de Ndias a vraisemblablement 6t6 cr66e par 6rosion. Cette lacune peut 6tre interpr6t6e comme le r6sultat

d'une r6gression au C6nomanien inf6rieur, d'une structuration de la marge comme ceUe qui vient d'etre d6crite au large d'El Jadida (Maroc) pendant le Barr6mo- Aptien (Groupe Cyamaz 1984, Ruellan et Auzende 1985), de glissements gravitaires affectant des s6diments reposant en discordance sur des structures pr6alable- ment form6es comme il peut s'en produire pendant la phase de subsidence thermique des marges passives lorsque l'interface entre s6diments et substratum est propice au cisaillement (Brune t al. 1985), ou d'une combinaison de ces divers m6canismes. La r6gression du C6nomanien inf6rieur pourrait 6tre mise en relation avec la variation eustatique du niveau oc6anique pro- pos6e par Vail et al. (1977) pour cette p6riode ou avec l'activit6 de la zone de fracture de Guin6e affectant les d6p6ts du Plateau de Guin6e, ce que sugg~re Marinho (1985). Cette activit6 pourrait 6galement avoir provoqu6 la structuration par faille de la marge du Cap-Vert. On doit cependant observer qu'il n'existe aucune manifestation reconnue d'instabilit6 le long de la marge ouest- africaine, dans le secteur interm6diaire de la Casa- mance.

Les lacunes par 6rosion de la base du Cr6tac6 sup6rieur et de la base du Tertiaire, celle qui est situ6e entre Pal6og~ne et N6og~ne, et les manifestations qui les accompagnent sont la cons6quence des brusques variations eustatiques reconnues le long de la marge ouest-africaine et des mouvements gravitaires qui ponctuent la progradation du rebord de la plate-forme continentale depuis le Cr6tac6 sup6rieur. Le ralentissement de la subsidence thermique et la d6c616ration de l'accroissement de la surcharge s6dimentaire depuis le C6nomano-Turonien favorisent, en effet, l'avanc6e du plateau continental vers le large suivant un m6canisme d6crit par Mougenot et al. (1982), Boillot (1983) pour diverses plates-formes des domaines m6diterran6ens et atlantiques. L'origine de ces lacunes est donc directe- ment li6e ~ l'histoire post-rift du bassin.

La lacune du N6og~ne et de la majeure partie du Quaternaire dans la r6gion de la presqu'ile du Cap-Vert d6pend probablement de la baisse g6n6rale du niveau des oc6ans depuis le Miocene. Cette baisse de niveau n'est cependant ni la seule ni m6me la principale cause de la lacune qui puisse 6tre envisag6e. Cette lacune s'accompagne en effet d'une 6rosion du Pal6og~ne et du sommet du Cr6tac6 relev6s en horst entre l'isthme du Cap-Vert et M'Bour. I1 en r6sulte une remont6e de la courbe de subsidence calcul6e ~ partir de la courbe d'accumulation (Fig. 3). Cette remont6e est la cons6- quence du bombement h grand rayon de courbure qui accompagne l'activit6 volcanique miocene et quaternaire (Cr6vola 1975). I1 s'agit lh d'une manifestation anorog6nique comme il en existe de nombreux exemples depuis 25 Ma dans les zones ant6rieurement affect6es par l'orogen~se pan-africaine, de part et d'autre du craton ouest-africain stable (Black et Girod 1970). Ce volcanisme p6ri-cratonique, surtout basaltique, pourrait aussi t6moigner de la permanence des ph6nom~nes ayant provoqu6 la r6ouverture de la suture appal- achienne sur cette marge du Gondwana.


RELATIONS ENTRE LA SUBSIDENCE ET LA STRUCTURE PROFONDE DU BASSIN

SENEGALAIS

La structure profonde du bassin s6n6galais est connue grace aux 6tudes g6ophysiques dont le bassin a fait rob jet. Elle est caract6ris6e par d'importantes variations lat6rales de la crofite mises en 6vidence ~ partir des lev6s gravim6triques du Bureau de Recherches P6troli~res (1955) et de la carte des anomalies de Bouguer pr6sent6e par Crenn et Rechenmann (1965). L'interpr6tation r6alis6e par Liger et Roussel (1979), Liger (1980), Rous- sel et Liger (1982) puis par Ponsard (1985) a utilis6, entre autres techniques, la mod61isation gravim6trique bidimensionnelle le long de profils perpendiculaires aux isanomales de la carte des anomalies gravim6triques, corrig6es de l'effet gravim6trique des formations m6so- c6nozoiques. Deux des profils int6ressent les domaines occidental et central du bassin (Figs 2 et 6). Le premier profil (Fig. 6A) a 6t6 6tudi6 par Liger. I1 est situ6 entre Diourbel et Dakar et est perpendiculaire au gradient NNE-SSW (1,5 mgal km -1) qui s'6tend parallblement la c6te depuis M'Bour, en direction de Saint-Louis, ainsi qu'h l'anomalie positive (+80 mgal) centr6e sur Dakar.

Le second profil (Fig. 6b) a 6t6 6tudi6 par Ponsard. I1 est situ6 entre Gassane et Banjul et est perpendiculaire au gradient NW-SE (1,2 mgal km -]) de Kaffrine ainsi qu'a ranomalie positive (+80 mgal) centr6e sur Banjul. Les mod61es gravim6triques interpr6tatifs traduisent dans les deux cas un amincissement crustal important vers l'Ouest (Fig. 6): le gradient c6tier NNE-SSW refl6te une remont6e du Moho qui se situerait ~ 12 km seulement sous Dakar; le gradient de Kaffrine refl6te une remont6e du Moho de 41 km h 34 km suivie d'une nouvelle remont6e h 26 km au droit de l'anomalie de Banjul. I1 est d'ailleurs probable que les remont6es du Moho ainsi calcul6es sont sous-estim6es, en raison de l'6paisseur et de la densit6 trop faibles attribu6es h la couverture s6dimentaire par les g6ophysiciens.

L'amincissement crustal le long des deux profils gravi- m6triques 6tudi6s coincide avec l'accroissement d'6pais- seur de la s6rie s6dimentaire dans les domaines central et occidental du bassin (Fig. 6), les 6paisseurs les plus faibles calcul6es pour la crofite se situant h l'aplomb des plus fortes accumulations s6dimentaires qui aient 6t6 estim6es. La coincidence observ6e entre les deux ph6no- m6nes semble g6n6rale dans le domaine occidental ~t l'exception du secteur compris entre M'Bour et Banjul, comme le sugg6re l'6troite superposition des anomalies gravim6triques de Banjul et du Cap-Vert avec l'effet gravim6trique maximum des formations m6so- c6nozoiques (Fig. 2). Cette coincidence concerne, d'ailleurs, principalement l'accroissement d'6paisseur de la partie de la s6rie s6dimentaire d6pos6e avant le C6no- manien (Fig. 6). Dans les secteurs h crofite normale comme dans les secteurs h crofite amincie, les courbes d'accumulation de la p6riode allant du C6nomano-Turo- nien h rActuel sont, en effet, identiques. I1 existe donc une liaison #troite entre l'amincissement crustal du domaine occidental et de la zone de flexure du bassinet la

Ds11CV1

~ . J I c I ~ . .

i.

D s l / B r l

km J I C I T M,

DI1

km J ~ O - Ma

it 5

0 .D.~. . .ou.=tL : A

F - " " - - , ~ ' - - t - + + + + + + + + + + -I- + -~ 20--I ~ + . - ~ - t - + . + + + + + + /

} + - b + + + - - I

Skl Ndl K b l

km J 0 C l T Ma 0 km J I C J TMa~m J [ ~ _ . Ma '

3

• ; ;J 5 J 6 7- 8- 9-

10- ,

• SARAKUNDA GASSANE 0 '[~':-~'":':< : " ~ ' " ' " " " ' " " ' " ' " ' " , " ' " " - ' " - " ' ~ ~ / " . . . . . . . . . . . . . . .

I + + + + + + + + + + + + ' + ~ + ~ ' + + " + ~ ' + t + t + + + + + + - I 10- / + + + + + + + + + + + + 4- + + + + + + + + 4 " 1 / + + - 4 - + + + 4 - + + + 4 - - I - + + - t - 4 - + + + 4 - 4 - + ' t

2 0 - 1 + + + + + + + + + 4 - + + + + 4 - + + + + + 4 - 4 - 1 k,,± + + + . 4 - + + 4- + + + + + + + 4- + 4- + 4- + + -I

3o_l- '~. .Eff. ._+ + 4 - - 4 - - I - + + + + + + + + q- + + + + + + 1 I . . . . . "L "~" + "t" + + + + + + + + 4- 4- "1

4o- 1 .o.o.""--+--++. ÷ +, +, +, 4-, +, ÷ I 50 -1 0 20 40kin krn I I

~ Bassir) meso-cenozolque ~ ' ~ CroOte conttnentale

Fig. 6. Structure profonde du bassin le long des profils A et B de la Fig. 2. L'6paisseur de la couverture, tir6e des travaux de Liger (1980) et Ponsard (1985), est sous-estimEe. Comparaison avec les courbes d'accumulation des forages Ndias et Cap-Vert (Dsl-CV1), Ndias et M'Bour (Dsl-Brl), Diourbel (DI1, Sarakunda (Skl), Ndofane (Ndl)

et Kolobane (Kbl).

subsidence ayant permis l'accumulation de la charge sEdimentaire pendant la pEriode ant~-c~nomanienne de l'histoire post-rift du bassin. Cette liaison est par- ticuli~rement visible dans le secteur du Cap-Vert et le long de la pente continentale entre le Cap-Vert et Saint- Louis d'une part, sous le plateau continental au large de la Gambie et de la Casamance d'autre part.

COMPARAISON AVEC LA MARGE DE LA COTE EST DES ETATS-UNIS

De nombreuses reconstitutions des positions relatives des continents africain et nord-am6ricain avant et apr~s l'ouverture de l'Atlantique Central ont 6t6 r6alis6es. Elles s'appuient sur la morphologie des deux marges et la bathym6trie de leurs pentes continentales (Bullard et al. 1965) auxquelles sont venues progressivement s'ajou- ter de nouvelles contraintes comme les lin6aments mag-


Fig. 7. Reconstruction de la position des continents africain et nord- am6ricain avant I'ouverture oc6anique, d'apr~s Roussel et Liger (1982). Cadre structural des forages de Ndofane (Ndl) et Georgia Embayment (GE 1). Baie de G6orgie (BG), Bassin d'Aaiun-Tarfaya (BAT); Bassin pal6ozoique de Boy6 (BB); Cape Fear (CF); Cap Hatteras (CH); Casamance (C); Fosse du Canyon de Baltimore (DCB); Fosse de Caroline (DC); D6troit de Floride (DF); Dorsale de L6o (DL); Dorsale R6guibat (DR); Fracture de Blake Spur (FBS); Fracture de Jacksonville (FJ); Blake Plateau (BP); Plate-forme de Caroline (PC); Plate-forme de Floride (PF); Rockelides (Ro);

Jacksonville (Ja); M'Bour (M'B); St-Louis du S6n6gal (SL).

n6tiques oc6aniques (Vogt 1973), la limite oc6anique des zones magn6tiques calmes bordant les continents (Hayes et Rabinowitz 1975), les zones de fractures transverses aux marges de part et d'autre de l'Atlantique (Le Pichon et Hayes 1971, Le Pichon et al. 1977) puis les anomalies magn6tiques positives de la pente continentale, associ6es aux d6mes de sel et aux zones de flexure du socle continental sous la marge (Klitgord et Behrendt 1979, Roussel et Liger 1982, Wissmann et Roeser 1982, Klitgord et al. 1983, Dillon et al. 1983). La reconstitution de Roussel et Liger (1982) pour la p6riode ant6-ouverture, celles de Klitgord et Behrendt (1979) et de Klitgord et al. (1983, Fig. 3A et B) pour les 6poques jurassique inf6rieur et jurassique sup6rieur font apparaitre une 6troite corr61ation entre le secteur de la marge ouest- africaine compris entre le Cap Blanc (Fig. 1) et le Cap Verga (Fig. 2) d'une part, le secteur de la marge est des Etats-Unis entre le Cap Hatteras et le d6troit de Floride d'autre part (Fig. 7).

Dans le cadre de ces reconstitutions, la partie de la marge s6n6galaise qui s'6tend au Nord de M'Bour jusqu'h St-Louis du S6n6gal et son prolongement mauritanien correspondraient h la fosse de Caroline et la partie de la plate-forme de Caroline qui, au Nord de Cape Fear, s'6tend sous le plateau continental et la plaine c6ti~re. La partie de la marge et du bassin s6n6galais qui s'6tend au Sud de M'Bour jusqu'au Cap Roxo (Fig. 2) correspondrait alors ~ la d6pression du Blake Plateau, entre les fractures de Blake Spur et de

Jacksonville, et ~ la partie du Georgia Embayment constitu6e par le plateau continental et la plaine c6ti~re entre Cape Fear et Jacksonville.

Les deux secteurs conjugu6s des marges ouest- africaine et est-am6ricaine ainsi d6finis pr6sentent de tr~s importantes analogies de structure profonde. On observe, en effet, c6t6 am6ricain, une zone de flexure de socle (Fig. 7) s6parant un domaine occidental ~ crofite continentale normale et ~ couverture s6dimentaire r6duite d'un domaine oriental ~ crofite amincie et couverture 6paisse. Ces trois domaines structuraux sont les sym6triques des trois domaines distingu6s du c6t6 s6n6galais. La principale diff6rence est que la flexure est sous le niveau de la mer c6t6 am6ricain, au-dessus c6t6 africain. Le trac6 de la zone de flexure est-am6ricaine est sym6trique de celui de la zone de flexure de la marge s6n6galo-mauritanienne, dans la partie comprise entre le Cap Hatteras et le point, au large de la G6orgie et de la Floride, o0 la flexure se situe h l'aplomb de l'isobathe 200 m (Fig. 7). Au Sud de ce point, le trac6 est d6cal6 vers l'Est par une succession de fractures parall~les h la fracture de Jacksonville (Klitgord et al. 1983).

Dans la partie de la marge est-am6ricaine qui, au Nord de la fracture de Blake Spur, constitue la fosse de Caroline et la plate-forme adjacente ~ l'Ouest, le trac6 de la flexure est parall~le h la fosse de Caroline et passe tr~s au large de la limite actuelle du plateau continental (Hutchinson et al. 1983).

Le domaine occidental, large de 150 h 200 km, est caract6ris6 par une s6rie s6dimentaire, 6paisse encore de 4000 ~ 5000 m dans la zone de flexure o0 la s6rie post-rift d6bute au Jurassique sup6rieur, mais de plus en plus r6duite en allant vers l'Ouest sous le plateau continental et la plaine c6ti~re oO elle mesure 1000 m e t d6bute seulement au Cr6tac6 sup6rieur. Sous ce domaine, le Moho qui 6tait ~t plus de 40 km sous les Appalaches, remonte h 37 km h la latitude de Cape Fear (Grow et Sheridan 1981, Dillon et al. Fig. 5, cet ouvrage).

Le domaine oriental situ6 h l'emplacement de la fosse de Caroline, sous la pente continentale actuelle, est large de 80 km et caract6ris6 par une s6rie s6dimentaire post-rift riche en carbonates et 6paisse de 11000 m, d6butant au Jurassique par des 6vaporites (Dillon et al.

1983). Ces 6vaporites donnent des d6mes de sel du c6t6 oc6an de la fosse. Sous le domaine oriental, le Moho remonte entre 21 et 23 km (Grow et Sheridan 1981, Dillon et al. Fig. 5, cet ouvrage).

On voit donc que l'organisation g6ologique et structurale profonde de la marge est-am6ricaine, ~ la hauteur de la fosse de Caroline, est tout h fait comparable ~ celle qui se d6gage des observations relatives ~ la marge conjugu6e s6n6galo-mauritanienne au Nord de M'Bour: parall61isme et proximit6 relative de la flexure et du rebord du plateau continental, maximum d'6paisseur des s6diments ~ l'aplomb de la pente continentale, pr6- sence de d6mes de sel li6s ~ des 6vaporites comme au large de la Mauritanie septentrionale (Wissmann et Roeser 1982), amincissement important de la crot~te.

Dans la partie de la marge est-am6ricaine qui, au Sud de la fracture de Blake Spur, constitue le Blake Plateau


et le Georgia Embayment adjacent, le trac6 de la flexure se rapproche de la limite de la plate-forme et du talus actuel. I1 passe ainsi tr6s h l'Ouest (jusqu'/~ 350 km) de l'escarpement qui marque la limite orientale du Blake Plateau et correspond au talus continental m6sozoique.

Le domaine occidental que d61imite la zone de flexure, large de 200 ~ 300 km, est caract6ris~ ~ l'Est par une s6rie 6paisse de 4000 m dans la r6gion m~me de la flexure of 1 la s6rie d6bute au Jurassique sup6rieur-Cr6tac6 inf6rieur mais de plus en plus r6duite en allant vers l'Ouest. La s6rie est constitu6e par des roches d6tritiques coup6es de carbonates au Jurassique et au Cr6tac6 inf6rieur. Cette s6rie ne d6passe pas 1000 /i 2000 m d'6paisseur sous la partie m6diane du plateau continental actuel oO elle d6bute au C6nomanien moyen ou au C6nomanien basal (Buffer et al. 1979). Sous ce domaine occidental, le Moho remonterait de 35 km tt 30 km en s'approchant de la flexure (Grow et Sheridan 1981, Dillon et al. Fig. 5, cet ouvrage).

Le domaine oriental est situ6 ~t l'emplacement du Blake Plateau et est large de 300 h 350 km. I1 est caract6ris6 par une s6rie s6dimentaire post-rift dont l'6paisseur varie de 9000 m h 14000 m (Klitgord et Behrendt 1979). Cette s6rie d6bute localement, au Jurassique, par du sel et des 6vaporites comme l'a r6v616 le forage Chevron Great Isaac, dans le Sud-Ouest des Bahamas (Dillon et al. 1979); elle est caract6ris6e par l'importance des carbonates au Jurassique et au Cr6tac6 inf6rieur. Sous ce domaine, le Moho remonte entre 33 et 28 km de profondeur (Grow et Sheridan 1981) et la crofite continentale est amincie. On voit ici encore que l'organisation g6ologique et structurale profonde est comparable h ce qui s'observe sur la marge s6n6galaise, au Sud de M'Bour: 61oignement relatif de la flexure et du rebord de la plate-forme m6sozoique, virgation de la flexure en direction du continent, maximum d'6paisseur sous la plate-forme m6sozoique, pr6sence probable d'6vaporites bien que plus r6duites, amincissement crustal moindre que dans la partie situ6e plus au Nord (Sawyer 1985).

Dans cette partie de la marge est-am6ricaine, la limite entre crofites continentale et oc6anique se situe actuellement au pied du Blake Escarpment. La reconstitution de la position de ce trait morphologique au moment de l'ouverture de l'Atlantique central a 6t6 tent6e par Sawyer (1985), dans le cadre du mod61e de McKenzie (1978). Cette reconstitution s'accorde avec l'ajustement des marges am6ricaine et africaine r6alis6 par Roussel et Liger (1982) et utilis6 dans la Fig. 7.

Les analogies entre le bassin du Blake Plateau et la marge s6n6galaise au Sud de M'Bour concernent 6gale- ment l'histoire de la subsidence post-rift et ses relations avec la structure profonde. Dans la zone de flexure du socle continental adj acente/~ l'Ouest au bassin du Blake Plateau, le forage COST GE-1 (Fig. 7) pr6sente par exemple une courbe d'accumulation totale des s6di- raents (Fig. 8, d'apr6s Scholle 1979) comparable h celle du forage de Ndofane (Ndl, Fig. 4) qui occupe une position structurale identique dans la zone de flexuration du socle adjacente/i la plate-forme casaman~aise au Sud

de M'Bour (Fig. 7). La courbe du COST GE-1 r6v61e cependant, pour une accumulation s6dimentaire de m6me amplitude, une 6volution diff6rente. Elle corn- porte, en effet, une phase rapide jusqu'/~ l'Aptien sup6rieur (115 Ma) suivie d'une phase plus lente jusqu'~ l'Actuel, coup6e d'un arr6t au C6nomanien (98 Ma) et de quelques saccades, notamment ~ l'Eoc6ne moyen- sup6rieur (entre 52 et 40 Ma).

Dans le bassin du Blake Plateau proprement dit, il n'existe pas de forages profonds. Cependant les relev6s effectu6s sur les coupes sismiques publi6es par Dillon et al. (1979) montrent 6galement une phase rapide ant6rieure au Barr6mo-Aptien ou au C6nomanien moyen, suivie d'une phase plus lente. L'6paisseur des s6diments d6pos6s pendant la phase rapide est 5 ~ 8 fois plus grande que celle travers6e par le COST GE-1. L'6paisseur des s6diments d6pos6s pendant la phase de ralentissement jusqu'au Campanien-Maestrichtien of~ d6bute le recul du talus, sous l'action des courants oc6aniques profonds (Buffer et al. 1979, Dillon et al. 1979, Paull et Dillon 1980), est par contre proche de l'6paisseur travers6e par le COST-GE-1.

II y a donc, dans cette pattie de la marge est-amdricaine comme dans la pattie m~ridionale de la marge sAndgalaise, coi'ncidence entre l'importance de l'amincissement crustal et le volume de sddiments ddposds pendant la phase d'accumulation rapide post-rift. Cette derni6re parait cependant cesser ~ une p6riode plus recul6e (115 Ma) que sur la marge s6n6galaise (90 Ma).

COMPARAISON AVEC LES AUTRES SECTEURS DES MARGES EST-AMERICAINE

ET OUEST-AFRICAINE

La division structurale en deux domaines: l'un crofite continentale normale et couverture s6dimentaire r6duite, l'autre h crofite amincie et couverture 6paisse, s6par6s par une zone de flexure, se retrouve, au Nord du Cap Hatteras, dans les secteurs de la marge est des Etats-Unis correspondant ~ la fosse du canyon de Balti- more et au bassin du Georges Bank (Grow et Sheridan 1981, Dillon et al. 1983, Sawyer 1985, Dillon et al. cet ouvrage). Elle se retrouve aussi, au Nord du Cap Blanc, dans les secteurs de la marge ouest-africaine correspondant aux bassins de Tarfaya-Aaiun et d'Agadir- Essaouira (Hinz et al. 1982), conjugu6s de la fosse du canyon de Baltimore et du bassin du Georges Bank. C'est 1~, semble-t-il, un caract6re g6n6ral des marges passives atlantiques. Seules paraissent varier la largeur de la croflte amincie par extension et r6paisseur de la s6rie s6dimentaire d6pos6e au cours de la subsidence post-rift.

Des forages plus nombreux que dans le bassin du Blake Plateau, en particulier dans les domaines ~ croflte amincie, ont permis de retracer l'histoire de la subsidence post-rift sur chaque marge (Watts et Steckler 1981, Ranke et al. 1982). Cette histoire comprend toujours une phase rapide suivie d'une phase lente


GEl et B 2 PC1 et 51-.~1

0 k m

1-

4-

5-

6-

JUR- I SUP I

I

CRErACe CaErACE[ C~NOZOTOUE ,NF SUP I PALEOaENEIN~ "~ I I

i

N d l

3 k m

10-

4 -

5 -

6 -

7 -

8 -

9 -

7 - 4 I I 10-

8 -4 I I 11 -

9 -4 I I 12 -

! | ! I 150 .100 50 0 M s

1 1 -

1 2 -

13

13-

14

JUR. CRETACE SUIP. I N E

CRETACE I CENOZOIOUE , SUP I "PALE OGENE INLOG(

PC1

5 1 - A 1

I I I !

150 I O0 50 0 Ma

Fig. 8. Courbe d'accumulation des forages Georgia Embayment (GE 1), COST-B 2, Puerto Cansado (PC1) et Spansah (51-A1).

qu'illustrent, par exemple, les courbes d'accumulation du COST B-2 (Figs 8 et 9) for6 darts la d6pression du canyon de Baltimore (d'apr~s les donn6es analytiques de Steckler et Watts 1978), du Spansah 51-A1 et de Puerto Cansado 1 (PC1) (Figs 8 et 9) for6s dans le domaine ~ croftte amincie du bassin de Tarfaya-Aaiun (d'apr~s les donn6es respectives de Arthur et al. 1979 et de Viotti 1965). Les courbes de ces forages confirment

&ES 7 : 2 - D

6galement qu'il y a toujours coincidence entre l'importance de la charge s6dimentaire d6pos6e pendant la phase d'accumulation post-rift et l'amincissement crustal sous-jacent. A titre de comparaison, les donn6es g6ophysiques de Grow et Sheridan (1981) indiquent une profondeur du Moho de 25 km sous le COST B-2 et les donn6es de Hinz et al. (1982) une profondeur du Moho de 22 ~ 30 km sous Spansah 51-A1.


/ _ L _ ;s- "~"

B-2

I r l . Ds~

L5 t Fig. 9. Carte de situation des forages Puerto Cansado (PC1) et Spansah (51-A1), Sud-Sahara; M'Bour (Brl), Ndias (Dsl) et Casamance Maritime 1 (CM 1), S6n6gal occidental; IVCO 3, offshore de C6te d'Ivoire; Galibi (GLO 1), Plateau de Demerara (Surinam); Georgia Embayment (GEl). Blake Plateau; COST B-2, Fosse du Canyon de Baltimore. Reconstruc-

tion de la position des continents africain et am6ricains au Campanien (80 Ma) d'apr6s Sclater et al, (1977).

En d6finitive, seule parait varier dans ces courbes la date h laquelle se produit le passage d'un taux d'accumulation rapide ~ un taux lent. Cette date est donc, elle aussi, l 'un des param6tres permettant de diff6rencier les secteurs 6tudi6s. Dans la fosse du canyon de Baltimore elle est comprise entre 140 et 130 Ma, dans les bassins de Tarfaya-Aaiun et du Blake Plateau entre 120 et 110 Ma, et dans le bassin du S6n6gal entre 95 et 90 Ma. Dans les diff6rents bassins, le passage d'un taux d'accumulation rapide ~ un taux lent correspond au ralentissement de la subsidence tectonique du substratum. La date du ralentissement est donc plus r6cente darts le Sud de l'Atlan- tique Central que dans le Nord, et h l 'Est qu'~ l'Ouest. Cette date plus r6cente peut r6sulter de la combinaison de plusieurs facteurs: (1) une ouverture oc6anique plus tardive dans la partie sud, (2) un 6tirement crustal plus pr6coce de la marge atlantique des Etats Unis, (3) une modification de l '6tirement crustal et du retour l'6quilibre thermique de la marge s6n6galaise post- ~rieurement ~ l 'ouverture oc6anique.

L'6tirement crustal plus pr6coce de la marge arian-

tique des Etats-Unis pourrait avoir 6t6 provoqu6 par l'apparition du rift continental originel tr6s ~ l 'Ouest de sa position au moment de l'ouverture. Ceci est sugg6r6 par la disposition des bassins ant6- et syn-rift, parall61es

la marge (Schlee 1980, Dillon e t a l . Fig. 1, cet ouvrage). En outre, le saut de l'axe d'expansion du rift vers l 'Est dans les premiers temps de l 'ouverture oc6anique, comme cela a 6t6 propos6 par Vogt (1973), Klitgord et Behrent (1979), pour rendre compte de la formation de l'anomalie de Blake Spur, peut avoir eu un effet sembla- ble ~ celui du d6placement d'Ouest en Est du rift continental originel.

La modification crustale affectant la marge ouest- africaine, au niveau du S6n6gal, pourrait ~tre li6e l 'ouverture de l 'Atlantique 6quatorial (Flicoteaux e t a l .

1983). Cette ouverture a eu lieu ~ la fin du Cr6tac6 inf6rieur (De Klasz et Jan Du ChSne 1978), au sommet de l'Albien (Forster 1978)o Elle se serait produite ~ la faveur d'une progression de l 'Atlantique Sud contem- poraine du jeu cisaillant de la zone de fracture de Guin6e qui a d6but6 au Barr6mien (Marinho 1985). Le lien

His to i r e de la subs idence pos t - r i f t du bass in c6 t ie r maur i t ano - s6n6ga lo -gu in6en 357

0km

1-

2 -

3 -

4 -

GL O1

CENOZO|QUE PALI~OGEN E INB

Courbe de subsidence

Courbe

,~o ~'o o~,

0km

IVCO 3

CRET.I CRETACE CENOZOI'QU E ,N~ I SUP p^LEOe~NEINr=O~ ~

s i d e n c e


100 50 0Ma

Fig. 10. Courbes d'accumulation et de subsidence des forages IVCO 3 de C6te d'Ivoire et Galibi (GLO 1) du Surinam.

en t r e la modi f i ca t ion crus ta le au S6n6gal e t l ' o u v e r t u r e de l ' A t l a n t i q u e 6qua to r i a l est sugg6r6 p a r la com- p a r a i s o n des cou rbes d ' a c c u m u l a t i o n et de subs idence du d o m a i n e occ iden ta l s6n6galais (Fig. 3) avec les cou rbes de Ga l ib i ( G L O - 1 ) for6 sur le P l a t e a u du D e m e r a r a (Su r inam) et d ' I V C O - 3 for6 dans le bass in o f f - shore de C6 te d ' I v o i r e (Figs 9 et 10). Les cou rbes des deux fo rages m o n t r e n t , en ef fe t , une phase r a p i d e suivie d ' u n passage ~ une phase l en te en t r e 92 et 84 M a , 6vo lu t ion tout -~-fa i t s imi la i re ~ cel le obse rv6e dans le d o m a i n e occ iden ta l s6n6galais . L a p h a s e r a p i d e cor res - p o n d r a i t c e p e n d a n t ici p lu t6 t h la subs idence ini t ia le ; e l le est m i e u x m a r q u 6 e ta I V C O - 3 qu 'h Ga l ib i off son d6bu t a pu 6tre affect6 p a r la p rox imi t6 de la zone de f rac tu re de Gu in6e . U n d6bu t de v6r i f icat ion de l ' h y p o t h 6 s e ainsi avanc6e est d ' a i l l eu r s fourni p a r les cou rbes d ' i s o s u b s i d e n c e au la rge de la C a s a m a n c e (Lat i l - B run , in6di t ) . E l les pas sen t d ' u n e d i rec t ion N W - S E en t r e B a r r 6 m i e n et A l b o - C 6 n o m a n i e n ~ N - S au Cr6tac6 sup6r ieur , c ' e s t -~-d i re d ' u n e d i r ec t ion parall61e aux failles t r a n s f o r m a n t e s de l ' A t l a n t i q u e 6qua to r i a l h une d i rec t ion parall61e ~ la do r sa l e de l ' A t l a n t i q u e Cen t ra l .

Remerciements--Nous sommes reconnaissants ~ la Compagnie Fran- qaise des P6troles et ~t la Soci6t6 Nationale Elf-Aquitaine de nous avoir autoris6s ~t 6tudier les forages de Casamance Maritime et de Kafoun- tine et d'avoir facilit6 nos recherches. Ces recherches ont 6t6 r6alis6es avec le support financier du Centre National de la Recherche Scientifi- que (CNRS-ATP GGO 1984). Elles ont ben6fici6 de l'aide de J. Berthon, A. Biard, P. Burollet, C. Chanut, Y. Micholet et, pour la partie informatique, des programmes de M. F. Brunet (Paris 6) et de F. Bessis, P. Y. Chenet (Division gfologie, IFP) que nous remercions.

REFERENCES

Alvarez, F. 1984. Etude de 1'6volution thermique des bassins s6dimen- taires form6s par extension. Cons6quences thermo-m~caniques du rifting. Application au graben Viking (Mer du Nord). Th~se 36me cycle. Univ. Paris 6, 1-99.

Arthur, M. A., von Rad, U., Cornford, C., McCoy, F. W. et Sarnt- hein, M. 1979. Evolution and sedimentary history of the Cape Bojador continental margin, Northwestern Africa. In: Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project (Edited by von Rad, U., Ryan, W. B. F. etal.), Vol. 47, pp. 773-816. Washington, D.C.

Aym6, J. M. 1965. The Senegal Salt basin. In: Salt Basins Around Africa, pp. 83-90. Inst. Petroleum ed., London.

Bellion, Y. et Guiraud, R. 1982. Les coupures (lacunes, discordances) dans la s6rie s6dimentaire post-pal6ozoique du bassin s6n6galais. In: 9dmeR~un. ann. Sci. Terre, Paris, p. 40. Soc. g6ol. Fr. ed., Paris.

Bellion, Y. et Guiraud, R. 1984. Coupes g6ologiques du bassin s6dimentaire s6n6galais. In : lOdme R~un. ann. Sci. Terre, Bordeaux, p. 42, Soc. g6ol. Fr. 6d., Paris.

Black, R. et Girod, M. 1970. Late Paleozoic to recent igneous activity in West Africa and its relationship to basement structure. In: African Magmatism and Tectonics (Edited by Clifford, T. N. and Gass, I. G.), pp. 185-201. Oliver & Boyd, Edinburgh.

Boillot, G. 1983. G~ologie des Marges Continentales, pp. 1-139. Masson, Paris.

Bureau de Recherches P6troli~res 1955. Etude g6ophysique par la m6thode gravim6trique du bassin s6dimentaire du S6n6gal. Rapp. in6d., Comp. g6n6r. G6ophys., Paris.

Brun, M. V. 1983. Etude de la subsidence tectonique du bassin s6n6galo-mauritanien (marge ouest-africaine). D.E.A. de G6ologie, pp. 1-42. Fac. Sci. Tech. St-J6r6me, Univ. Aix-Marseille III.

Brun, J.-P., Choukroune, P. et Faug6res, E. 1985. Les discontinuit6s significatives de l'amincissement crustal: application aux marges passives. Bull. Soc. gdol. Fr. 8, 1, (1) 139-144.

Buffer, R. T., Watkins, J. S. et Dillon, W. P. 1979. Geology of the offshore Southeast Georgia Embayment, U.S. Atlantic continental margin, based on multichannel seismic reflection profiles. In: Geological and Geophysical Investigations of Continental Margins (Edited by Watkins, J. S., Montadert, L. and Dickerson, P. W.). Am. Assoc. Petrol. Geol. Mere. 29, 11-25.

Bullard, E. C., Everett, J. E. et Smith, A. G. 1965. The fit of continents around the Atlantic. In: A Symposium on Continental Drift (Edited by Blackett, P. M. S., Bullard, E. C. and Runcorn, K. S.). Roy. Soc. London phil. Trans. 258, pp. 41-51.

Cantagrel, J. M., Lappartient, J. R. et Tessier, F. 1976. Nouvelles donn6es g6ochronologiques sur le volcanisme ouest-africain. Bull. Liaison Ass. sdn~gal. Et. Quatern. Aft., Dakar 37, 16-17.

Castelain, J. 1965. Aper~u stratigraphique et micropal6ontologique du bassin du S6n6gal: historique de la d6couverte pal6ontologique. M~m. Bur. Rech. g~ol. rain., Orldans, Fr. 32, 135-161.

Crenn, Y. et Rechenmann, J. 1965. Mesures gravim6triques et mag- n6tiques au S6n6gal et en Mauritanie occidentale. Cah. O.R.S.T.O.M., s~r. Gdophys., Bondy, Fr. 6, 1-59, 1 carte h.-t.


Cr6vola, G. 1975. Le volcanisme tertiaire et quaternaire de la presqu'ile du Cap-Vert. Bull. Liaison Ass. Avanc. Sci. nat. S~ndgal, Dakar 49, 1%39.

Dillon, W. P. et Sougy, J. 1974. Geology of West Africa and Canary and Cape Verde Islands. In: The Oceans Basins and Margins (Edited by Nairn, A. E. M. and Stehli, F. G.), Vol. 2, pp. 315-390. Plenum, New York.

Dillon, W. P., Paull, C. K., Buffler, R. T. et Fail, J. P. 1979. Structure and development of the Southeast Georgia Embayment and North- ern Blake Plateau: Preliminary analysis. In: Geological and Geophysical Investigations of Continental Margins (Edited by Wat- kins, J. S., Montadert, L. and Dickerson, P. W.). Am. Assoc. Petrol. Geol. Mem. Vol. 29, pp. 27-41.

Dillon, W. P., Popenoe, P., Grow, J. A., Klitgord, K. D., Swift, B. A., Paull, C. K. et Cashman, K. V. 1983. Growth faulting and salt diapirism; their relationship and control in the Carolina Trough, eastern North America. In: Studies in Continental Margin Geology (Edited by Watkins, J. S. and Drake, C. L.). Am. Assoc. Petrol. Geol. Mere. Vol, 34, pp. 21-46.

Flicoteaux, R., Flicoteaux-Dupin, F. et Michaud, L, 1983. La subsidence de la marge continentale srnrgalaise du Mrsozoique h l'Ac- tuel. Comparaison avec la marge marocaine et 6burnrenne et les marges conjugu~es nord et sud-amrricaines. In: Bassins s~dimentaires en Afrique, Rdsumd des Communications. Srance sprc. soc. grol. Fr., Marseille, 7-8 mars (Edit6 par Conrad, G.). Tray. Lab. Sci. Terre St-Jdr~me, Marseille, Fr., B, 25, pp. 37-38.

Flicoteaux, R. et Mrdus, J. 1980. Existence d'une lacune entre les termes marins du Palrog~ne et du Nrog~ne du Srnrgal mrridional drmontrre par les microfaunes et les microflores. 66me Coll. afric. Micropalront., Tunis, 1974. Ann. Min. G~ol., Tunis 28, 193-257.

Forster, R. 1978. Evidence for an open seaway between northern and southern proto-Atlantic in Albian times. Nature, Lond. 272, 158- 159.

Geological Society of America 1983. The Decade of North American Geology, 1983 geologic time scale, Palmer, Co. Geol., U.S.A. 11, (9) 503-504.

Gomez, R. et Barusseau, J. P. 1984. Disposition des formations post-6ocrnes de la marge continentale srnrgalaise. Bull. Soc. gdol. Ft., 7, 26, (6) 1107-1116.

Groupe Cyamaz 1984. Rrsultats prrliminaires de la campagne de plongres "Cyamaz" sur l'escarpement de Mazagan (El Jadida, Ouest du Maroc). Bull. Soc. gdol. Fr. 7, 26, (6) 1069-1075.

Grow, J. A. et Sheridan, R. E. 1981. Deep structure and evolution of the continental margin of the eastern United States. 26e Cong. grol. int., Coll. Geologic des marges continentales, Paris, 7-17 juill. 1980. Ocean. Acta, No. spec., 11-19.

Guieu, G. et Roussel, J. 1984. Une interprrtation des bassins crtiers ouest-africains ~ partir de l'histoire des drprts salifrres dans le cadre de l'ouverture de l'Atlantique. Bull Soc. gdol. Fr. 7, 26, (6) 114%1164.

Hayes, D. E. et Rabinowitz, P. D. 1975. Mesozoic magnetic lineations and the magnetic quiet zone off Northwest Africa. Earth andplanet. Sci, Lett. 28, 15-19.

Hinz, K., Dotsmann, H. et Fritsch, J. 1982. The continental margin of Morocco: seismic sequences, structural elements and geological developments. In: Geology of Northwest African Continental Mar- gin (Edited by Von Rad, U. et al.), pp. 34--60. Springer-Verlag, Heidelberg.

Hutchinson, D. A., Grow, J, A., Klitgord, K. D. and Swift, B. A. 1983. Deep structure and evolution of the Carolina Trough (Edited by Watkins, J. S. and Drake, C. L.). Am. Assoc. Petrol. Geol. Mere. 34, 129-152.

Jardin6, S. et Magloire, L. 1967. Palynologie et stratigraphie du Crrtac6 des bassins du Srnrgal et de C6te d'Ivoire. "Colloque international de Micropaleontologie', Dakar, 1964. Mdm. Bur. Rech. g~ol. rain., Orleans, Ft. 32, 187-245.

Klasz, I. de et Jan Du Chrne, R, 1978. Presence of Albian-Ceno- martian in South western Nigeria and its paleogeographic implications. C. R. S~ances, S.P.H.N., Gendve 13, (1) 10-15.

Klitgord, K. D. et Behrendt, J. C. 1979. Basin structure of the U.S. Atlantic margin. In: Geological and Geophysical Investigations of Continental Margins (Edited by Watkins, J. S., Montadert, L. and Dickerson, P. W.). Mem. Am. Assoc. Petrol. Geol. Mere. 29, 85-112.

Klitgord, K. D., Dillon, W. P. et Popenoe, P. 1983. Mesozoic tectonics of the Southeastern United States Coastal Plain and Continental Margin. In: Studies related to the Charleston, South Carolina, Earth- quake of 1886. Tectonics and Seismicity. Prof. Pap. U.S. geol. Surv., Washington, D.C. 1313-P, 1-15, 1 carte h.-t.

Lappartient, J. R. 1985. Le Continental terminal et ie Plristocrne ancien du bassin srnrgalo-mauritanien. Stratigraphie, srdimentation, diagenrse, alterations. Reconstitution des palrorivages au travers des cuirasses. Thrse Doct. Sci. Univ. Aix-Marseille III, 1-294.

Latil-Brun, M. V. 1985. Etude lithostratigraphique et de la subsidence de la Casamance maritime (Sud-Ouest du bassin srnrgalais). In: EUG III, Strasbourg, 1-4 avr. Terra cognita, Strasbourg, Fr. 5, 2-3, 258.

Lrcorchr, J.-P., Roussel, J., Sougy, J. et Guetat, Z. 1983. An interpretation of the Geology of the Mauritanides orogenic belt (West Africa) in the light of geophysical data. Geol, Soc. Am. Mere. 158, 131-147, 1 carte h.-t. coul.

Lehner, P. et De Ruiter, P. A. D. 1977. Structural history of Atlantic margin of Africa. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 61,961-981.

Le Pichon, X. et Hayes, D. E. 1971. Marginal offsets, fracture zones, and the early opening of the South Atlantic. J. Geophys. Res. 76, (26) 6283--6308.

Le Pichon, X., Sibuet, J.-C. et Francheteau, J. 1977. The fit of the continents around the North Atlantic Ocean. Tectonophysics, Amsterdam 38, 16%209.

Liger, J.-L. 1980. Structure profonde du bassin c6tier s6n~galo- mauritanien. Interpretation des donnres gravimrtriques et mag- n6tiques. Tray. Lab. Sci. Terre St-J~rOme, Marseille, Fr., B, 16, 1-158.

Liger, J.-L. et Roussel, J. 1979. Etude gravimrtrique du bassin c6tier profond du Srnrgal. Rev. Gdol. dyn. Gdogr. phys., Paris 21, (5) 419--427.

Ly, A. 1985. Le Tertiaire de Casamance (Srnrgal): biostratigraphie (Foraminifrres) et srdimentologie d'aprrs les donnres de subsurface. Thrse Sci. Univ. Aix-Marseille III, Marseille, Fr., 1-215.

McKenzie, D. 1978. Some remarks on the development of sedimentary basins. Earth and planet. Sci. Lett. 40, 25-32.

Marinho, M. 1985. Le plateau marginal de Guinre: transition entre Atlantique Central et Atlantique l~quatorial. Thrse 36me cycle, Univ. Paris 6, 1-183.

Mathiez, J.-P. et Huot, G. 1966. Prospection grophysique et recherches d'eaux souterraines. Exemples d'application en Afrique occidentale. Bassin du Srn~gal-Mauritanie. Comit~ inter-africain Etudes hydraul. Paris, 72-78.

Michaud, L. 1984. Les milieux de srdimentation crrtacrs du Srnrgal et leur 6volution diagrnrtique (Etude de subsurface). Thrse 36me cycle Univ. Aix-Marseille III, 1-285.

Mougenot, D., Boillot, G. et Renault, J.-P. 1982. Interprrtation des srquences sismiques d'une plate-forme progradante. 9dine R#un. ann. Sci. Terre, Paris, Soc. g~ol. Fr. dd., p. 456. Paris.

Palmer, A. R. (Compiler) 1983. Voir Geological Society of America. Paull, C. K. et Dillon, W. P. 1980. Structure, stratigraphy and geologic

history of Florida-Hatteras shelf and inner Blake Plateau. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 64, (3) 33%358.

Peybernes, B. 1982. Les orbitolinid6s crrtacrs d'Afrique: Essai de synthrse. Cah. Micropal., Paris 2, 13-28.

Ponsard, J.-F. 1985. La marge du craton ouest-africain du Srnrgal ~ la Sierra Leone: Interprrtation g6ophysique de la chaine panafricaine et des bassins Protrrozoique ~t l'Actuel. Tray. Lab. Sci. Terre St-J~rrme, Marseille, Ft. B, 25, 1-198.

Ranke, U., Rad, U. von et Wissmann, G. 1982. Stratigraphy, facies and tectonic Development of the on- and offshore Aaiun Tarfaya basin. A review. In: Geology of the Northwest African Continental Margin (Edited by Rad, U. yon et al.), pp. 86-105. Springer-Verlag, Berlin.

Ritz, M. et Flicoteaux, R. 1985. Interpr6tation d'une prospection tellurique effectufe sur un profil Est-Ouest /~ travers le bassin mrso-c6nozoique srnrgalais. Bull. Soc. g~ol. Ft. 8, 1, (6) 891-897.

Roussel, J. et Liger, J.-L. 1982. A review of deep structure and ocean-continent transition in the Senegal basin (West Africa). Tectonophysics, Amsterdam 91,183-211.

Ruellan, E. et Auzende, J.-M. 1985. Structure et 6volution du plateau sous-marin d'El Jadida (Mazagan, Ouest Maroc). Bull. Soc. g~ol. Ft., 8, 1,103-114.

Sawyer, D. S. 1985. Total tectonic subsidence: A parameter for distinguishing crust type at the U.S. atlantic continental margin. J. Geophys. Res. 90, B9, 7751-7769.

Schlee, J. S. 1980. A comparison of two Atlantic-type continental margins. Prof. Pap. U.S. geol. Surv., Washington, D.C. 1167, 1-21.

Scholle, P. A. 1979. Geological studies of the COST GE-1 Well, United States South Atlantic outer Continental shelf area. Circ. U.S. Geol. Surv., Washington, D.C. 800.

Sclater, G., Hellinger, S. et Tapscott, C. 1977. The paleobathymetry


of the Atlantic Ocean from the Jurassic to the Present. J. Geol. 85, (5), 509-552.

Seibold, E. et Hinz, K. 1974. Continental slope construction and destruction, West Africa. In: The Geology of Continental Margins (Edited by Burke, G. A. and Drake, C. L.), pp. 179-196. Springer- Verlag, Berlin.

Sheridan, R. 1983. Phenomena of pulsation tectonics related to the break-up of the eastern North American continental margin. In: lnit. Rep. Deep. Sea Drill. Proj., Washington, D. C. 76,877-909.

Spengler, A. de, Castelain, J. et Leroy, M. 1966. Le bassin secondaire tertiaire du S6n6gal. In: Bassins S~dimentaires du Littoral Africain, ldre Partie: Littoral Atlantique (Edited by Reyre, D.). Assoc. Serv. gdol. afr., Paris 80-94.

Stainforth, R. H., Lamb, J. L., Luterbacher, J., Beard, J. H. et Jeffords, A. M. 1975. Cainozoic planctonic foraminiferal zonation and characteristics of index forms. Univ. Kansas paleont. Contrib. 62, 1---425.

Steckler, M. S. et Watts, A. B. 1978. Subsidence of the Atlantic-type continental margin of New York. Earth planet. Sci. Lett. 41, 1-13.

Templeton, R. S. M. 1971. The geology of the continental margin between Dakar and Cape Palmas. In: The Geology of the East Atlantic Continental Margin (Edited by Delaney, F. M.), Vol. 70/16, pp. 43---60. Rep. Inst. geol. Sci., London.

Tessier, F., Flicoteaux, R., Lappartient, J.-R., Nahon, D. et Triat, J.-M. 1975. R6forme du concept de Continental Terminal dans les bassins c6tiers de l'Ouest africain. 96me Congr. int. S6dim. Nice, Fr., Th6me, 1, pp. 207-211.

Vail, P. R., Mitchum, R. M. Jr. et Thomson, S. III 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea-level. In: Seismic Stratigraphy

Applications to Hydrocarbon Exploration (Edited by Payton, C. E.). Am. Ass. Petrol. Geol. Mem. 26, pp. 49-212.

Villeneuve, M. et Da Rocha Araujo, P. R. 1984. La stratigraphie du bassin pal~ozoique de Guin6e (Afrique de l'Ouest). Bull. Soc. g~ol. Fr., 7, 26, (6) 1033.

Viotti, C. 1965. Microfaunes et microfaci6s du sondage Puerto Can- sado 1 (Maroc m6ridional, Province de Tarfaya). M~m. Bur. Rech. g~ol. min., Orleans, Fr. 32, 29--40.

Vogt, P. A. 1973. Early events in the opening of the North Atlantic. In: Implications of Continental Drift to the Earth Sciences (Edited by Tarling, D. H. and Runcorn, S. K.), Vol. 2, pp. 693-712. Academic Press, London.

Walcott, R. I. 1972. Gravity, flexure and the growth of sedimentary basins at a continental edge. Geol. Soc. Am. Bull. 83, 1845-1848.

Watts, A. B. et Ryan, W. B. F. 1976. Flexure of the lithosphere and continental margin basins. Tectonophysics, Amsterdam 30, 25-44.

Watts, A. B. et Steckler, M. S. 1979. Subsidence and eustacy at the continental margin of eastern North America. In: Deep Drillings Results in the Atlantic Ocean; Continental Margins and Palaeoenvi- ronments (Edited by Talwani, M., Hay, S. and Ryan, W. B. F.), Vol. 3, pp. 218-234. Maurice Ewing Ser., Proc. Symp.

Watts, A. B. et Steckler, M. S. 1981. Subsidence and tectonic of Atlantic type continental margins. 26e Congr. g6ol. int., Coll. G6ologie des marges continentales, Paris, 7-17 juill. 1980. Ocean. Acta, No. spec., lbp. 145-153.

Wissmann, G. et Roeser, H. A. 1982. A magnetic and holokinetic structural Pangea fit of Northwest Africa and North America. Geol. Jb., Hanover E, 23, 43-61.

Documents

Histoire de la subsidence post-rift du bassin cÃ´tier mauritano-sÃ©nÃ©galo-guinÃ©en. Relation avec l'amincissement crustal pendant la pÃ©riode jurassique Ã CrÃ©tacÃ©