La plaine de l’Ighazer s’inscrit dans le bassin sédimentaire des Iullemmeden, lequel repose sur les terrains précambriens constituant ses bordures méridionale et septentrionale. La première correspond au contact avec le bouclier nigérian, auquel se rattache notamment le plateau de Jos. La limite septentrionale est marquée par le bouclier touareg, formé des principaux massifs du Sahara central. Les dépôts sédimentaires du bassin des Iullemmeden, d’âge secondaire et tertiaire, y sont encadrés à l’ouest par l’Adrar des Ifoghas et à l’est par le massif de l’Aïr. Entre cette bordure septentrionale du bassin et le Hoggar s’intercalent localement des formations de la fin de l’ère primaire.

La plaine de l’Ighazer occupe la partie nord-est du bassin des Iullemmeden, à l’intérieur du sous-bassin du Timersoï. Elle est délimitée à l’est par les premiers reliefs du massif de l’Aïr, au nord par les terrains paléozoïques qui précèdent le Hoggar, et à l’ouest par le bassin du Tamesna, ou Ténéré du Tamesna, qui inclut la plaine de l’Azawagh, recouverte de sables quaternaires plus ou moins fixés. Au sud, au-delà des falaises de Tiguidit, s’étend la Tadarast, caractérisée par les formations gréseuses du Tegama, en partie recouvertes par des dunes fixées pendant la période du désert Ogolien.

La plaine est essentiellement constituée de dépôts argileux attribués au Jurassique et au Crétacé. Ces formations, imperméables et riches en sels minéraux, favorisent une accumulation temporaire des eaux de ruissellement durant les précipitations estivales, induisant le développement d’une végétation herbacée dense et saisonnière. La forte salinité des sols et des eaux de surface confère à la plaine une importance écologique et pastorale majeure : elle constitue une zone privilégiée où les troupeaux viennent chaque saison effectuer leur « cure salée », indispensable à l’équilibre physiologique du cheptel et, par extension, au bien-être des communautés pastorales de toute la sous-région.

Cadre géologique général

L’orogenèse panafricaine, correspondant à une série d’événements tectoniques liés à la formation du supercontinent Gondwana, est à l’origine de la structuration des grands reliefs actuels du continent africain. Ce vaste système orogénique, observable à travers toute l’Afrique et au-delà, s’est déroulé entre 750 et 550 millions d’années (Ma) et comprend deux grandes phases :

• La phase panafricaine précoce (750–660 Ma), marquée par d’importants épisodes de déformation et de métamorphisme des terranes, c’est-à-dire des fragments de croûte terrestre soudés à un continent, ainsi qu’un premier épisode de plutonisme.
• La phase panafricaine tardive (650–550 Ma), caractérisée par de grands mouvements horizontaux le long de zones de cisaillement orientées nord-sud, accompagnés d’un second épisode de plutonisme lié à la subduction des cratons.

C’est cette seconde phase qui nous intéresse plus particulièrement en Afrique de l’Ouest, car les effets géologiques dus à la collision entre le craton ouest-africain et le craton saharien ne deviennent réellement significatifs qu’à la fin de cette orogenèse, lors de la fermeture de l’océan Pharusien et de la formation des grands reliefs actuels (Liégeois et al., 1994). Cet océan séparait alors deux entités continentales avant de commencer à se refermer vers 730 Ma. Sa fermeture complète est intervenue aux alentours de 635 Ma, lors de la collision cratonique qui marque le début de l’orogenèse ouest-africaine. La zone de convergence entre les deux cratons correspond aujourd’hui à la ceinture transsaharienne, qui s’étend de l’Algérie au Bénin, en passant par l’est du Mali, la moitié ouest du Niger et la majeure partie du Nigeria (Leblanc, 2022). Cette convergence a provoqué une fuite tectonique générale vers le nord des terranes du bouclier touareg, entre 630 et 580 Ma (Liégeois, 2019), phénomène qui se décrit bien sur celles de l’Aïr.

Le bouclier Touareg

Cet ensemble de massifs du Sahara central est enchâssé entre deux cratons, parties très anciennes et stables de la lithosphère continentale : le craton ouest-africain, à l’ouest, et le méta-craton saharien, à l’est. Leur confrontation tectonique a provoqué le soulèvement de la roche cristalline primaire, donnant naissance au bouclier touareg. Cette même dynamique tectonique a également entraîné l’élévation des plateaux de roches primaires situés plus au sud, comme le plateau de Jos, qui appartient au bouclier nigérian. Ces événements se sont produits il y a environ 600 millions d’années (Ma) (Tillet, 1978). Ces deux boucliers cristallins, issus de l’orogenèse panafricaine, forment les bombements visibles du socle précambrien qui culminent à plus de 2000 mètres d’altitude dans le Sahara central.

Le bouclier touareg est constitué de roches précambriennes entourées de sédiments déposés depuis la fin de l’orogenèse panafricaine jusqu’au Quaternaire. Il constitue une composante essentielle de la ceinture transsaharienne, qui relie, du sud au nord, le bouclier nigérian à la ceinture alpine de l’Atlas maghrébin. Les plaines y sont en grande partie recouvertes par de vastes et épais bassins sédimentaires, dont le bassin des Iullemmeden, situé entre le bouclier touareg et le bouclier nigérian, et les bassins nord-sahariens, situés entre le bouclier touareg et l’Atlas maghrébin, riches en hydrocarbures (Liégeois, 2019). Dans la région qui nous intéresse, les derniers sédiments entourant l’Aïr sont les grès du Tegama, qui forment la falaise de Tiguidit surplombant notre plaine, elle-même comblée par des sédiments plus anciens du Trias et du Jurassique.

Le bouclier touareg, qui n’a pas toujours été émergé, a connu une importante phase de soulèvement à l’Éocène, vers 50 Ma, suivie d’une activité volcanique amorcée il y a environ 35 millions d’années. Les principaux massifs du Sahara central constituant le bouclier touareg sont l’Ahaggar, en Algérie, le Tassili n’Ajjer, en Algérie et en Libye, l’Adrar des Ifoghas, au Mali, et le massif de l’Aïr, au Niger. Ces massifs sont habités par les populations touarègues depuis au moins le début de l’ère commune dans les régions les plus septentrionales, et à partir du IVᵉ siècle de notre ère dans les zones plus méridionales. Les roches précambriennes de ces massifs servent de support à une grande partie des peintures et gravures rupestres sahariennes, témoins culturels majeurs produits sur une période s’étalant entre le VIᵉ millénaire avant notre ère et le premier millénaire de notre ère.

Le bassin des Iullemmeden

L’Ighazer se situe au cœur d’un vaste bassin sédimentaire qui s’étend du Sénégal jusqu’au Tchad. Le socle cristallin précambrien, formant une dépression de la croûte terrestre sur laquelle reposent les dépôts sédimentaires, est représenté par les massifs du Sahara central, l’Aïr à proximité de notre plaine. Au Niger, les géologues tels que Radier et Greigert furent parmi les premiers à nommer cet ensemble le « bassin des Iullemmeden », d’après la confédération touarègue occupant la partie centrale de ce bassin : l’Azawad, au Mali, et l’Azawagh, au Niger. Cette vaste dépression couvre la quasi-totalité de l’ouest du Niger, avec des extensions en Algérie, au Mali, au Bénin et au Nigeria. Le bassin est comblé par une épaisseur de 1 500 à 2 000 mètres de sédiments allant du Cambrien au Pléistocène, d’origine alternativement marine et continentale (Laouali Idi et al., 2021 ; Leblanc, 2022). Les formations carbonatées, argileuses et gréseuses alternées constituent aujourd’hui un vaste plateau dont les couches les plus résistantes ont été mises en relief par l’érosion (Bernus et al., 1999).

Le Paléozoïque, ou ère primaire, déformé au Carbonifère et à la fin du Permien (vers 300–250 Ma), constitue la partie basale de la série sédimentaire du bassin des Iullemmeden. Les formations de l’ère secondaire, Trias, Jurassique et Crétacé, sont essentiellement continentales, à dominante argilo-gréseuse, et atteignent une épaisseur de 700 à 800 mètres. Le Crétacé supérieur se distingue par la présence de séries marines argilo-calcaires du Cénomanien et du Turonien (jusqu’à 300 mètres), surmontées d’argiles, de grès, de marnes et de calcaires d’origine continentale ou marine datant du Sénonien (170 à 300 mètres).

La couverture tertiaire, bien visible dans le bassin des Iullemmeden, comprend successivement des calcaires et des argiles du Paléocène (20 à 50 mètres), datés d’environ 70 Ma, période correspondant à l’extinction des dinosaures. Elle est suivie par des argiles, des grès et des niveaux ferrugineux de l’Éocène inférieur à moyen (10 à 35 mètres), puis par les séries argilo-gréseuses du Continental Terminal.

La stratigraphie du bassin comprend ainsi six grands types de formations reposant sur le socle cristallin :

• les formations primaires : grès et argiles fluvio-deltaïques paléozoïques, du Silurien au Carbonifère, renfermant d’importantes minéralisations uranifères et affleurant en bordure occidentale de l’Aïr et dans le sous-bassin du Timersoï, dans les séries des grès d’Agadez et d’Izegouadane ;
• les formations du Continental Intercalaire : dépôts continentaux composés de grès, de sables et d’argiles, présents surtout à l’ouest et au sud-sud-est de l’Aïr ;
• les formations marines : six transgressions marines sont identifiées dans le bassin, composées de calcaires, d’argiles, de marnes et de niveaux phosphatés ;
• les formations du Continental Hamadien : dépôts détritiques issus de l’altération du socle cristallin ;
• les formations du Continental Terminal : dépôts continentaux postérieurs à l’Éocène moyen et antérieurs au Quaternaire, présents surtout au sud-ouest et à l’est du Niger ;
• les dépôts quaternaires : formations éoliennes et alluviales d’origine fluvio-lacustre, telles que les sables du Ténéré ou les dunes fixées de l’Azawagh et du Damergou.

Ces sédiments ne présentent pas une répartition homogène sur l’ensemble du bassin, la tectonique ayant modifié la linéarité de ce profil. Ainsi, certaines couches affleurent localement, en particulier les argiles de l’Ighazer dans la zone étudiée. Cette épaisse séquence, datée du Permien au Crétacé inférieur et composée de grès et de schistes, correspond à la série du Continental Intercalaire. Elle affleure dans la plaine de l’Ighazer et renferme des horizons riches en uranium et en cuivre, ainsi que des niveaux salins d’importance économique, visibles notamment à Azelik et à Tegidda n’Adrar.

La richesse géologique de cette partie du Niger explique la grande notoriété de la région : d’une part, l’exploitation de l’uranium depuis les années 1970 ; d’autre part, la découverte de nombreux fossiles de dinosaures, de requins et de crocodiliens, faisant du Niger l’un des hauts lieux de la paléontologie mondiale. Sa ressource saline a donné à la plaine une renommée culturelle de premier plan, qui accueille la plus grande transhumance d’Afrique de l’Ouest depuis plusieurs millénaires.

Deux sous-bassins constituent la partie septentrionale du bassin des Iullemmeden : le sous-bassin du Tamesna, situé principalement au Mali et en Algérie, et, à l’est, le sous-bassin du Timersoï, presque entièrement localisé au Niger, connu pour ses gisements d’uranium, de charbon et de cuivre. Ce dernier, également appelé sous-bassin de Talak-Tamesna, est traversé par la grande faille d’Arlit–In-Azaoua (Leblanc, 2022).

Le bassin du Lac Tchad

À la suite orientale du bassin des Iullemmeden se situe le bassin du lac Tchad, qui affleure dans notre région et en particulier dans l’Aïr. La principale caractéristique du bassin du lac Tchad réside dans l’endoréisme quasi total de ses réseaux hydrographiques : aucun des cours d’eau qui le traversent ne se jette dans la mer. Les eaux s’y accumulent dans une dépression fermée, formant une vaste retenue interne parfois qualifiée de « Méga-Lac Tchad ». Ce lac occupe, de manière plus ou moins étendue selon les périodes climatiques, une partie de la cuvette centrale du bassin, située principalement au Tchad et au Niger.

La partie occidentale du bassin, localisée surtout au Niger, comprend au nord le désert du Ténéré, dont la limite occidentale est marquée par le massif de l’Aïr. Ce désert se prolonge au sud-ouest vers le Damergou, englobant le petit massif de Termit. Dans cette région affleure une épaisse série gréseuse appartenant au Continental Intercalaire, la formation du Tegama, qui comprend plusieurs niveaux aquifères superposés. Cette formation fait ainsi la jonction entre nos deux bassins, en enveloppant la montagne bleue par le sud et l’est, et en s’insinuant même dans le massif de l’Aïr par le fossé de Tafidet.

Les dépôts du Cénomanien et du Turonien sont recouverts par une couche d’argiles atteignant parfois 200 à 250 mètres d’épaisseur. Le Sénonien, pour sa part, est représenté par les grès de Termit, dont l’épaisseur peut atteindre 350 mètres. Une lacune sédimentaire marque le Paléocène, tandis que l’ensemble géologique est surmonté par une série conglomératique composée d’argiles sableuses. Bien que les études hydrogéologiques détaillées demeurent rares dans cette région, il est admis que l’ensemble gréseux du Crétacé constitue une importante nappe phréatique continue, connue sous le nom de nappe de Termit-Tegama.

Enfin, le désert du Ténéré est aujourd’hui principalement recouvert de sables éoliens quaternaires, qui dissimulent la puissante série sédimentaire crétacée, épaisse de plus de 3000 mètres, reposant elle-même sur le socle précambrien panafricain hérité de l’orogenèse.

Géologique de la zone de l’Eghazer

Sur le plan géologique, le bassin du Timersoï correspond à une ramification septentrionale de la synéclise des Iullemmeden, vaste structure de plate-forme à substratum affaissé, comblée par une épaisse série de dépôts sédimentaires. Cette structure se prolonge vers le nord jusqu’en Algérie, où elle est connue sous le nom de synclinal de Tin Séririne. Elle est bordée à l’ouest par la dorsale d’In Guezzam et à l’est par le massif de l’Aïr. Les réajustements tectoniques successifs ont engendré une organisation en « touches de piano », compartimentant la bordure occidentale de l’Aïr en une succession de dorsales et de dépressions. On y distingue, d’ouest en est, les dorsales d’In Guezzam, d’In Allaren, d’Ibadanan, d’Afasto et de Takardaït (Konaté et al., 2007). L’épaisseur des dépôts sédimentaires dans le bassin du Timersoï est estimée entre 1000 et 1500 mètres (Pacquet, 1968), témoignant de son importance dans l’histoire géodynamique régionale.

Stratigraphiquement, la région d’Agadez, prise en étau entre le socle cristallin de l’Aïr et les formations marines cénomaniennes, est structurée par trois grandes séries continentales qui organisent les unités morphologiques régionales. De haut en bas, on distingue les grès et argiles du Tégama sur le plateau de la Tadarast, les argiles rouges de l’Irhazer, puis les grès d’Agadez affleurant sur les piémonts et contreforts de l’Aïr. Les grès d’Agadez sont généralement attribués au Jurassique, tandis que les argiles de l’Irhazer relèvent du Crétacé inférieur ; les grès d’Assaouas et la base des argiles de l’Irhazer se situeraient à la limite Jurassique–Crétacé (Afane 2015).

Les recherches géologiques menées dans la zone pastorale de l’Eghazer s’inscrivent dans une longue tradition de prospection saharienne et minéralogique, incluant les travaux de Joulia (1959), Imreh et Nicoli (1962), Greigert et Pougnet (1967) ainsi que les campagnes du Commissariat à l’Énergie Atomique (CEA, 1978), qui ont produit cartes et interprétations structurales.

Les principales formations de l’Eghazer datent du Crétacé inférieur et appartiennent au système du Continental intercalaire (Kilian 1931). Ces faciès alternent grès et argiles disposés en couches à pendage général NE–SW, constituant un ensemble de plateaux et de dépressions organisé en relief de cuesta autour du massif de l’Aïr. D’après Joulia (1963), Greigert (1966) et Greigert & Pougnet (1967), la région comprend plusieurs unités lithostratigraphiques majeures.

Le groupe des grès d’Agadez, d’âge jurassique, repose en discordance sur la série d’Izeguedane du Continental inférieur. Il est composé d’arkoses, de grès calcaires, de grès grossiers, de conglomérats et de niveaux à galets, localement recouverts de sables clairs. Plusieurs formations y sont distinguées (Joulia, 1963) : la série de Telwa (Telwa I, II et III), dont les développements varient spatialement selon un emboîtement progressif du sud vers le nord ; la formation de Tchirozérine (100 à 150 m d’épaisseur), constituée de grès feldspathiques grossiers à hétérogranularité marquée et contenant localement des bois silicifiés ; l’Abinky, dominée par des analcimolites de teinte brun-rouge à ocre jaune ; et les conglomérats d’Alarcess.

Un réseau de failles nord–sud compartimente localement les grès d’Agadez, notamment dans les secteurs d’Asawas et de Tegidda n’Adrar, où des blocs surélevés affleurent en promontoires structuraux. Les grès d’Asawas constituent la partie supérieure du groupe et assurent la transition progressive vers les formations argileuses de l’Eghazer (CEA, 1978).

La série des argiles de l’Eghazer, attribuée au Crétacé inférieur, correspond à une phase de sédimentation fine d’origine lacustre ou palustre dans un bassin fermé entouré de reliefs forestiers (Greigert 1966). Pour Chudeau (1909), ces argiles représenteraient un remplissage lacustre récent d’une vallée creusée dans les grès du Tegama. Elles s’étendent bien au-delà des grès d’Agadez qu’elles recouvrent en discordance (Joulia 1937), formant une vaste plaine de regs sombres et d’épandages argileux contrastant fortement avec les reliefs gréseux environnants. Leur limite occidentale se raccorde aux grès du Tegama par la cuesta de Tiguidit.

Le groupe du Tegama, d’origine continentale, présente une succession de faciès superposés : grès grossiers, grès fins argileux et argiles gréseuses (Greigert & Pougnet, 1967). Son épaisseur décroît d’est en ouest, passant d’environ 700 m au nord du Damergou à 300 m au sud d’In Gall. Dans la région d’In Gall, ces grès sont localement surmontés d’argiles à nodules ferrugineux et manganésifères, ainsi que de cuirasses ferrugineuses épaisses interprétées comme récentes ou tertiaires (CEA, 1978). On y observe également des bois silicifiés de grande taille, témoignant d’anciens environnements forestiers. La cuesta de Tiguidit constitue l’expression morphologique majeure de ce groupe, marquant une limite nette entre la dépression argileuse de l’Eghazer et les plateaux gréseux de la Tadarast.

Une plaine et sa montagne

La plaine de l’Ighazer apparaît comme le produit d’une histoire géologique longue, résultant de l’articulation entre la structuration du socle précambrien, le remplissage sédimentaire du bassin des Iullemmeden et les remaniements tectoniques et climatiques plus récents. Les formations du Continental Intercalaire, aujourd’hui largement visibles dans la région, ont été progressivement mises à nu par l’érosion à la faveur du soulèvement régional du bouclier touareg et des réajustements morphologiques qui ont accompagné l’évolution du relief de l’Aïr.

Dans ce cadre, l’Aïr ne constitue pas seulement un massif voisin : il a joué un rôle déterminant dans l’organisation des écoulements, la redistribution des dépôts et la différenciation des unités morphologiques qui structurent encore le paysage actuel. Les alternances de phases plus humides et plus arides au Quaternaire ont ensuite accentué l’incision, le décapage des couvertures superficielles et l’ensablement local, façonnant une plaine d’épandage argileuse bordée de reliefs gréseux et de surfaces d’accumulation. L’Ighazer se présente ainsi comme un espace charnière où se lisent à la fois l’histoire tectonique et sédimentaire du Sahara central, la mise en relief de l’Aïr et les héritages morphoclimatiques qui ont donné sa physionomie contemporaine au paysage.

Références

Afane A. 2015 – La zone pastorale de l’Eghazer (Nord - Ingall - Niger) : conditions pour la mise en place d’une cogestion des ressources végétales dans le cadre d’un développement et d’une conservation durables, Thèse, Université Grenoble Alpes, inédit, 295 p.
Bernus E., Cressier P., Paris F., Durand A., Saliège J.-F. 1999 – Vallée de l’Azawagh, Études Nigériennes no 57, SEPIA, 422 p.
Greigert J. 1966 – Description des formations crétacées et tertiaires du bassin des Iullemmeden: Afrique occidentale, Paris, France, Bureau de recherches géologiques et minières, 234+40 p.
Greigert J., Pougnet R. 1965 – Carte géologique du Niger, Bureau de recherche géologique et minière.
Konaté M., Denis M., Yahaya M., Guiraud M. 2007 – Structuration extensive et transgressive au Dévono-Dinantien du bassin du Timersoï (bordure occidentale de l’Aïr, nord Niger), Annales de l’Université de Ouagadougou - Série C, Série C (5), p. 1‑32.
Laouali Idi K., Sani A., Konaté M. 2021 – Analyse Du Remplissage Sédimentaire De La Partie Centrale Du Bassin Des Iullemmeden (Niger Central) Pendant La Période Allant Du Crétacé Supérieur Au Paléocène-Yprésien Et Transgressions Associées, European Scientific Journal ESJ, 17 (29), https://eujournal.org/index.php/esj/article/view/14584.
Leblanc J. 2022 – Stratigraphic Lexicon: The Sedimentary Formations of The Republic of Niger, Africa, Colnes Publishing.
Liégeois J.-P. 2019 – A New Synthetic Geological Map of the Tuareg Shield: An Overview of Its Global Structure and Geological Evolution, In The Geology of the Arab World : An Overview, Springer Nature, p. 83‑107.
Liégeois J.P., Black R., Navez J., Latouche L. 1994 – Early and late Pan-African orogenies in the Aïr assembly of terranes (Tuareg shield, Niger), Precambrian Research, 67 (1‑2), p. 59‑88.
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Tillet T. 2018 – Evolution paléoclimatique et culturelle, le massif de l’Aïr, le désert du Ténéré, la dépression du Kawar et les plateaux du Djado, Le saharien, (225), p. 39‑67.