1-1-1 Histoire géologique du Delta du Fleuve Sénégal

Le bassin sédimentaire sénégalo-mauritanien se situe dans le craton ouest africain. Ce craton comprend les dorsales de Réguibat au nord et de Léo Man au sud dont les âges radiométriques varient entre 3300 et 1600 Ma (fig. I-2). Le reste du craton est recouvert par des bassins sédimentaires comblés par les dépôts du Protérozoïque supérieur et du Paléozoïque. Parmi ces bassins, on peut citer le bassin de Tindouf, le bassin de Taoudéni, le bassin de Bové et le bassin sénégalo-mauritanien.

Le bassin sénégalo-mauritanien est le plus occidental des bassins du craton ouest africain. Il est limité, géographiquement, à l’ouest par l’océan Atlantique, à l’est et au sud-est par la chaine des Mauritanides, au nord par la dorsale de Réguibat et au sud-ouest par le bassin de Bové (fig. I-2). Il couvre l’essentiel du territoire sénégalais, à l’exception de la partie sud-est où affleure le socle. Il est formé de terrains tabulaires méso-cénozoïques avec des dépôts qui s’épaississent d’est en ouest (Bellion, 1987) où ils peuvent atteindre 7000 m (De Spengler et al., 1966). Le bassin s’étend sur 1700 km du Cap barbas en Mauritanie au nord jusqu’au sud de Bissau en Guinée Bissau.

1 PASMI (Programme d’Appui au Secteur Minier)

10

Figure I-2 : Carte géologique du craton ouest africain d’après Trompette (1973)

11

Le bassin sédimentaire sénégalais s’est formé dès le Trias-Lias, suite à l’ouverture atlantique.

Le premier épisode marin transgressif est enregistré au Jurassique supérieur pour Castelain et al. (1965) et De Spengler et al. (1966) et dès le Lias moyen pour Bellion et Guiraud (1984).

Ces premiers dépôts marins carbonatés marquent le début de la période post-rift. D’après De Spengler et al. (1966), une subsidence active va ensuite s’installer pendant tout le Crétacé jusqu’à la régression qui marque la fin du Maastrichtien.

Cependant, si l’initiation du bassin sédimentaire sénégalo-mauritanien date du début du Jurassique, son extension à la vallée du fleuve Sénégal est beaucoup plus récente. En effet, les premiers dépôts enregistrés dans le DFS, de nature sableuse et dont l’âge est mal connu, dateraient du Maastrichtien (Roger et al., 2009).

La transgression marine du Paléocène marque une inflexion des conditions de sédimentation avec le dépôt d’une série carbonatée qui passe, sur les marges du bassin, dans la région orientale du fleuve Sénégal, à une série argilo-sableuse à intercalations argileuses noires. A l’Eocène inférieur, la sédimentation devient très argileuse avec attapulgite et à accidents siliceux. Elle est toujours marquée par un fort apport terrigène enregistré sur la bordure du bassin sédimentaire.

C’est en fait au Quaternaire que s'est façonnée la morphologie de la vallée, sous l'influence des fluctuations climatiques alternativement sèches et humides. L’histoire de la formation du DFS peut être résumée comme suit :

a. La transgression du Tafaritien, datée de 125 000 ans BP, a engendré un golfe qui couvrait la majeure partie du Trarza (sud-ouest de la Mauritanie) et une partie de la région du delta ; la mer pénétrait jusqu’environ 160 km à l’intérieur du continent.

b. La transgression de l’Inchirien (40 000 ans BP) créa un petit golfe dans la région de Nouakchott. Audibert (1970) distingue l’Inchirien I et l’Inchirien II, en rapport avec les phases de transgressions qui ont eu lieu pendant cette période. L’Inchirien I est constitué par des sables grossiers coquilliers ou à graviers variés (quartz, jaspes, et grés ferrugineux) avec une tendance argileuse augmentant vers l’ouest de Richard Toll. Son épaisseur est de 5 m à Richard Toll et de 10 m à Rosso.

L’Inchirien II est constitué de dépôts de couches sableuses et argileuses avec une épaisseur de 12 à 20 m entre Dagana et Rosso.

c. A l’Ogolien (21 000 ans BP) on note une période très sèche, conséquence de la grande régression marine du Würm. Durant cette période, le fleuve a creusé profondément son lit,

12

mettant en place des dunes rouges, des sables moyens à grossiers sur une épaisseur de 10 m. Il se termine par la mise en place de cordons dunaires orientés NNE-SSW provenant de la reprise et du modelage des ergs du Quaternaire ancien et moyen, imposant au fleuve un régime endoréique.

d. Au Nouakchottien, vers 5500 ans BP, à la fin de sa remontée, la mer atteint une cote voisine de celle du niveau actuel. Elle pénètre profondément dans la vallée, formant une ria qui atteint Bogué à 250 km de la côte et occupe toutes les dépressions voisines : lacs de Guiers et Rkiz, basse vallée du Ferlo (fig. I-3a). En aval de Richard-Toll, le delta du Sénégal se met progressivement en place. D’abord largement ouvert sur la mer, les houles peuvent pénétrer profondément, formant notamment de hautes plages à Anadara senilis en position interne ; ces « terrasses nouakchottiennes », viennent s’appuyer sur les cordons dunaires ogoliens en partie démantelés. Les nombreux amas coquilliers recensés dans le delta et datés du Nouakchottien, témoignent d’une forte présence humaine à cette époque, probablement des pêcheurs du Néolithique qui se nourrissaient d’Arches et d’huîtres.

e. Durant les deux derniers millénaires de Subactuel et Actuel, l’évolution dans la vallée et dans le delta supérieur est marquée par une relative stabilisation générale du cours fluvial (fig.I-3b). Le système des barres de méandre formant les levées subactuelles et actuelles est relativement simple, ajusté sur le contour des sinuosités du fleuve. Au contraire, les cuvettes de décantation dessinent une mosaïque complexe, contrainte par le tracé des bourrelets de berge post-flandriens et récents.

Dans le bas-delta, l’avancée des sables éoliens vers l’intérieur détermine l’apparition de dunes paraboliques semi-fixées tandis que la flèche sédimentaire se développe pour constituer la Langue de Barbarie. Dans la zone de contact entre les influences marines et fluviales se forment des étendues de sables, de limons et de vases auxquelles on conserve le nom de vasière littorale, les « slikkes et schorres », même si la part réellement argileuse dans le sédiment est très subordonnée à celle du quartz limoneux ou sableux (Sall, 2006).

13

Figure I-3 : Evolution de la basse vallée du Sénégal depuis la dernière transgression, (d’après Michel, 1973)

14