Lithologie et stratigraphie

Le Quaternaire affleure sous forme de dunes et gouds. Il surmonte les formations du Continental Terminal (CT), atteint par la majorité des puits exploitant la nappe du Trarza. Le CT constitue donc la partie inférieure de la nappe. La description stratigraphique sera limitée à ces deux formations géologiques (Quaternaire et CT).

I.2.2.1 Le Quaternaire

Le Quaternaire regroupe des formations continentales dunaires et lacustres et des dépôts marins. La puissance de ces formations est souvent inférieure à 20 m, mais peut atteindre dans certains endroits 50 m au sommet des dunes (à l’est de Boutilimit). Les formations du Quaternaire constituent la majeure partie des affleurements du bassin sénégalo-mauritanien. Elles sont représentées par des sables éoliens sous formes des dunes rouges anciennes, des sables jaunes récents, des argiles et des limons. Des dépôts lagunaires salins existent toujours en bordure de l’Océan dans l’Aftout-essahli et la grande sebkha de N’dramcha.

I.2.2.2 Le Continental Terminal (Mio-Pliocène)

Le CT constitue l’unité la plus épaisse du bassin sénégalo-mauritanien. Sa datation est difficile du fait de l’absence de fossiles dans les séries sédimentaires, mais la plupart des auteurs le datent du Mio-Pliocène (Archambault, 1950; Elouard, 1959; Dieng, 1987). Les faciès lithologiques tirés des interprétations des carottes des puits (Elouard, 1959) sont très variables dans l’espace - horizontalement et verticalement- d’un forage à un autre. A l’échelle locale, comme à Idini où plusieurs coupes de forages sont disponibles, les faciès montrent des variations importantes en moins d’un kilomètre, les sables étant plus ou moins argileux et les argiles plus ou moins sableuses. Les sédiments détritiques très hétérogènes du CT comprennent des intercalations de sables, de limons argileux et d’argiles souvent remaniés, d'origine fluviatile, lacustre et éolienne. Dans le sud-est de Boutilimit, les forages montrent la présence dans les formations du CT de couches calcaires, considérées comme d'origine lacustre (Michel & Durand, 1978).

L’épaisseur des formations du CT est variable du sud au nord. Elle passe de moins de 50 m auprès du lac de R’kiz à 160 m à Idini puis à 250 m à Oum-Tounsi. Dans la partie orientale de la nappe, leur puissance est de 60 m à Aleg et à Boutilimit.

Les limites entre les formations du Quaternaire et CT sont difficiles à définir à cause de la ressemblance des matériaux. Cependant, il a été supposé que la limite supérieure du CT est souvent composée d’une cuirasse latéritique. Dans les zones où cette cuirasse n’est pas présente, l’apparition du grès (appelé localement grès du Trarza) est prise comme référence (Elouard, 1959).

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La géologie de la région d’étude résulte aussi de l’alternance d'épisodes climatiques humides et arides. Ces perturbations climatiques ont influencé, et influencent toujours, l’hydrodynamique de la nappe. Il est donc judicieux de rappeler les principales variations climatiques du Quaternaire récent (depuis 40 000 ans) pour comprendre le fonctionnement hydrodynamique actuel de la nappe. On peut distinguer 3 grandes périodes : l’Inchirien (avant 20 000 ans BP), l’Ogolien (20 000 - 12 000 ans BP) et l'Holocène (12 000 - 2000 ans BP).

L'Inchirien supérieur (40 000 - 20 000 ans BP)

L’Inchirien est l'avant-dernière transgression marine de Mauritanie qui serait contemporaine d'un interstade du Würm. Ses faciès caractéristiques sont des sables légèrement argileux, verdâtres, riches en faune ou des lumachelles et grès coquilliers de plage "beach-rock" (Elouard, 1975).

Les auteurs antérieurs (Chamard, 1972 ; Elouard, 1959, 1975 ; Fontes et al., 1977 ; Lézine & Casanova, 1989 ; Lézine et al., 2011) affirment que le niveau de la mer a dépassé de 6 à 10 m le niveau actuel, le maximum de la transgression inchirienne se situant entre 30 000 et 33 000 ans BP. La mer s’est retrouvée alors à plus de 130 km à l’intérieur du continent et a formé un vaste golfe à l’emplacement de l’actuelle Sebkha N’Dramcha (Hébrard, 1978). Elouard (1959) et Paloc (1962) plaçaient sa limite à l’est de Boutilimit (Fig. I.16). Cette période a été marquée par un climat humide et une pluviosité élevée allant jusqu’à 500 mm/an (Hébrard, 1978), qui ont permis la mise en place d'un couvert végétal dense arboré. Pendant la régression post-inchirienne, le climat est devenu sec, le débit des cours d’eau a baissé et le couvert forestier s'est dégradé. Le creusement du continent par les cours d’eau est entretenu par la régression marine (Michel, 1978).

L’Ogolien (20 000 - 12 000 ans BP)

Durant l'Ogolien (20 000 - 12 000 ans BP) se seraient produits plusieurs épisodes secs donnant naissance à une succession de dépôts riches en calcaire formant des bancs de grès sur l'ensemble du Trarza et la majeure partie du Brakna. Cet ensemble dunaire de 2 à 20 m d’épaisseur est souvent de couleur rouge (oxyde de fer), d’où le nom des dunes rouges donné par Tricart (1955). Elouard (1959), poursuivant l’observation de ces ergs, a proposé le terme d'Ogolien pour désigner cet étage de dunes rouges parce que leur modèle toujours bien conservé jusqu’à présent dans la région centrale du Trarza, appelée aussi région d’Ogol du fait de la présence d’oglats, « puits peu profonds » (Désiré-Vuillemin, 1995).

D’après Elouard et Faure (1967), l'Ogolien correspond à une chute rapide du niveau de la mer de 50 m, c'est-à-dire vers la cote -110/-120 m par la régression glaciaire mondiale. Ces grandes dunes longitudinales de direction NE-SW ont barré progressivement la basse vallée du fleuve Sénégal (Michel & Sall, 1984). Ce barrage dunaire qui s’étendait jusqu’à

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Kaedi (environ 500 km de la côte actuelle) a favorisé le dépôt d’un remblai d’inondation sablo-argileux (Michel & Sall, 1984).

Fig. I.16 Limites des dernières transgressions (Inchirien et Nouakchottien), modifié d’après Elouard (1959)

Holocène (10 000 - 2000 ans BP)

A partir de 9000 ans BP, une phase climatique humide se met rapidement en place (Lézine & Casanova, 1989) et se traduit par le développement rapide de la végétation et la fixation des dunes rouges. (Diop & Sall, 1979) confirment que les réseaux hydrographiques ont acquis définitivement leurs configuration durant le pluvial de l’optimum de l’Holocène inférieur entre 10 000 et 8000 ans BP, le climat était très humide et la pluviosité abondante. A cette même époque se développent des petits lacs interdunaires (Miskovsky et al., 1991 ; Vernet, 1993).

Avec le retour à l’humide, le débit du fleuve augmente et il perce de nouveau le barrage dunaire pour rejoindre la mer. Les paléochenaux présents actuellement dans la topographie (Fig. I.7) peuvent être liés à des divagations de cette époque. Cette phase humide a été interrompue par un pic de sécheresse entre 8000 et 7000 ans BP, avant la période transgressive du Nouakchottien (Ould Sabar, 2001).

Nouakchottien

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La transgression nouakchottienne définie par Elouard (1959) est la dernière transgression marine de la Mauritanie. Durant le maximum transgressif vers 5500 ans BP (Barusseau et al., 1995), la mer a atteint la cote 1 à 2,5 m au-dessus de son niveau actuel. La mer a envahi le continent, au nord dans le golfe de Tafoli (actuelle sebkha N’Dramcha), allant jusqu'à 90 km du littoral actuel (Fig. I.16), et au sud dans le delta du fleuve Sénégal où les eaux marines ont remonté jusqu’à Boghé à 230 km de l’embouchure actuelle (Michel, 1973).

L’optimum climatique (4800 ans BP environ) oriente les vents et donc les vagues dans un sens favorable à une invasion marine profonde (Chevalier & Hébrard, 1972 ; Vernet & Tous, 2004 ; Mulitza et al., 2008), permettant à la mer de s’enfoncer profondément dans les gouds interdunaires (l’estran peut dépasser plusieurs kilomètres) et dans le lit du fleuve Sénégal.

Vers 4000 ans BP, la régression post-nouakchottienne ou Tafolien commence et dure plus de 2000 ans (Elouard, 1975). C’est au cours de cette période régressive à faible pluviométrie que la mer aboutit à son niveau actuel et que se forme le cordon littoral à partir du sable marin sous l’influence des houles atlantiques (Vernet, 1993).