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ECHANGES HYDRODYNAMIQUES ENTRE L’OCEAN ET LES LACS MARGINO-LITTORAUX
L’aquifère des sables quaternaires
Pétrographie
L’aquifère est constitué globalement de sable avec des classes granulométriques très variables. On y trouve des sables fins, moyens et grossiers. Les sables sont riches en argile, avec des pourcentages d’argile variables suivant les zones. Figure 21 : Carte de la lithologie de la zone non saturée (Madioune, 2005) modifié par Kaba (2009) Sur la dune continentale, les sables sont plus riches en argile que sur la dune littorale (Figure 21). Les logs de forages (voir annexe 3) effectués à Niaga et à Sangalkame montrent des horizons franchement argileux. Ces argiles sableuses ont été rencontrées lors du fonçage de nos piézomètres dans la partie 32 continentale des dunes. Leur présence dans l’aquifère des sables est également attestée par Vallet (1972).
Géométrie de l’aquifère
L’aquifère des sables quaternaires est limité à l’est par la dépression du lac Tanma, au Nord par l’océan, au sud par l’affleurement du substratum marneux imperméable et à l’ouest par une ligne de partage des eaux entre la nappe infra-basaltique et celle des sables Quaternaires. Il s’étend sur une superficie de 300 km2 entre Patte-d’oie et Kayar (Henry, 1972). Les nombreuses campagnes géophysiques, effectuées sur la presqu’île, ont permis d’en préciser la géométrie. Figure 22 : Cartographie du substratum des sables quaternaires (Martin, 1970), modifié Le toit des marnes de l’Eocène inférieur constitue le mur de la nappe. Il plonge, depuis Bambilor (à une côte de +10 m), vers la côte nord où il est repéré à une côte de -70 m (Figure 22). Le mur de la nappe présente un plan incliné en direction de l’océan. (Debuisson, 1970; Henry, 1972; Moussu et Debuisson, 1966; Vallet, 1972). Près de la côte, entre le lac Mbeubeusse et kayar, la morphologie du 33 toit des marnes n’est pas très bien connue (Vallet, 1972). Le réservoir ne possède pas un toit. Ce qui fait que la nappe des sables est une nappe libre. L’épaisseur des sables est variable, c’est au niveau des vallées fossiles, comblées par les sables quaternaires, qu’on trouve les épaisseurs maximales ; ces épaisseurs peuvent aller jusqu’à 50 m de puissance. Les données géophysiques indiquent des épaisseurs de sables très variables, 5 m à Bambilor, 17 m à Sangalkam, 10 m à Déni Birame Ndao, 30 m à Niakoul Rap et Niague (Figure 23) (Tchani, 1997). Figure 23 : cartographie de l’épaisseur des sables quaternaire (Martin, 1970), modifié II. Paramètres hydrodynamiques Les paramètres hydrodynamiques donnés par Henry (1972) sont de 0,8 10-4 à 40 10-4 m/s pour la perméabilité ; de 0,21% à 14,9% pour le coefficient d’emmagasinement ; de 1,6 10-3 à 6,75 10-3 m2 /s pour la transmissivité. Le coefficient d’emmagasinement est estimé à 17% et la transmissivité à.6.10-3 34 m2 /s (Debuisson, 1970). La variation des paramètres hydrodynamiques montre que les dunes sableuses ne sont pas homogènes comme le montre l’étude pétrographique. En effet, on observe des lentilles d’argile dans les dunes ogoliennes (Vallet, 1972) qui confèrent à la nappe, dans certains endroits, un caractère semi captif.
Ecoulement de la nappe
Dans la zone des lacs, la nappe se déverse dans les cuvettes lacustres (Garnier, 1978). C’est le cas du lac Rétba. La nappe d’eau douce du cordon dunaire, qui sépare le lac de l’océan se déverse dans le lac. Elle s’écoule d’une part vers l’océan et d’autre part vers le lac (Garnier, 1978). Nous pouvons nous interroger sur l’existence actuelle de cet écoulement bidirectionnel, qui nécessite l’existence d’un dôme piézométrique centré sur la dune, compte tenu de la baisse enregistrée du niveau des nappes. Au niveau du lac Rétba, cet écoulement est très perceptible sous forme de résurgences dans les berges (Photo 1). Photo 1 : Ecoulement de la nappe de la dune littorale vers le lac Résurgence Lac Dune littorale Résurgence .Dans la Presqu’île du Cap-Vert il y a deux principaux systèmes salins que sont le lac Rétba et le lac Tanma. D’autres systèmes salins, de moindre importance existent, ce sont les lacs, Mbeubeusse, Malika, dépression de Pikine-Dagoudane-Cambarène. Ce sont des lacs à inondation temporaire (Tanma), ou à plan d’eau permanent (Rétba). La formation et l’évolution de ces lacs sont liées aux variations climatiques pendant le Quaternaire notamment aux variations du niveau marin. I. Le bassin versant du lac Retba
Formation du lac
La rareté de travaux récents (en hydrogéologie et hydrochimie), effectués sur le lac Rétba et son bassin versant, justifie l’utilisation de références relativement anciennes pour dresser l’état des connaissances sur le lac. La formation du lac Rétba tout comme les autres lacs côtiers a eu lieu lors de la remontée de la mer à la fin de la dernière glaciation (notamment au Tchadien). Après la transgression nouakchottienne, le recul de la mer est accompagné d’une dérive littorale qui érige un cordon dunaire isolant le lac. Cependant, cette fermeture n’est pas complète (Elouard et al., 1975) et le lac aurait subi une évolution beaucoup plus complexe que celle des autres lacs comme le lac Tanma, situé au Nord-Est. De nombreux travaux ont porté sur sa formation et son évolution paléo-environnementale. Ces travaux étaient basés sur l’utilisation des marqueurs biologiques tels que les diatomées, les mollusques, les foraminifères et les ostracodes. Parmi ces travaux on peut citer ceux d’Elouard et al (1975) de Sow (2001), de Sarr et al. (2009a); Sarr et al. (2009b). Ces travaux décrivent les différentes étapes de l’évolution du lac depuis sa formation jusqu’à l’Actuel. Ces données ont été réactualisées avec des datations précises dans le cadre du projet lac rose qui était un volet du PASMI et par Diedhiou et al (2018).
Evolution paléogéographique du lac Rétba au cours du Quaternaire récent
Le Nouakchottien (figure 24a)
La mer envahit les dépressions inter-dunaires du littoral de la grande côte du Sénégal entre Dakar et Saint-Louis dans un contexte de climat humide (Elouard et al., 1975; Elouard et al., 1977). Le lac Rétba devient un golfe marin bordé de mangrove. Cette transgression est datée de 5500 ans B. P. 36 Figure 24 : Evolution Paléogéographique du lac Retba depuis le Nouakchottien (5000 ans B.P) jusqu’à l’Actuelle (Sarr et al., 2009a; Sarr et al., 2009b)
Le Tafolien (figure 24b)
Cette période correspond à un plus bas niveau marin et une période climatique plus aride entre 4200 et 2000 ans B. P. (Elouard et al., 1975). Sous l’action de la dérive littorale, débute l’édification des dunes 37 jaunes qui vont régulariser la côte et fermer progressivement les lagunes héritées du Nouakchottien. Au lac Rose le Tafolien correspond à une lagune abritée en climat semi-aride, communicant avec la mer à l’occasion de fortes marées ou de tempêtes, recevant des apports d’eau douce et bordée d’une végétation de mangrove.
Le Dakarien (figure 24c)
Il correspond à une pénétration marine après la régression tafolienne transformant la lagune en petit golf marin. La mer s’est élevée de 2 m au niveau du zéro actuel (Elouard et al., 1977). Après le Dakarien on note une phase de fermeture de la lagune (Figure 24d). L’isolement de la lagune, en rapport avec la baisse du niveau marin et un climat plus sec, résulte de sa fermeture par un cordon sableux sous l’action de la dérive littorale. La lagune est confinée et est en voie d’assèchement (Sarr et al., 2009b).
Le Saint-Louisien (Figure 24e)
Le Saint-Louisien (2000 à 1000 ans B. P.) correspond à une période humide associée à de petites incursions marines sur la frange littorale (Figure 24e). De cette période, date le début de l’édification des dunes blanches du littoral actuel. A cette époque, la lagune Rétba a été envahie par la mer et transformée en petit golfe marin. Cette incursion marine a été provoquée par la destruction du cordon littoral, à la suite de précipitations et/ou de tempêtes violentes comme cela s’est produit sur la petite côte du Sénégal où une tempête a détruit la flèche littorale de Sangomar en 1987 (Sarr et al., 2009b). L’hydrodynamisme élevé du milieu (prédominance de la fraction sableuse et augmentation des coquilles) a provoqué la disparition des diatomées (Sow et al., 2006). La microfaune atteint son maximum de diversité avec des proportions plus importantes d’espèces margino-littorales et même de foraminifères planctoniques. Le climat humide et la végétation de mangrove persistent.
Le Subactuel (entre 1000 et 250 ans B. P.)
Des incursions marines, de faibles amplitudes plus ou moins associées à des périodes climatiques humides, se sont traduites par des dépôts de plage sur le littoral sénégalais entre 750 et 250 ans B. P. L’édification des dunes blanches se poursuit sur le littoral. Au lac Retba des échantillons d’amas coquilliers artificiels ont été datés entre 680 ± 130 ans B. P. et 250 ans B. P. (Elouard et al., 1977). 38 Dans un premier temps (entre 1000 et 750 ans B. P.), la paléo-lagune Rétba s’isole davantage de la mer avec l’édification de cordons de sable sous l’action de la dérive littorale (Figure 24f). Dans ce milieu, calme et abrité, les diatomées marines à eaux saumâtres benthiques se développent et leurs frustules bien conservés sont restés très souvent en chaînes (Sow et al., 2006). La microfaune diversifiée caractérise une lagune en voie d’assèchement. La réduction des apports d’eau douce provoque la disparition de la mangrove. Entre 750 et 250 ans B. P. on enregistre une incursion marine mineure dans la lagune (Figure 24f). La persistance du climat aride et la forte salinisation n’ont pas permis le retour de la mangrove. Cette incursion marine pourrait aussi résulter de pluies et/ou de tempêtes violentes. I.2.6. L’Actuel (250 B.P à nos jours) Cette période suit la dernière connexion marine datée, au lac Rétba, de 250 ans B. P. (début du 18ème siècle) et se poursuit de nos jours. La lagune se ferme et s’assèche progressivement. Au lac Rétba les échantillons de coquilles superficielles donnent un âge post-industriel à post-nucléaire (après 1950). Des nodules calcaires organiques à tubulaires, trouvés sur le bord oriental du lac sont également datés de l’époque moderne. Des enquêtes menées auprès des populations et rapportées par Mbengue et Le Gentil (2006) relatent une tentative de creuser le chenal d’alimentation pour remettre le lac en communication avec la mer entreprise en 1869 ou au début du 20ème siècle. Cela prouve que jusqu’à une période récente et malgré sa fermeture, le lac était encore étendu et permettait la survie d’une faune de mollusques et de poissons faisant l’objet de pêche. La fermeture de la lagune « Retba » donnant le lac Rose, est donc consécutive à l’édification des dunes blanches du littoral (Figure 24f). Elle s’est traduite ainsi par la disparition progressive de la macrofaune (Poissons, Mollusques) de la microfaune. Depuis sa fermeture, le lac évolue en bac évaporatoire, sa surface se réduit et ses eaux se concentrent (Carn et al., 1976; Garnier, 1978) et le plan d’eau subit un recul progressif, menaçant ainsi sa survie. Ce plan d’eau repose sur une croute de sel composée essentiellement de gypse. Une couche de vase, constituée essentiellement de montmorillonite qui représente jusqu’à 9/10 de la fraction argileuse cristallisée qui se trouve en dessous de la croute de sel (Garnier, 1978). Il existe d’autres lacs tels que le lac Mbeubeusse, le lac Mbawane, les lacs de Malika et le lac Tanma qui sont de petites dépressions littorales qui ont subies la même évolution que le lac Retba.
Evolution du plan d’eau du lac
Le lac, depuis sa formation, est marqué par une réduction de son plan d’eau due en particulier à la baisse de la pluie et de l’accroissement de l’évaporation. Ce dernier est passé de 15 Km2 à l’origine, c’est-à-dire lors de la fermeture de la lagune, à une superficie de 4,2 km2 en 1976 (Carn et al., 1976; Garnier, 1978). Cette superficie est passée à 3,2 Km2 en 2008 (Gueye, 2008). Ce rétrécissement est beaucoup plus important dans la partie sud du lac et dans la partie nord-est (côté continental). D’après Gueye (2008), cette résorption tend à se stabiliser, c’est-à-dire le lac résiste à la disparition par un fonctionnement qui est recherché dans ce travail. II. Le réseau hydrographique L’hydrographie du bassin versant est dominée par les marigots de Sangalkam et de Bambilor, qui coulent depuis le plateau de Bargny, à 40 m d’altitude, pour se jeter dans le lac, les étangs et la source situés respectivement au nord et à l’ouest du lac.
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