Etude de l’action de la houle en avant du segment côtier du complexe commercial Sea Plaza

Cadre géologique

La structure géologique actuelle de la presqu’île du C ap Vert est une partie intégrante du bassin Sénégalo – Mauritanien (figure 2) qui occupe une superficie de 340 000 km2 de la Mauritanie à la Guinée Bissau. Il s’étend sur près de 1400km du Cap Barbas en Mauritanie au Cap Roxo en Guinée Bissau avec une largeur de 500 km au droit de la presqu’île du Cap Vert. Cette structure est le résultat de la dynamique évolutive des formations géologiques suite à l’écartement des plaques africaine et sud américaine à la fin du Trias. Le bassin sédimentaire Sénégalo – Mauritanien a été affecté par l’action des agents hydrodynamiques et éoliens au cours des phases géologiques successives. Ce bassin est de type ouvert à structure monoclinale de pendage ouest qui s’enfonce dans l’océan atlantique jusqu’à une centaine de kilomètre à l’est des îles du Cap Vert (Diouf, 1989). Le bassin sénégalo-mauritanien est le plus ancien bassin d’âge mésozoïque (Bellion, 1987) et constitue de même le plus vaste des Etude de l’action de la houle en avant du segment côtier du complexe commercial Sea Plaza 9 Figure 1 : presqu’île du Cap Vert, Sénégal Sea plaza Etude de l’action de la houle en avant du segment côtier du complexe commercial Sea Plaza 10 bassins de marge passive de la côte atlantique africaine. Recouvert par des terrains mésocénozoïques, il repose en discordance sur le substratum constitué au Nord (Mauritanie) par la dorsale Réguibat, à l’Est par la chaîne panafricaine et hercynienne des Mauritanides et au Sud par le bassin paléozoïque de Bové (Guinée Bissau et Guinée).

Structure et lithologie de la presqu’île

La presqu’île du Cap Vert, caractérisée par une tectonique cassante et marquée par l’existence des horsts de Ndiass et de Dakar à la fin du Secondaire avec des rejeux tectoniques au Tertiaire et séparés par le graben de Rufisque (figure 3), est affectée par d’importantes failles orientées nord-est, sud-ouest et nord-sud (Legigan et al., 1983). Figure 3 : Schéma structural de la presqu’île du Cap Vert (d’après Elouard, 198O). Les faciès géologiques de la presqu’île du Cap Vert sont caractérisés au sud par l’affleurement de formations tertiaires alors que le nord est dominé par des formations quaternaires (volcanisme des Mamelles et systèmes dunaires) (Elouard, 1980) (figure 4). Du Paléocène à l ’Eocène les formations sédimentaires sont constituées de roches biochimiques. Le Paléocène est rencontré au niveau de la pointe Diop et de la plage des enfants. La falaise de la pointe Diop est constituée de la formation des Madeleines qui est marno-calcaire à argileuse et de la formation de l’Hôpital (ou « Limons de l’Hôpital ») qui est silto-argileuse. La falaise de la plage des enfants est formée de marnes grises à bancs marno-calcaires. Etude de l’action de la houle en avant du segment côtier du complexe commercial Sea Plaza 12 L’Eocène, rencontré entre le stade Assane Diouf et la prison de Rebeuss et au niveau de la formation de la poudrière et de la plage Bernard, est caractérisé par la prédominance d’argiles magnésiennes feuilletées (attapulgites). L’Eocène est marqué par deux transgressions. Les formations volcaniques tertiaires de la région de Dakar-Thiès se sont mises en place durant l’Oligo-Miocène (Dia, 1980 et 1982). Pour le Miocène, les formations volcaniques affleurent à Gorée, au Cap Manuel, à la pointe Fann et aux îles des Madeleines (Crévola et al., 1994), à la plage Pasteur, à la plage Bernard et à Bel Air (Gaye, 1999). Du Pliocène à l’Holocène, la sédimentation est sous l’influence des variations climatiques qui sont à l’origine des cuirasses ferrugineuses. Figure 4 : Carte géologique de la presqu’île du Cap Vert (d’après Elouard, 1980) Le volcanisme des Mamelles, les transgressions et les régressions marines du Quaternaire demeurent les trois principales activités qui ont marqué l’histoire géologique récente de la presqu’île du Cap Vert. L’étude des affleurements et des forages de la presqu’île du Cap-Vert (Hebrard, 1966 ; Crévola et Gaye 1979 ; Barusseau et Gaye 1983) permet de distinguer un Quaternaire ancien Etude de l’action de la houle en avant du segment côtier du complexe commercial Sea Plaza 13 sableux marqué par le volcanisme des Mamelles, et un Quaternaire récent dominé par des pulsations climatiques et des fluctuations du n iveau marin qui sont à l’origine de dépôts sableux et de plages soulevées rencontrées à Dakar et environs. 2.2 Le volcanisme des Mamelles La presqu’île du Cap-Vert au Sénégal a été le siège d’une importante activité magmatique. Des affleurements de roches d’origine volcanique, disséminés sur une aire de 7000 km2 d’étendue, depuis Dakar jusqu’à l’est de Thiès, ne constituent que la partie visible d’une province magmatique beaucoup plus vaste comprenant en particulier le volcanisme sousmarin de Kayar, à 100 km au nord de Dakar et le dôme de microsyénite de Léona à 150 km au NE de Dakar (Crévola et al., 1994), (figure 5). Légende : 1 = extension du volcanisme cénozoïque dans la presqu’île du CapVert ; 2 = zones d’anomalies gravimétriques positives régionale (>40m) Figure 5 : Carte de l’Ouest du Sénégal, d’après Crévola et al. (1994) Le système volcanique des Mamelles apparaît à partir de l’Eocène avec une première éruption à la suite de la régression marine. Une deuxième coulée datant de 1,5 MA a été observée. Elle a une épaisseur de 25 à 30 m. Etude de l’action de la houle en avant du segment côtier du complexe commercial Sea Plaza 14 La dernière coulée du quaternaire (0,8 à 1 MA) est essentiellement doléritique. Ces coulées de laves des Mamelles ont mis en place un ensemble de formations volcaniques séparées par des dépôts de sables infra basaltiques qui ont enseveli une flore et une faune importantes (Hebrard, 1974). L’activité volcanique des Mamelles s’est aussi accompagnée d’accidents tectoniques majeurs, notamment des failles. Elles présentent trois unités directionnelles d’après la carte structurale établie par Lompo, (1987), (figure 6) : – une unité directionnelle méridienne, NNE-SSW (N 20 à 40° E). C’est une fracturation de type marge, liée à l’ouverture de l’Atlantique central (Villeneuve et al., 1993). C’est à cette famille qu’appartiennent les failles qui subdivisent la presqu’île en horsts et graben. Elle est prédominante dans la zone déprimée allant de Tiaroye à Bargny ; – une unité directionnelle transverse, NW (N 130 à l50° E) est présente essentiellement au niveau du horst de Ndiass et de la partie sud du plateau de Bargny; – une unité directionnelle de Sébikotane, NE (N 60 à 700 E) est bien représentée au niveau du plateau de Bargny et dans la partie centrale du horst de Ndiass. Ces formations géologiques d’origine tectonique et volcanique sont actuellement surmontées de dunes éoliennes qui longent toute la grande côte. Trois systèmes de dunes sont observables (Diouf et Fall, 1998) : – les dunes rouges fixées, elles sont ogoliennes (22 000 ans BP) et se rencontrent à l’intérieur de la presqu’île ; – les dunes jaunes semi-fixées se sont formées au cours d’un épisode régressif en climat aride correspondant au Tafolien de Mauritanie (4000 ans BP) ; – les dunes blanches vives fini-quaternaire (Tafolien à Subactuel).