L’EVOLUTION DES DELTAS AU QUATERNAIRE

Le delta du Sénégal

Avant l’Holocène Il y a environ 1 million d’années, une éruption volcanique sur la presqu’île du Cap – Vert est à l’origine de la formation de glacis étagés dans le haut bassin du fleuve Sénégal. Le creusement linéaire des cours d’eau entraine d’abord une entaille et une dislocation de la surface fini – Pliocène. L’écoulement devient de plus en plus intermittent par suite de la diminution des pluies. L’érosion de surface par ruissellement diffus, provoque le façonnement de ces vastes glacis qui se rattachent à des terrasses graveleuses. Ce système souvent cuirassé, constitue une grande unité géomorphologique présente dans toute l’Afrique tropicale. Notre étude se limite essentiellement au bas glacis formé aux environs de 100 000 ans B. P. Un vaste golfe se forme en Mauritanie atlantique durant la transgression du Tafaritien (200 000 à 150 000 ans B. P.). Le Sénégal se dirige vers le NW après Bogué. Ainsi, il rejoint probablement le golfe à une trentaine de kilomètres au SW de Boutilimit. Ce golfe, très ouvert, commence à se dessiner dans la région du delta où ses dépôts littoraux ont été traversés par le sondage de Toundou Besset. Son rivage s’allonge à travers le Trarza jusqu’à l’Aouker, selon une direction SW – NE qui correspond à celles des failles principales de bordure SE du delta. C’est le rejeu d’une de ces failles se prolongeant dans le SW de la Mauritanie qui délimite le golfe du Tafaritien (Michel, 1973). La transgression de l’Aouijien (125 000 à 80 000 ans B. P.) qui s’est déroulée au cours d’une longue période humide, se manifeste dans les zones sahéliennes et désertiques du Sahara méridional. Le Sénégal ne rejoint pas, durant cette période, le petit golfe au NE de Nouakchott et son cours se déplace probablement un peu vers le sud. Le fleuve prend alors la direction WNW après Bogué, traversant ainsi le Brakna et le Trarza méridional. A cette époque, le Sénégal se jette quelques part au bord de l’Aftout es Saheli (Michel, 1973). Vers 40 000 ans B. P., un édifice deltaïque se constitue sur le site actuel du delta. A 20 000 ans B. P., ce sont les alluvions graveleuses et les sables remaniés en îles barrières (beach – ridges) sur le front deltaïque qui forment les apports fluviatiles. L’aire deltaïque estprofondément ravinée par la baisse du niveau marin tandis que les îles barrières se cimentent en beach – rocks (Monteillet, 1986). Vers 13 000 ans B. P., le débit du fleuve Sénégal se régularise. Le profil d’équilibre se réalise rapidement car la montée du niveau marin annule la pente du cours inférieur du fleuve où apparaissent des séquences de méandres et des invasions marines (Monteillet, 1986).

A l’Ogolien (20 000 à 11 000 ans B. P.), la partie NW du bassin du Sénégal s’affaisse à la suite de déformations tectoniques ; ces déformations sont à l’origine de la déviation du cours inférieur du fleuve vers l’Ouest en aval de Bogué. Peu à peu, l’écoulement du fleuve devient diffus. Les actions éoliennes se développent avec la progression de l’aridité. C’est ainsi qu’un grand erg, étendu plus au sud vers le Cayor, recouvre le plateau du Ferlo septentrional. Il est possible que ces dunes longitudinales orientées NE – SW soient à l’origine du barrage pendant un certain temps de la basse vallée du Sénégal. Plusieurs barrages se forment ainsi : les témoins se rencontrent dans la vallée, entre Kaédi et Podor, le principal étant celui de Kaédi (Michel, 1970). Durant le Quaternaire, on distingue deux grandes phases : une grande phase sèche et une grande phase humide accompagnée de fluctuations mineures (Michel, 1973). Lors de la grande phase sèche, au début de la transgression post – inchirienne c’est-à-dire durant la régression ogolienne (20 000 à 11 000 ans B. P.), le climat devient progressivement subaride. Il est très contrasté : de grosses pluies, espacées dans le temps, engendrent des écoulements brusques.

L’érosion mécanique prédomine. Le fleuve Sénégal ainsi que ses affluents entaillent le bas glacis et la basse terrasse, puis creuse son lit dans le substrat de roches peu altérées (Michel, 1973). Le niveau graveleux disparaît dans le lit du fleuve après le confluent de la Falémé. Il descend ensuite sous la cote zéro. Les sondages de Bogué recoupent les alluvions grossières sur une épaisseur de 10 à 15 m ; leur base se situe à la cote de – 20 m (Michel et Assemien, 1970). Ensuite le climat devient aride probablement entre 20 000 et 15 000 ans B. P. Des ergs, constitués essentiellement de dunes longitudinales orientées NE – SW couvrent le SW et le sud de la Mauritanie (Trarza, Brakna et Hodh) et la majeure partie du Sénégal oriental (Cayor). Le sable de ces cordons dunaires est généralement coloré en rouge ou brun rouge par oxydation du fer (Michel P., 1970). Elouard (1959) appelle Ogolien cette phase aride, marquée par l’édification des dunes rouges. Lors du maximum d’aridité, il se produit un décalage des domaines morpho – climatiques actuels de 4° à 5° versles basses latitudes d’après les observations de terrains par Elouard dans le bassin du Sénégal. Dans d’autres régions du monde telles que les zones sahéliennes et nord soudaniennes situées entre l’Atlantique et la Mer Rouge, se développent de grands ergs (Grove et Warren, 1968). Ce sont ces dunes du Trarza et du Brakna qui sont à l’origine du barrage progressif de la vallée du Sénégal ; les principaux barrages se situant alors à la hauteur de Kaédi. Pendant ce temps, le fleuve et ses affluents ne transportent que des éléments fins qu’ils déposent ensuite en masse. Ils sont à l’origine de la construction de la terrasse du premier remblai constitué de matériel sablo – argileux (Michel, 1970).