L’EVOLUTION MORPHOSEDIMENTAIRE DES PLAGES

 L’EVOLUTION MORPHOSEDIMENTAIRE DES PLAGES

Les affleurements 

La partie occidentale du bassin présente des affleurements dont les plus anciens datent du Campano-Maastrichtien 

 Le Secondaire 

Les affleurements les plus anciens sont datés du Crétacé supérieur. Ils sont localisés sur la façade maritime du horst de Diass et sont constitués de : – la Formation de Packy, argileuse avec des intercalations de grés calcaires à grains fins, datée du Campanien. Elle apparait bien à la base de la falaise du Cap de Naze et dans les carrières de grés de Packy (Roger etal., 2009) – la Formation du Cap de Naze (Roger et al., 2009), gréso-argileuse, datée du Maastrichtien est transgressive sur les faciès du Campanien. L’émersion de la ride anticlinale à la fin du Maastrichtien (Sow, 1992), a exposé à l’air libre la série du Cap Rouge conduisant à l’oxydation des grés qui ont pris une teinte rouge (figure 6). Mr Alioune Badara DIOP/Mémoire de Master II/Géologie, Spécialité : Marine littoral/2015 7 Figure 6 : Carte géologique du Sénégal occidental (Sarr, 2012). 1 : Groupe de Diass (Campanien terminal-Maastrichtien) : sable, grès, argiles. 2 : Formations de Ndayane et Poponguine (Paléocène) : calcaires gréseux, marnes, calcaires coquilliers. 3 : Formation de Thiès (Yprésien) : argiles, marnes et calcaires. 4 : Formations de Lam-Lam et Taïba (LutétienBartonien) : marnes, calcaires, calcaires à Nummulites. 5 : Formation du Saloum (Miocène moyen à supérieur) : sable, grès, argile. Quaternaire. 6 : Basaltes et dolérites. 7 : Dunes Rouges. 8 : Alluvions récents et dépôts littoraux. 

 Le Tertiaire

 Le Paléocène est caractérisé par deux épisodes transgressifs. Le premier survient au Danien et forme des affleurements entre Toubab Dialaw et Poponguine et au Sud-est du horst (Sarr, 1998). Le Danien est formé de calcaires gréseux coquillers, des argiles calcaires et une alternance marno-calcaire coiffée par des marnes à rosette de calcite (Formation de Ndayane). On note une chute du niveau marin au Sélandien inferieur. Le deuxième épisode survient au Sélando-thanétien (Tessier, 1952 ; Castelain, 1965). Une plate-forme carbonatée à tendance récifale s’installe avec un faciès calcaire zoogéne à lumachelles (Formation de Poponguine). Mr Alioune Badara DIOP/Mémoire de Master II/Géologie, Spécialité : Marine littoral/2015 8 La mer envahit la totalité du bassin à l’Eocène inferieur. Il est formé de faciès de plate-forme externe argileux passant à des marnes calcaires fossilifères localisés à l’ouest du horst et au sud-est de Mbour (Sarr, 1995). A l’Eocène moyen, la mer persiste, les dépôts passent des calcaires aux marnes phosphatés à nummulites. Il affleure à l’est dans la région de Thiès. Le Miocène marin présente un faciès détritique passant des argiles sableuses à des sables très argileux localisés à l’Est du Delta du Saloum (Sarr, 1982). Le Pliocène est caractérisé par une cuirasse ferrugineuse qui est un niveau gréseux ou argilo-gréseux induré par les oxydes de fer. 

Le Quartenaire

 Il est marqué par des variations glacio-eustatiques, représentées par des faciès transgressifs très variés intercalés de dépôts continentaux. – Le Pléistocène : Le Pléistocène inférieur ou Tafaritien est peu connu dans le bassin. Il est suivi de deux périodes transgressives (Eémien et Inchirien), séparant trois périodes arides (Akcharien, OgolienI et OgolienII). L’Akcharien (1 000 000 ans BP) précède la transgression éemiénne, il est marqué par un climat tropical aride (Hébard, 1978 in Diouf, 1989). Les dépôts sont des ergs dans les régions septentrionales du bassin (Michel, 1969 ; Riffault, 1980 in Diouf, 1989). L’Eémien (125 000 à 70 000 ans BP), encore appelé Aouijien, est un étage humide et transgressif. Au Sénégal, il est représenté par des grés calcaires à stratifications entrecroisées, à faune riche en foraminifères et en débris coquilliers indéterminables (Elouard et al., 1977 in Diouf, 1989). L’Ogolien I (70 000 à 40 000 ans BP), est un épisode aride et régressif qui a conduit à la formation des massifs dunaires orientés NE-SW au Nord du Sénégal (Diouf, 1989). L’Inchirien (40 000 à 30 000 ans BP), est l’épisode humide et transgressif le mieux connu dans le bassin. Il présente des dépôts de grés calcaires fossilifères ou beach-rock enfouis en profondeur (Diouf et Fall, 1998). L’Ogolien II (20 000 à 12 000 ans BP), il est caractérisé par un climat aride. La baisse du niveau marin atteint environ -120m (Diouf, 1989). Le désert s’installe du Sénégal jusqu’à la Gambie (Sarr, 1982), marqué par des massifs dunaires orientés NNE-SSW notamment les dunes de Malika. Cette phase s’arrête vers 18 000 ans BP et une nouvelle transgression s’amorce vers 15 000 ans BP. Mr Alioune Badara DIOP/Mémoire de Master II/Géologie, Spécialité : Marine littoral/2015 9 – L’Holocéne (11 000 ans à 2 000 ans BP) : Considéré comme le quaternaire récent, il comprend trois épisodes climatiques : le Tchadien, le Nouakchottien et le Tafolien. Le Tchadien (11 000 ans à 7 000 ans PB) : est un épisode humide, caractérisé par une remontée du niveau marin à -50m, entrainant la formation de lacs et de marécages. Au Sénégal, on note essentiellement des dépôts sableux humifères dans les dépressions interdunaires des Niayes (Diouf et fall, 1998). Au Nouakchottien (7 000 à 4 000 ans PB), on note toujours la remontée du niveau marin, elle atteint son maximum vers 5 500 ans BP. Au Sénégal, la vallée du fleuve Sénégal est envahie jusqu’à Bogué, à 250 km de la côte (Michel, 1967 in Diouf, 1989). Au Tafolien (4 000 à 2 000 ans BP), pendant cet épisode, des courants de dérive littorale régularisent la côte (Elouard et al., 1977 in Diouf, 1989), ce qui permet l’édification de cordons littoraux riches en minéraux lourds. Le Subactuel et l’Actuel : vers la fin du Tafolien, un nouvel épisode transgressif intervient entrainant la remontée du niveau de la mer jusqu’à 2m (Sarr, 1982). On note ensuite des fluctuations mineures du niveau de la mer. 

 La tectonique 

Au plan structural (figure7), la partie occidentale du bassin sédimentaire sénégalo-mauritanien est caractérisée par un système de failles normales subméridiennes orientées NNE-SSW. Ce jeu de failles est à l’origine de la formation du horst de Diass et du graben de RufisqueBargny ( Bellion et Guiraud, 1979 in Roger et al., 2010).