DIA A. et BARUSSEAU J. P., 2015

Le Banc d’Arguin est une plateforme littorale à haute vitesse d’évolution en raison de ses caractères physiographiques et de sa situation en marge d’un désert actif pourvoyeur de grandes quantités de sables et de poussières (Figure 1). Les dépôts, leurs conditions de leur mise en place et le cadre chronologique des évènements dans la partie interne de la plateforme littorale, le seuil qui la limite et la plaine littorale adjacente ont fait l’objet de la thèse de Doctorat d’Abdoul Dia (2013) et d’une publication (Aleman et al. 2014) ; deux autres publications sont en cours.

figure1

Figure 1: Présentation de la zone d’étude avec les différentes parties qui la constituent ; la ligne rouge représente la limite de la mer lors de la dernière transgression (6500 ans BP). Les parties colorées en bleu ciel représentent les hauts- fond, toutefois on les constate aussi dans les secteurs de la partie sud du Banc d’Arguin où la bathymétrie est très faible. AB et AC indiquent la position de coupes topographiques non présentées ici.

Approche méthodologique

L’étude du bassin (Bassin d’Arguin) et de la vaste zone inter- et supratidale a été réalisée par des approches diversifiées. Dans la partie marine, la stratigraphie des dépôts est reconnue par sismique ; dans la partie émergée, l’investigation a porté sur l’identification, l’inventaire et la chronologie de mise en place des lignes de rivage successives qui marquent les étapes de construction de la plaine littorale depuis la stabilisation du niveau marin à la fin de la dernière transgression.

Stratigraphie des dépôts du Bassin d’Arguin

La réalisation d’une carte morpho-bathymétrique de l’ensemble de la plateforme littorale du golfe d’Arguin a permis de définir les contours et la forme du bassin d’Arguin et de son seuil. L’imagerie sismique a montré que les hauts-fonds délimitant le bassin sont en continuité avec le bedrock tafaritien. Sept unités ont été identifiées dans le remplissage sédimentaire (Figure 2).

figure2Figure 2: Représentation schématique de la mise en place des dépôts au cours de l’Holocène dans la partie intérieure du Banc d’Arguin.

Au dessus de niveaux résiduels anté-LGM, des dépôts fluvio-lacustres anciens constituent de petites unités qui témoignent des conditions climatiques humides rencontrées au cours du début de l’Holocène (AHP). Le bassin a été progressivement inondé à partir de 8700 ans BP et un remplissage à caractère mixte estuarien et marin s’est produit en raison de l’activité des oueds ; il forme deux unités en continuité avec à la base une surface d’érosion très marquée. Le niveau de la mer s’est stabilisé vers 6500 ans cal BP. Progressivement les conditions plus arides qui deviennent alors prévalentes entraînent un changement dans la sédimentation caractérisée par un niveau épais de sables d’origine éolienne. Deux autres unités terminales sont observées en relation avec la morphologie du substrat rocheux et de la zone littorale.

Parmi les différents facteurs qui contrôlent l’organisation des dépôts, la morphologie du substratum rocheux joue un rôle sensible ; en plus de déterminer l’accommodation disponible, elle influe sur l’hydrodynamique de l’environnement qui en détermine la géométrie. Le rôle des variations climatiques sur la nature et l’origine des dépôts occupe également une place de premier plan et la part des apports éoliens quartzeux est à signaler.

Paléogéographies successives du Néholocène dans la plaine littorale

Dans la plaine côtière, de vastes estrans sableux se sont formés à partir de 6500 ans cal BP, période de l’arrivée de la mer postglaciaire au voisinage de son niveau actuel. En effet, des profils topographiques ont montré en différents points du Banc que les niveaux sédimentaires les plus anciens qui se forment alors s’établissent à une cote voisine de celle de la mer actuelle ; on peut donc présumer que l’amplitude des variations naturelles du niveau à cette époque n’est pas fondamentalement différente de celle que l’on observe aujourd’hui. La synthèse des données chronologiques disponibles permet de découper le fini-Holocène (Néholocène) en sept épisodes : Pré-Nouakchottien (~8000 –7300), Nouakchottien (6600 – 5500), Néholocène ancien (5300 – 4000), Méso-Néholocène (3700 – 2700), Néholocène récent (2400 – 1400), Néholocène moderne (900 – 500) et Actuel (500 – 0). A ce stade, ce découpage n’a qu’une valeur locale ; il ne coïncide en particulier que partiellement avec des observations sur les épisodes d’invasion par les sables et de migration de dunes dans d’autres régions du monde (Clemmensen et al., 2001 ; Barusseau et al., 2009). Au cours des épisodes distingués en Mauritanie, la sédimentation a été rythmée par des variations de vitesse de progradation et des phases climatiques allant de plus ou moins humides à franchement arides. Elle a été marquée par l’édification de structures linéaires variées, notamment des flèches littorales et des barres d’embouchure, ainsi que par des tombolos (Figure 3). Assez lente au début pendant le Nouakchottien et le Néholocène ancien, la construction des estrans sableux s’accélère au Méso-Néholocène puis, en second lieu, du Néholocène moderne jusqu’à l’Actuel. La construction des flèches littorales est assez uniformément répartie pendant tout le Néholocène.

figure3Figure 3: La formation de la presqu’île d’Iwik. Dans ce secteur, la progradation néholocène a considérablement modifié la morphologie initiale de l’épisode nouakchottien (paléorivage en noir) caractérisé par la présence de l’île d’Iwik, séparée du continent par un détroit large de 2 (au nord) à 4 km (au sud). Au Néholocène ancien, de grandes flèches sédimentaires se développent, accrochées aux môles tafaritiens atteints par la mer au Nouakchottien. Trois sont bien définies par une morphologie de hauts cordons (jusqu’à 3-4 m) parfois coiffés de dunes : au nord, au centre et au sud (trait rouge) ; les dates s’échelonnent entre 4810 et 4150 ans cal BP. Au Méso-Néholocène (trait vert), les flèches précédentes s’agrandissent (dates entre 3640 et 3460 ans cal BP, au nord) puis le détroit se ferme complètement (date à 3570-3400 sur Iwik). La progradation au Néholocène récent et moderne (traits bleu et jaune) est surtout caractérisée par le comblement de la baie abritée (une date à 2870-2710 ans cal BP) par réfraction des houles autour de la presqu’île d’Iwik (Barusseau et al., 2007).

Un résultat essentiel : la stabilité du niveau marin néholocène

Les unités sédimentaires du Banc d’Arguin s’édifient au cours du Néholocène sur la surface topographiquement plane et régulière d’une plaine littorale formée de sand-flats. Cette disposition transcrit une relative stabilité du niveau marin dans cette région entre 6500 ans cal BP et l’actuel. Les observations faites montrent en effet que les changements du niveau marin au cours du Néholocène n’outrepassent pas les variations naturelles actuelles liées au fonctionnement normal du milieu marin (marées, houles, surcotes des tempêtes de mousson). Une courbe de variations du niveau marin en résulte (Figure 4). Cette particularité de la région mauritanienne implique que l’abaissement du niveau marin dans les régions éloignées des centres de déglaciation par ocean syphoning soit compensé par une élévation d’un ordre de grandeur similaire. Deux scénarios sont susceptibles d’expliquer cette compensation. Le premier se fonde sur la situation du nord-ouest mauritanien entre les zones IV et III-VI de Clark et al. (1978). La première zone est caractérisée par une montée progressive de la mer vers son niveau actuel dans les derniers 6000 ans ; tandis que les courbes caractéristiques des zones III et VI montrent au contraire un dépassement de ce niveau plus ou moins précocement dans cet intervalle, suivi d’un abaissement produisant l’émergence. Le jeu différentiel de ces tendances contraires aboutirait à la stabilité. Toutefois, en l’absence probable d’un effet de flexure dans une région appuyée sur un môle archéen rigide, cette hypothèse paraît peu probable. Le second scénario suggère donc que l’ocean syphoning serait compensé par la survenue d’un nouveau facteur, la poursuite de la fonte glaciaire tout au long du Néholocène. Cette compensation neutraliserait les pertes d’eau marine nécessitées par l’effacement progressif des forebulges.

figure4Figure 4: Courbe de remontée du niveau marin au Banc d’Arguin. La courbe retenue montre une arrivée du niveau moyen de la mer (courbe épaisse) au voisinage du zéro actuel vers 6500-6000 ans BP. On admet que ce niveau a pu fluctuer dans un intervalle d’un mètre d’amplitude (± 0.50 m) autour de cette valeur moyenne ; cet intervalle est matérialisé sur la figure par la zone en grisé. On considère que cette variation s’atténue dans les deux derniers millénaires.

Place du Banc d’Arguin dans les plateformes littorales de bordure désertique

On a reconnu deux facteurs majeurs de l’évolution néholocène du Banc d’Arguin: l’immédiate proximité d’un vaste désert, capable de fournir des sédiments silico-clastiques en raison des orientations des vents, et l’existence d’une structure géologique en plateforme de faible pente conditionnant de larges estrans et un bassin de faible profondeur. Trois autres régions dans le monde

présentent des similitudes avec cette disposition : la côte centre-namibienne, la Shark Bay en Australie et la plateforme arabique du golfe Persique.

La côte centre-namibienne présente de nombreuses similitudes avec le Banc d’Arguin ; elle est adossée à un désert actif qui contribue à la fourniture de matériel terrigène éolien. En outre la chronologie de la formation des dépôts holocènes montre aussi une accélération à partir de 4200 ans cal BP, à peine plus précoce que celle du Banc d’Arguin. Dans les baies abritées qui se sont constituées, des dépôts évaporitiques s’observent. Cependant des différences sensibles existent : le substratum de la plateforme littorale est rarement antécédent et ce sont de grandes flèches littorales holocènes qui créent la barrière. Leur matériel constitutif reçoit par ailleurs une contribution notable de terrigène fluvial poussé par une dérive littorale plus intense que celle qui a lieu au Banc d’Arguin.

La Shark Bay représente une plateforme margino-littorale de milieu désertique dont les dépôts sont caractérisés par une influence égale des composantes biogènes et chimiques. Les apports terrigènes sont d’origine locale, par érosion des formations quaternaires encaissantes : dunes d’éolianites carbonatées, dunes rouges surmontant la formation quaternaire des grès de Péron et dépôts fluviatiles de plaine côtière alluviale recouvrant les grès de Péron. En aucun cas il ne s’agit d’un apport éolien massif et quartzeux, comme pour le banc d’Arguin ou la Namib Sand Sea. Une fraction dominante des constituants sédimentaires des dépôts fini-holocènes sont  des éléments biogènes, débris du benthos calcaire, débris carbonatés et lithoclastes remaniés du Pléistocène, éléments silteux de nature carbonatée formés de débris de foraminifères, ostracodes, bryozoaires, échinides, algues. Bien qu’on note un apport non négligeable en éléments détritiques, la Skark Bay reste un exemple de plateforme carbonatée, certes très original en raison des structures stromatolitiques particulièrement développées qui en ont fait la célébrité.

Dans le golfe Persique, une barrière récifale délimite la partie interne où s’accumulent des sables bioclastiques hétérométriques, éventuellement des oolites, tandis que sur les parties exondables se forment des encroûtements, des constructions stromatolitiques, voire des dépôts évaporitiques. La plateforme externe est elle aussi marquée par la composante carbonatée dominante avec un classement en fonction de l’énergie du milieu. La présence voisine du grand désert de Rub al-Khali ne se traduit que très peu dans la sédimentation. La cause principale en est la direction des vents (Shamal) qui, d’une part, ont généré cette grande accumulation sableuse lors des périodes de bas niveaux mais, d’autre part, ont empêché et empêchent toujours une exportation de sables vers la rive arabique du golfe. De la même façon, la côte du golfe d’Oman est également préservée de tout apport siliciclastiques par le Jebel Al-Akhdar et les seules arrivées de matériel terrigène sont dues à l’activité très discontinue d’oueds. Seule la côte sur la mer d’Arabie du sultanat d’Oman pourrait offrir des conditions d’apports siliciclastiques notables mais la disposition de l’avant-côte ne montre pas un agencement convenable susceptible d’en permettre la rétention.

figure5Figure 5: Position du Banc d’Arguin dans le champ défini en concurrence par les apports biogéochimiques /détritiques grossiers.

Aussi bien pour le Banc d’Arguin que pour la côte centre namibienne, le contraste est fort avec les deux autres sites. Sur des plateformes pourtant bien constituées (avec une barrière récifale sur le pourtour arabique –sauf au sud – et des seuils en arénites quaternaires à Shark Bay), l’absence d’une composante terrigène grossière éolienne dans la sédimentation permet que s’engage une évolution vers la formation de plateformes carbonatées depuis le très proche littoral (Figure 5). La succession des dépôts répond alors moins à une logique de progradation qu’à des contraintes zonéographiques liées aux exigences physiologiques des associations biologiques. En conséquence, on ne rencontre pas alors la possibilité d’une description de rivages successifs comme dans le Banc d’Arguin et, dans une certaine mesure, sur la côte namibienne ; plus rarement ailleurs (Shark Bay). Inversement, la contribution surabondante des sables en Mauritanie empêche que la plateforme littorale évolue en plateforme carbonatée puisque, comme on l’a vu, les signaux biologiques et chimiques y sont peu marquants dans les sédiments déposés au Néholocène.

Bibliographie

Barusseau, J.P., Vernet, R.,  Saliège, J.F. and Descamps, C. 2007. Late Holocene sedimentary forcing and human settlements in the Jerf el Oustani – Ras el Sass region (Banc d’Arguin – Mauritania). Géomorphologie, 1, 7-18. PDF Barusseau et al., 2007

Barusseau, J.P., Certain, R., Vernet, R. and Saliège, J.F. 2009. Morphosedimentological record and human settlements as indicators of West Africa Late Holocene climate variations in the littoral zone of the Iwik peninsula (Banc d’Arguin- Mauritania), Bulletin de la Société Géologique de France, 180, 5, 449-456. PDF Barusseau et al., 2009

Barusseau, J.P., Certain, R., Vernet, R. and Saliège, J.F. 2010. Late Holocene morphodynamics in the littoral zone of the Iwik Peninsula area (Banc d’Arguin- Mauritania). Geomorphology, 121, 358-369. PDF Barusseau et al., 2010

Dia, A. 2013. Les plateformes littorales des marges stables désertiques : Etude sédimentologique, stratigraphique et morphologique des unités fini-holocènes (= Néholocène) du Banc d’Arguin (Mauritanie). Thèse de Doctorat, Université Via Domitia, Perpignan, 203 p. + Annexes 18 p. thèse Abdoul DIA 2013

Aleman, N., Certain, R., Courp, T., Dia, A.and Barusseau, J.P. 2014. Post-glacial infilling of a semi-enclosed basin: the Arguin basin  (Mauritania). Marine Geology, 349, 126-135. PDF Aleman et al., 2014

Certain, Vernet, Dia, Aleman, Robin, Barusseau (ordre provisoire). En préparation. New evidence of the Neholocene relative sea level stability in the West Africa intertropical zone: An overview of the critical position of Mauritania.

Certain, Vernet, Dia, Aleman, Robin, Barusseau (ordre provisoire). En préparation. An actualistic model of a trailing-edge desertic littoral platfom : the Banc d’Arguin (Mauritania).

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