Le Rif est une structure géologique située au nord de la Meseta occidentale et du Moyen Atlas (Figure 1 : Localisation du Rif (Centre de recherche sur la mondialisation, 2018).). Cette chaîne de montagnes s’est formée majoritairement lors du Jurassique (Gentil, 1912). Elle résulte de la collision entre la microplaque d’Alboran et la plaque africaine. Cette collision s’est effectuée sur une très longue période, soit 25 millions d’années (Yahyaoui, 1997).

Le Rif fait partie de la moitié sud de l’arc bético-rifain et est lui-même divisé en trois principaux domaines. Le premier, le domaine interne, est constitué de restes de la microplaque d’Alboran. Il est situé dans la partie nord du Rif. Le deuxième domaine est le domaine médian ou nappes de flysch. Ces nappes sont issues du bassin sédimentaire à l’origine de la microplaque d’Alboran. On en dénombre quatre principales, ces dernières s’étant superposées. Le troisième domaine est externe. Il constitue la marge téthysienne de la plaque africaine. La figure suivante illustre une coupe schématique du Rif (Figure 2) (Yahyaoui, 1997).

La collision entre les plaques tectoniques africaines et d’Alboran lors du Crétacé supérieur-Tertiaire a engendré la formation de deux principales failles senestres qui recoupent l’arc rifain. On parle de la faille de Jabha et de la faille de Nekor (Chalouan et al, 2011).

Le détroit de Gibraltar est localisé entre la mer Méditerranée et l’océan Atlantique. Elle constitue la limite physique entre ces deux grandes étendues d’eau salée. Le détroit fut convoité par différents pays dans l’histoire de l’humanité. En autres, il était primordial pour les Romains, les Égyptiens et les Grecs afin de pratiquer le commerce. Il est intéressant de remarquer que seulement 14 km séparent le Maroc de l’Espagne (Figure 1 : Photo récente du Détroit de Gibraltar (Le web magazine de Tanger, 2016).).

Le détroit est géologiquement composé d’une chaîne tello-Rifaine (Charbonnier et al 2018). Cette chaîne se forme de la Tunisie à la frontière de l’Algérie et du Maroc. Comme il est possible de constater sur la Figure 2 : Carte des structures géologiques de la Méditerranée (Charbonnier et al., 2018)., le Tell rencontre le Rif au nord du Maroc et se prolonge vers le détroit de Gibraltar. Des reliques anciennes de la mer de Téthys sont visibles aux alentours de la Méditerranée et du détroit (Figure 2 : Carte des structures géologiques de la Méditerranée (Charbonnier et al., 2018).).

La mer Méditerranée et le détroit de Gibraltar ont une histoire intimement liée. Il y a environ 250 Ma, tous les continents étaient regroupés sous forme d’un supercontinent nommé la Pangée. (Frizon de Lamotte et al., 2008). Cette énorme masse continentale se situait au centre du monde à des latitudes très basses. Complètement à l’est, une énorme fissure résultant de l’activité volcanique s’est ouverte, puis a subi une rotation, créant ainsi un chemin préférentiel pour l’infiltration d’eau de mer. Ce nouveau bras de mer, entrant dans le continent, se nommait la Téthys. À cette époque, les continents de l’Afrique et l’Europe étaient toujours liés. Les transgressions marines de la Téthys ont formé des bassins et ont défini les premières structures de la future mer Méditerranée. Sur la Figure 2 : Carte des structures géologiques de la Méditerranée (Charbonnier et al., 2018)., il est possible d’observer la position de ces bassins dans la mer Méditerranée. Les nombreux bassins (par exemple : algéro-provençal et tyrrhénien), qui constituaient la structure de cette mer intérieure, y sont d’ailleurs décrits (Frizon de Lamotte et al., 2008). Avec l’activité grandissante du mouvement des plaques tectoniques et de l’activité volcanique, le continent de l’Afrique s’est déplacé vers le sud (Charbonnier et al., 2018). Il y a 160 Ma, cette dérive de l’Afrique a agrandi de plus en plus la mer de Téthys. La plaque nord-américaine était toujours au contact de la plaque eurasienne et s’est détachée il y a environ 150 Ma (Charbonnier et al., 2018). Cet écartement fut causé par un système divergent de formation de croûte océanique que l’on nomme aujourd’hui la dorsale médio-océanique. Au même moment, la croûte continentale de la paléo-Espagne a fait une rotation sur ellemême. L’Espagne est alors devenue une île au milieu de la Téthys jusqu'à ce que l’Afrique remonte. Cette remontée a créé, aux environs de 75 Ma à 35 Ma, la chaîne de montagnes des Pyrénées en France (Figure 3 : Relation du géodynamisme de la Méditerranée et du détroit de Gibraltar (Frizon de Lamotte et al., 2008) .).

La Téthys a vu son niveau d’eau baisser radicalement, car l’eau qui entrait était inférieure à son taux d’évaporation. Cet épisode a d’ailleurs causé l’évaporation presque totale de cette mer et plusieurs traces sont toujours visibles dans la Méditerranée moderne (Figure 2 : Carte des structures géologiques de la Méditerranée (Charbonnier et al., 2018).).

Selon Charbonnier et al., la Téthys serait presque complètement disparue par des zones de subduction présentes dans la mer Méditerranée. Le détroit de Gibraltar s’est fermé et a empêché l’océan Atlantique de se déverser dans ces bassins d’évaporation. Par la suite, l’érosion et des tremblements de terre ont ouvert le détroit de Gibraltar. L’eau de mer est entrée et a rempli complètement les bassins, ce qui a donné naissance à la mer Méditerranée moderne (Charbonnier et al., 2018). Ceci est d’ailleurs prouvé par la découverte de plusieurs coquillages non loins de la côte (Charbonnier et al., 2018). Cette ouverture est toujours présente aujourd’hui et n’a presque pas changé depuis sa création. Le détroit, tel qu’on le connait aujourd’hui, est récent au niveau de l’échelle du temps géologique.

Le détroit de Gibraltar moderne est la conséquence du réchauffement de la planète après la dernière glaciation, il y a 9000 ans. Pendant la dernière glaciation, les eaux marines étaient beaucoup plus basses et le détroit de Gibraltar était beaucoup plus petit. Il y avait même un archipel de trois îles entre l’Espagne et le Maroc. Le niveau de la mer était 135 m plus bas que le niveau marin actuel. Il aura fallu 10 000 ans pour atteindre ce niveau suite à la fonte massive des glaciers (Collina-Girard, 2003). Les géoscientifiques ont déterminé cette transgression marine avec des forages dans les récifs coralliens. Ces coraux sont d’excellents marqueurs de position du niveau marin. D’autant plus qu’ils sont de bons indicateurs pour la datation au carbone 14 grâce à leur composition en carbonates (Collina-Girard, 2003). Une augmentation du niveau de la mer accompagne une grande croissance des récifs coralliens. Ce sont ces indices de croissance, accompagnés de la datation au carbone 14, qui permettent de démontrer la variation du niveau de la mer. Selon la Figure 4, il est possible de d’observer que plusieurs îles étaient présentes. Aujourd’hui, aucune trace de ces îles n’est visible à la surface de l’eau. Par contre, plusieurs hauts fonds sont connus. En effet, ces derniers étaient submergésil y a plus de 9000 ans (CollinaGirard, 2003). Cette partie, entre les continents africain et européen, est très convoitée par les écrits de Platon sur l’Atlantide. La géologie du Quaternaire est alors primordiale pour les chercheurs de cette cité. Les études géologiques ont confirmé qu’il y avait bel et bien des îles dans le présent détroit de Gibraltar qui par la suite, ont été englouties par les mers.

Le désert du Sahara occidental est un territoire de 266 000 km² qui borde plusieurs pays au nord-ouest du continent de l’Afrique. Le Maroc, l’Algérie et la Mauritanie sont les pays qui se rapprochent le plus de ce désert aride. L’océan Atlantique est à sa rencontre du côté ouest, alors que la mer d’Alboran le borde au nord.

Un désert est un endroit où les précipitations annuelles n’excèdent pas 250 mm (Merzeraud, 2017). Le caractère spécifique des déserts est le climat aride et non sa haute température. Il existe des déserts froids dans les hautes et basses latitudes. L’Antarctique en est un bon exemple. Il existe quatre grands types de déserts (Merzeraud, 2017) : Les déserts zonaux (désert du Sahara), d’éloignement (le centre de l’Australie), côtiers (Le Nami en Afrique du Sud) et d’abris (Le Taklamakan en Chine). Les déserts possèdent des milieux de dépôts sédimentaires très spécifiques. Il existe théoriquement trois parties distinctes aux déserts. Ces parties se caractérisent généralement par de l’érosion éolienne ou une accumulation de sédiments. 

La première partie d’un désert est nommée « le pédiment » ou « le Tassili » (Merzeraud, 2017). Cette zone est caractérisée par une partie rocheuse avec très peu de sable. Cet emplacement est constamment érodé par le vent ou même par des cours d’eau temporaires (les Oueds). Le sable du désert provient, entre autres, de l’érosion du pédiment par des procédés mécaniques d’érosion de l’environnement. Une fois que ce socle rocheux érodé et déficitaire en sédiments, les grains érodés se rendent dans la deuxième zone que l’on nomme le Reg (Merzeraud, 2017). Cette zone est entièrement fouettée par les vents qui causent l’envol des grains de sable fins à moyens. Le sable érodé dans la première partie (pédiment) est seulement en transition (Figure 1 : Les différentes parties d’un désert (QA International, 2019).).

Pour bien comprendre ce procédé éolien, il est nécessaire d’observer comment les grains de sédiments réagissent avec le vent. Pour que le vent déplace certains éléments, il est nécessaire qu’il possède une force de poussée horizontale qui diminue la résistance de l’air au contact des grains (Merzeraud, 2017). Quand certaines particules sédimentaires sont en contact avec le vent, il peut y avoir trois réactions possibles. Pour les particules très légères, une simple poussée fait décoller les grains et les fait rebondir sur le sol. Ce procédé se nomme la saltation (Merzeraud, 2017). Par la suite, si le grain est plus léger, il peut rester en suspension dans les airs et parcourir une certaine distance sans toucher le sol. Ce procédé se nomme la suspension (Merzeraud, 2017). Le dernier mode de transport de sédiments est la traction (Merzeraud, 2017). Ceci s’applique seulement aux particules de taille plus grande. Pour ce processus, le vent est assez puissant pour pousser ou faire rouler et glisser les grains plus grossiers directement au sol.

Le Reg est appelé la zone de déflation. Cette zone ne possède plus de grain fin et moyen. Ils sont déplacés plus loin, laissant ainsi des roches tels que des graviers, des galets ou des blocs et des particules beaucoup plus grossières qui ne peuvent pas être déplacées par le vent (Merzeraud, 2017). Cette zone est donc triée mécaniquement par le vent. La troisième zone, l’erg, est l’emplacement le plus vaste. C’est l’endroit dans lequel les grains érodés et déplacés du pédiment et de la zone du Reg s’accumulent, ce qui est propice à la création de dunes. Ces milieux sont aussi caractérisés par des plaines de sable et l’eau des nappes phréatiques remonte parfois jusqu’à la surface. Ces nappes peu profondes sont appelées des «playas» ou «sebkhas». L’Erg de Chebbi se situe à la frontière entre le Maroc et l’Algérie, près du village de Merzouga. Cet erg possède les caractéristiques énumérées ci-dessus. Ce grand désert très plat est suivi d’une vaste plaine de dunes de sable qui s’étend sur plusieurs kilomètres. Les dunes de l’Erg de Chebbi peuvent atteindre des hauteurs de 150 m et plus (Field Guide Morocco, 2018).

Les ergs sont en constante transformation en raison de la force et la direction du vent. À moindre échelle, ils sont influencés par le taux d’humidité instauré dans le substrat rocheux (Merzeraud, 2017).

Il est possible d’identifier cinq types de dunes éoliennes dans un désert. Tel est le cas pour le Sahara occidental (USGS, 1997). En premier lieu, il y a les Barkhanes (Figure 2). Ces dunes sont constamment en mouvement (USGS, 1997). Elles possèdent une forme en croissant et sont poussées par des vents unidirectionnels. La forme en croissant est caractérisée par le centre de la dune qui avance beaucoup moins rapidement que les flancs (USGS, 1997). Le vent très fort provient du côté convexe du croissant et non du côté concave.

Deuxièmement, il y a les dunes transverses qui ressemblent à des crêtes avec une structure d’ondulation (Figure 2) (ESGS, 1997). Elles sont perpendiculaires à la force et et à la direction du vent. Elles peuvent se transformer en Barkhanes ou en dunes longitudinales au fur et à mesure que la force des vents augmente, ce qui signifie que ces dunes se forment avec des échelles de vents plus faibles.

Troisièmement, il y a les dunes paraboliques qui ressemblent aussi à des croissants, comme les Barkhanes (Figure 2) (USGS, 1997). Dans ce cas-ci, le vent provient de la partie concave du croissant. La plupart du temps, ces accumulations de sable se forment près de la mer et de la végétation. Le centre de la dune avance plus vite que les extrémités.

Quatrièmement, il y a les dunes longitudinales qui possèdent une forme allongée dans le sens du vent dominant (USGS, 1997). Entre deux segments de dunes longitudinales se retrouve une grande et vaste zone planaire de sable. Cette zone est théoriquement expliquée par la rencontre de deux vents dominants qui forment autour d’eux des lignes de sable.

Enfin, il y a les dunes en étoile (Figure 2). Cette accumulation de sable, créée par plusieurs directions de vent, peut atteindre des centaines de mètres de hauteur.

Le mode de formation de ces dunes est presque similaire. Pour qu’une dune éolienne se forme, il faut initialement un obstacle plus rigide que le sable. En ayant un petit relief rigide au départ, le sable poussé par le vent se déplace ainsi autour. Il y a donc une accumulation de sable sur ce petit obstacle. Des roches, des rochers, une nappe phréatique proche de la surface ou même des endroits possédant de la végétation sont des endroits idéaux pour une accumulation de sable. Le point central de cette dernière s’agrandit graduellement pour former une «protodune» (Merzeraud, 2017). Ce premier stade annonce des vents horizontaux sans création de lamines. Afin d’engendrer cette structure, il est nécessaire d’atteindre une certaine grosseur afin que le vent ait la possibilité d’être recoupé. Un flux de vent circule toujours de façon horizontale au-dessus de la protodune. Par contre, une certaine partie du courant bifurque vers le bas. Cela génère une petite zone de turbulence. Le sable, trainé par ce flux de vent descendant, forme des lamines avec un faible pendage. Ce sont des accumulations de strates de sable plus ou moins perpendiculaires au sol d’environ 1 à 5 mm en moyenne (Merzeraud, 2017). Cette formation de strates de sable forme des dunes beaucoup plus grandes jusqu'à l’atteinte d’un angle maximal de 34° (Merzeraud, 2017). Suite à l’atteinte de cet angle, la crête de la dune devient instable et un effondrement de sable se poursuit. Ces structures sont nommées des lamines d’effondrement qui se distinguent des lamines normales (Figure 3).