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Premières données chronostratigraphiques sur les formations du Pléistocène supérieur de la « falaise » de Bandiagara (Mali, Afrique de l’Ouest)

First chronostratigraphical data of the upper Pleistocene deposits from the Bandiagara cliff (Mali, West Africa)
Michel Rasse, Chantal Tribolo, Sylvain Soriano et Eric Huysecom
p. 5-23

Résumés

Les formations pléistocènes situées au pied de la « falaise » de Bandiagara (pays Dogon, Mali) n’ont jamais fait l’objet de datations précises. Cet escarpement, un « glint » développé dans les grès conglomératiques du Précambrien reposant en discordance sur le socle birrimien, constitue un obstacle majeur propice à la fois aux accumulations éoliennes récurrentes et, par les écoulements issus du plateau gréseux en saisons des pluies, à leurs remaniements successifs. Différentes campagnes de recherches géomorphologiques et préhistoriques ont permis de mettre en valeur le potentiel stratigraphique et archéologique de ces sédiments sableux du Pléistocène supérieur. Le cadre chronologique absolu, établi ici par la méthode OSL, est confronté aux connaissances tirées des sédiments de la vallée du Yamé (site d’Ounjougou) et aux courbes paléoclimatiques globales. Au-dessus d’une formation sableuse indurée F1 antérieure à 90 ka, se déposent, surtout pendant les stades isotopiques marins (MIS) 4 et 3 (entre 85 et 30 ka), les formations F2 et F3 qui témoignent de conditions paléoenvironnementales favorables à la fois à l’apport de sables éoliens et à leur remaniement local. Du strict point de vue stratigraphique et au pied de l’escarpement, un hiatus est reconnu durant la période 30-7 ka ; il correspond pro parte au dernier maximum aride. Les informations archéologiques sont également replacées dans leur contexte régional. Elles s'intègrent sans difficulté au panorama du Paléolithique moyen régional tel que nous l'avons documenté à partir des travaux menés dans la vallée du Yamé sur le plateau gréseux (site d’Ounjougou).

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Texte intégral

L’étude des occupations pléistocènes du Pays dogon et celle de leur cadre géomorphologique et chronologique reçoivent depuis 2003 le soutien du Ministère des affaires étrangères dans le cadre de la mission archéologique française d’Ounjougou. Nos recherches ont bénéficié par ailleurs d’un programme CNRS ATIP en 2006 et 2007. L’étude géochronologique bénéficie d’une aide de l’Agence National de la Recherche (ANR-09-JCJC-0123-01) depuis septembre 2009, ainsi que du soutien de la Région Aquitaine. Merci à A. Murray et K. Thomsen pour leur accueil au sein du National Risøe Laboratory, où les mesures en grain unique ont été effectuées en 2006 et 2007, ainsi qu’à H. Valladas qui nous a aidé à plusieurs reprises à réaliser des mesures sur le lecteur OSL du Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement. L’ensemble de nos recherches s'insèrent dans le programme de recherche international intitulé « Peuplement humain et paléoenvironnement en Afrique de l’Ouest », coordonné par Eric Huysecom (Université de Genève). Ce programme, ainsi que l’infrastructure locale dont nous bénéficions, sont soutenus financièrement par le Fonds national suisse de la recherche scientifique (SNF), la Faculté des Sciences de l’Université de Genève et la Fondation Suisse-Liechtenstein pour les recherches archéologiques à l’étranger. Nous remercions vivement nos collègues, Lassana Cissé (directeur de la Mission culturelle de Bandiagara) et Kléna Sanogo (directeur de l’Institut des Sciences Humaines de Bamako), pour leur soutien indéfectible, ainsi que les villageois de Dimbal, Songona et Yawa qui ont participé aux recherches de terrain.

1 - Introduction

1Alors même que la « falaise » de Bandiagara constitue un géomorphosite (Reynard, 2004, 2005) et un géoarchéosite (Fouache & Rasse, 2009) des plus spectaculaires, il n’existe quasiment aucune littérature concernant son évolution géomorphologique. Seul le travail pionnier de S. Daveau (1959) esquissait les grandes lignes de son organisation et posait les premières interrogations sur son histoire morphostructurale et sur les phases récentes d’érosion et d’accumulation. Or cet escarpement constitue un obstacle topographique majeur, propice à la fois aux accumulations éoliennes récurrentes et, par les écoulements issus du plateau gréseux, à leurs remaniements successifs.

2Dans le souci constant de cerner les variations paléoclimatiques et leurs effets en Afrique de l’Ouest, comprendre l’évolution géomorphologique récente de ce relief constitue donc une nécessité. Nos recherches font suite aux investigations menées sur le plateau de Bandiagara, dans la vallée du Yamé, sur le site d’Ounjougou (Rasse et al., 2004, 2006 ; Lespez et al., 2008) et s’inscrivent dans le cadre du programme de recherche international « Peuplement humain et paléoenvironnement en Afrique de l’Ouest ». Le volet archéologique de ce programme œuvrant en pays dogon a pour objectifs principaux la compréhension de la stratigraphie du Pléistocène supérieur et de l’Holocène et l’établissement du cadre chronoculturel paléolithique et néolithique de cette région du Mali (Huysecom, 2002).

2 - Cadre d’étude et approche méthodologique

3La «falaise » de Bandiagara est une pseudo-cuesta, un glint (Peulvast & Vanney, 2001, 2002). Elle constitue la limite orientale du plateau dogon, plateau structural développé dans les grès conglomératiques du Précambrien reposant en discordance sur le socle birrimien (cf. notamment Daveau, 1959 ; Reichelt, 1972 ; Mainguet, 1972 ; Keita, 1984). Cet escarpement, de direction assez régulière N40-45° dans sa partie la plus marquée, se suit sur 250 kilomètres, des confins méridionaux du Mali à l’impressionnante butte de la Gandamia (1080 m), et se termine, topographiquement et structuralement, avec les monts de Hombori (1155 m ; fig. 1A). Cet escarpement domine le Séno, vaste plaine dessinée dans les formations cristallines du socle et recouverte de sables quaternaires, dont le niveau de base est le Sourou, affluent de la Volta Noire (fig. 1A et B).

4Ce glint constitue l’un des reliefs majeurs de l’Afrique occidentale qui, par son orientation sud-est, reçoit de plein fouet les vents dominants de saisons et de périodes sèches. On comprend ainsi les accumulations éoliennes, fixées ou remobilisées récemment, que l’on retrouve recouvrant, partiellement ou totalement, l’important talus d’éboulis sur lequel se sont implantés les « villages de falaise » (Gallais, 1965 ; Arnaud, 2001). Les altitudes du plateau croissant vers le nord-est pour des raisons structurales, la dénivellation de l’escarpement est également, en moyenne, de plus en plus importante. Toutefois les conditions locales de recouvrement éolien et d’incision des vallées de piémont perturbent cet agencement. Ainsi, en différents secteurs moins soumis à l’érosion régressive, la dénivellation est réduite quasiment de moitié. Il en est ainsi dans le secteur de Guimini-Yawa-Nombori étudié dans cet article (fig. 1B, 1C et 2A). La piste Bandiagara-Dourou-Koporokénié Pé venant du plateau entre dans le Séno en empruntant l’interfluve, certes peu marqué dans le paysage, compris entre la vallée de Bombou (dans son rameau sud de Nombori-Banani) et la vallée de Guimini (Daveau, 1959). Au contact avec les grès, les altitudes sont ici supérieures à 400 mètres, constituant la partie la plus élevée de tout le Séno et l’un des endroits où la dénivellation du talus gréseux est la moins marquée.

5C’est cette situation géomorphologique, d’extrême amont encore préservé de l’érosion régressive, qui explique à la fois la conservation de formations « anciennes » et leur érosion actuelle. En effet, le matériel sédimentaire, constitué essentiellement de sables fins, est soumis à des conditions climatiques sahéliennes, c’est-à-dire à la fois aux chasses brutales des eaux concentrées sur le plateau pendant la saison des pluies et à la déflation par les vents canalisés par le talus et les vallées de piémont pendant la saison sèche. On doit donc à ces conditions le dégagement de coupes stratigraphiques significatives de l’évolution géomorphologique du Pléistocène supérieur et de l’Holocène, ainsi que la découverte des niveaux archéologiques. Il n’est d’ailleurs pas du tout exclu que l’on doive cette érosion à l’évolution des toutes dernières décennies. En effet, l’utilisation des missions photographiques aériennes de 1952 et de 1982, et des photographies faites sur le site par S. Daveau en 1956 et J.-C. Arnaud en 1972, montre que c’est surtout après 1982 que le couvert végétal des versants sableux se dégrade substantiellement et que le fonctionnement hydrologique des cours d’eau temporaires se modifie (Huysecom et al., 2007). Les modifications de la charge sédimentaire disponible dans le lit des cours d’eau ont eu une incidence directe sur leur dynamique hydrologique et une accentuation significative du sapement de rive concave de certains méandres est à noter. On explique ainsi le dégagement des coupes et des niveaux archéologiques, quasi exclusivement situés sur les versants de rive droite des cours d’eau, dans les secteurs soumis à la déflation et, à proximité des méandres actifs, à une érosion active. Quant aux versants de rive gauche, compte tenu de la direction dominante des vents, ils sont vite recouverts de sables (issus des parties vives des dunes proches) qui alimentent directement le chenal actif.

6Les objectifs de ce travail sont multiples : présenter les grands lignes de la stratigraphie des formations récentes du pied de l’escarpement, caler chronologiquement cette stratigraphie à l’aide de datations absolues établies avec la méthode OSL et utiliser le travail déjà effectué le long de la vallée du Yamé à des fins de premières comparaisons paléoenvironnementales, régionales (Rasse et al., 2004, 2006) mais aussi plus globales (Lespez et al., 2008). L’approche méthodologique est des plus classiques. Au long travail de décryptage des formes et des formations sur le terrain, souvent mené par fortes chaleurs et vent constant, et de recherche d’indices archéologiques, ont succédé relevés stratigraphiques, fouilles et analyses des niveaux les plus riches et échantillonnages pour études sédimentologiques et géochronologiques.

7S’il ne s’agit ici que d’une première approche du passé de cet escarpement, nul doute que les premiers résultats soulignent le potentiel informatif de ce contexte.

Fig. 1 : Localisation et présentation géomorphologique du secteur étudié.

Fig. 1 : Localisation et présentation géomorphologique du secteur étudié.

(Carte A) : Altitudes : 1/ > 750 m, 2/ 500-750 m, 3/ 400-500 m, 4/ 300-400 m, 5/ < 300 m. (Carte B) : 1/ Altitudes > 750 m, 2/ Plateau et « falaise » de Bandiagara, 3/ Vallées de piémont, 4/ Principaux vestiges latéritiques, 5/ Principaux cordons dunaires, 6/ Courbes de niveaux avec indication de l'altitude. (Carte C) : 1/ Grès et corniches gréseuses, 2/ Talus d’éboulis de la « falaise », 3/ Sables du Séno, 4/ Terrasse sableuse de la vallée de Guimini, 5/Coulée de débris à blocs de grès de Songona, 6/ Vallée de piémont et incision des cours d’eau actuels, 7/ Escarpement principal et diaclases majeures, 8/ Villages, 9/ Piste/sentiers.

3 - Formes et formations du piémont de Yawa-Songona

3.1 - Contexte géomorphologique

8L’image un peu simple d’un dégagement holocène des sables déposés au pied de l’escarpement durant le dernier maximum aride -« l’Ogolien » des auteurs (Elouard, 1962)- est à nuancer quelque peu (Daveau, 1959). Les vallées de piémont que cette auteure qualifie « d’embryonnaires » dans la mesure où elles drainent les écoulements saisonniers issus du plateau sans les relier à un réseau exoréique permanent, doivent davantage leur allure à la faiblesse des précipitations et des écoulements qu’à leur relative « jeunesse » (Photo 1). Le dégagement du talus d’éboulis par érosion différentielle des formations quaternaires est manifeste, et c’est d’ailleurs cette situation qui explique l’affleurement actuel des divers dépôts.

9Si aujourd’hui, ces vallées de piémont débouchent dans le Séno, au-delà des cordons dunaires qui longent l’escarpement, et donnent naissance à de vastes cônes de déjection parsemés de mares temporaires plus ou moins importantes (fig. 1A et B), elles ont connu durant le Pléistocène supérieur différentes phases d’encaissement et de remblaiement. Il est donc fort probable que cette allure « embryonnaire » ait été une caractéristique constante, essentiellement d’ailleurs parce que le niveau de base régional restait à peu près identique. Seules sans doute les périodes les plus humides ont été favorables à un écoulement quasi permanent et continu jusqu’au Sourou et, de fait, à une incision au moins relative, alors que durant les phases les plus sèches, une grande mise en charge des écoulements permettait l’accumulation de formations successives.

10Les prospections le long de l’escarpement ont montré que c’est dans le secteur de Songona, village situé sur le talus d’éboulis, dominé par celui de Yawa situé sur le plateau, que les différentes formations se comprennent le mieux, à l’extrême amont du rameau septentrional de la vallée de Guimini. Là, les cours d’eau temporaires exhument le talus d’éboulis des formations récentes (fig. 1C et 3A). Ce n’est qu’au niveau de la confluence avec les écoulements issus des vallons suspendus que le talus d’éboulis en conserve les restes, sous la forme de deux interfluves plans (Huysecom et al., 2007, 2008). Entre ces deux interfluves, une masse effondrée de blocs de grès issus de la paroi protège également deux collines sableuses aux altitudes plus faibles (fig. 2C, 3A et 3B).

11Dès les premières missions de terrain, nous avions été frappés par ces accumulations de blocs de grande taille (pouvant aller jusqu’au m3) qui jonchent le fond du talweg mais qui recouvrent aussi les formations sableuses. Ces blocs sont liés à l’effondrement d’une portion de la corniche gréseuse, mais les modalités de cet effondrement n’étaient pas bien cernées. A la faveur de l’examen des actuelles modalités de fissuration de la paroi, nous avons pu comprendre les trois types principaux de fragmentation de la masse gréseuse (fig. 2B) : par exploitation d’une diaclase bien dessinée, par création d’une fissure de détente qui part de la base de la paroi gréseuse et qui se perd dans les bancs plus résistants du sommet ou par écaille de compression, lorsque les bancs sommitaux forment un surplomb et que le poids de la masse surincombante provoque une fissuration qui prend en général naissance dans la partie médiane de la paroi.

12Les éboulements massifs repérés le long de la falaise n’ont que très rarement l’ampleur de la masse effondrée de Songona ; il s’agit le plus souvent de masses tombées très près de la paroi, reposant en surface ou injectées de force dans les sables du pied de falaise. A Songona, la situation relève de conditions exceptionnelles, vu l’ampleur de la masse que cela représente, qu’il faut mettre en relation avec la disposition en « promontoire » de la falaise, la présence de nombreuses diaclases et le pendage des grès. La position de la masse gréseuse initiale se situe en effet dans le promontoire que constituent les tracés de la falaise et du vallon suspendu de Yawa. A cet endroit, le pendage est dirigé vers l’est, propice à l’effondrement des blocs, et on peut assez facilement comprendre, au regard de la forme actuelle de la falaise, le tracé qu’elle devait avoir avant l’événement (fig. 3A). Cet effondrement en masse d’une grande portion du promontoire gréseux a parsemé le talus de blocs énormes, mais a également recouvert les formations sableuses de piémont.

Photo 1 : Vue d’ensemble du secteur étudié (Photographie prise du haut du l’escarpement et en direction du sud).

Photo 1 : Vue d’ensemble du secteur étudié (Photographie prise du haut du l’escarpement et en direction du sud).

L'escarpement se distingue à droite, au premier plan le talus d'éboulis, au second plan les deux collines de Songona, puis la vallée de Guimini et la plaine sableuse du Séno. Les dunes ravivées se situent le long des versants.

Fig. 2 : Formes et formations du piémont de Yawa-Songona.

Fig. 2 : Formes et formations du piémont de Yawa-Songona.

Fig. 3 : Les interfluves de Songona : contexte géomorphologique et stratigraphique

Fig. 3 : Les interfluves de Songona : contexte géomorphologique et stratigraphique

(Carte A) : 1/ Plateau gréseux/corniche/diaclases, 2/ Talus d'éboulis, 3/ Interfluves plans de Songona (façonnement holocène), 4/ Formations sableuses du Séno, 5/Effondrement en masse de la paroi : niche de départ et jonchée de blocs, 6/ Sables vifs, 7/ Réseau hydrographique, 8/ Basse terrasse sableuse récente, 9/ Cicatrices de sapement et ravinements, 10/ Dunes actives, 11/ Zones sableuses à couvert herbacé encore dense, 12/ Axes de déflation marquée, 13/ Emplacement du site archéologique de Songona 1 (SG1). (Carte B) : 1/ Niveau archéologique, 2/ Prélèvements OSL, 3/Blocs de grès, 4/Pisolithes, 5/ Edifice dunaire holocène, 6/ Sables superficiels récents, 7/ Passées conglomératiques, 8/ Sables rouge, 9/ Sables orange, 10/ Sables ocre jaune, 11/ Sables jaune clair, 12/ Sables blanc, 13/ Formation sableuse compacte (F1).

3.2 - Observations stratigraphiques

13Cette masse effondrée située au débouché des vallons longeant l’escarpement a dû limiter localement l’incision des cours d’eau, mais l’érosion fait apparaître néanmoins la stratigraphie des interfluves et, partiellement, celle des collines à blocs. En discordance sur le matériel induré de la formation F1 qui constitue la base de la colline à blocs (fig. 3B3) repose tout le colmatage récent des vallons (formations F2 et F3 ; fig. 3B1 et 3B2). Les deux interfluves de Songona livrent des stratigraphies différentes, liées à des variations latérales de faciès, mais ces stratigraphies sont contemporaines (comme le prouvent les datations OSL ; cf. chapitre 4). L’interfluve de Songona-village est développé dans un cône alluvial de piémont, dont les eaux viennent principalement du vallon suspendu de Yawa, alors que l’interfluve voisin (dit de Songona 1) ne livre que des sables fins homogènes, d’origine éolienne mais remaniés et déposés par les eaux à l’amont du cône.

3.2.1 - Stratigraphie de la base de la « colline à blocs » (fig. 3B3)

14Coiffée par d’imposants blocs de grès, la colline située rive droite entre les deux interfluves et sapée par l’un des méandres du chenal permet d’observer la plus ancienne formation préservée en pied de falaise (fig. 3A). C’est la formation F1 constituée, sur plus de 2 mètres d’épaisseur, d’un matériel sableux, à gravillons épars ou disposés en lits bien définis, qui pourrait représenter la reprise par des écoulements fluviatiles d’une arène gréseuse. L’évolution pédologique subie postérieurement a transformé ce dépôt en masse compacte, très indurée et difficile à échantillonner. Dans la partie profonde, ce matériel est versicolore, à taches allant du blanc à l’ocre brun assez foncé, et contient de nombreuses pisolithes ferrugineuses plus ou moins concentrées. Dans la partie supérieure, la couleur devient plus uniformément rouge lie-de-vin. Ce matériel repose fort probablement sur le substratum gréseux, sans doute à la base du talus d’éboulis, et l’on ne doit sa conservation qu’à sa résistance relative et à la protection des blocs de grès.

3.2.2 - Stratigraphie de l’interfluve de Songona-village (fig. 3B1)

15C’est l’interfluve qui présente la stratigraphie la plus complète. Sur la totalité de la séquence, c’est le sable qui domine, mais les différences entre la base et le sommet de la séquence sont suffisantes pour que plusieurs subdivisions aient été reconnues, sur la base des couleurs, du litage, de la récurrence des lits d’oxydation et sur la granulométrie des passées grossières, parfois plus ou moins conglomératiques.

16- La formation F2, subdivisée en F2A, B, C et D, épaisse de plus de 9 mètres, est caractérisée par une alternance de lits de sables de granulométrie moyenne à grossière entrecoupée de niveaux contenant quelques blocs de grès (fig. 4) :

17F2A (ép. > 1,20 m) n’est connue que dans sa partie supérieure, mais le substratum schisteux ayant été atteint rapidement lors du creusement d’un puits proche, son épaisseur totale ne peut être beaucoup plus importante. Il s’agit de sables moyens à grossiers de couleur orange et à liserés d’oxydation bien marqués.

18F2B (ép. > 1,90 m) repose en discordance sur F2A. Le contact se fait par le lit grossier et plus ou moins conglomératique (F2Ba) qui correspond à la base d’un chenal actif contenant des graviers, des sables grossiers et des blocs de grès altéré. F2B est ensuite rythmée par une alternance de sables assez homogènes de granulométrie moyenne, aux liserés d’oxydation moins lisibles, disposés en lits de couleur ocre jaune / ocre rouge devenant plus soutenue au sommet.

19F2C (ép. 1,60 m) est la formation sableuse « jaune » qui apparaît nettement en surface de la colline. Les sables sont homométriques, de granulométrie moyenne, à lits plus argileux, compacts et rouges. La discordance avec F2D se fait aussi par un lit plus grossier (F2Da) qui correspond également à la base d’un chenal (Photo 2).

20F2D (ép. 3,60 m) est la formation sableuse « rouge » visible elle aussi en surface. Elle est constituée d’une alternance marquée de lits ocre rouge, de sables grossiers rendus compacts par une plus forte teneur en silts, et de lits ocre jaune de sables moyens homométriques. Un autre lit grossier (F2Dc) rappelle encore les lits grossiers sous-jacents.

21- La formation F 3, subdivisée en F3A et B, est épaisse d’au moins 11,50 mètres (fig. 4) :

22Le matériel de F3A ressemble beaucoup à F2 : il s’agit d’une succession bien rythmée de lits sableux de granulométrie moyenne, de couleur ocre, orange ou plus rouge, entrecoupée de lits à sédimentation extrêmement fine, millimétrique (pour F3Aa, c, e, k, et m), qui suggèrent un fonctionnement hydrologique très régulier, caractéristique de variations probablement saisonnières.

23F3B ne présente plus cette rythmicité ; il s’agit, sur plus de 7 mètres, de sables rouges « boulants », massifs et fortement bioturbés dans la partie supérieure de l’interfluve.

24Les formations F2 et F3 de l’interfluve de Songona-village, dont les analyses granulométriques sont en cours, sont interprétées comme des formations de cône alluvial, fortement marquées par le dépôt de sables et par quelques lits à compétence plus importante à la base. Leur mise en place est liée à l’évacuation des eaux du vallon suspendu de Yawa (fig. 3A). C’est ce cône qui doit être à l’origine de la sédimentation moins caractéristique, à l’amont, du matériel de la colline de Songona 1. Cas sans doute rarissime en Afrique occidentale, ces formations offrent, à notre avis, la possibilité de travailler finement sur les conséquences sédimentaires des variations paléoclimatiques, même si la partie supérieure de F3 est profondément bioturbée et si le sable est généralement peu propice à une bonne lecture des indicateurs environnementaux.

25- C’est au-dessus de ces sables rouges de F3B qu’est conservé localement un autre témoin stratigraphique significatif : au sommet de cet interfluve, mais aussi au-dessus des sables du versant de rive gauche, face au village de Guimini, a été remarqué un recouvrement de pisolithes ferrugineuses de taille importante (jusqu’à 2-3 cm). Si cette formation « F4 » n’est indiscutablement pas en place, puisque c’est par déflation des sables fins sous-jacents que ces pisolithes migrent progressivement vers le bas, elle n’en est pas moins intéressante puisqu’elle ressemble beaucoup à la formation U6 décrite à Ounjougou (fig. 3 B1 ; Rasse et al., 2004, 2006 ; Lespez et al., 2008). A Songona, elle se met en place au-dessus de la formation F 3B et est antérieure aux sables récents qui la recouvrent (fig. 3 B1). Elle témoigne d’une période caractérisée par le dépôt d’un matériel grossier curieusement riche en pisolithes dont l’origine ne peut être guère que les cuirassements latéritiques tertiaires du plateau (Beaudet et al., 1981). On peut donc considérer que la phase de remblaiement du Pléistocène supérieur se termine, comme à Ounjougou le long du Yamé, par un dépôt plus grossier et riche en pisolithes ferrugineuses, lequel sera vite érodé avec l’incision holocène et ne subsiste désormais qu’en petits lambeaux.

Fig. 4 : Log stratigraphique de l’interfluve de Songona-village.

Fig. 4 : Log stratigraphique de l’interfluve de Songona-village.

1/ Localisation des échantillons OSL, 2/ Liserés d'oxydation, 3/ Bandes de couleur plus soutenue, 4/ Sable indifférencié, 5/ Sables fins lités, 6/ Sables moyens à grossiers, 7/Blocs et galets de grès des passées grossières.

Photo 2 : Détail de la formation F2.

Photo 2 : Détail de la formation F2.

On remarque la régularité des dépôts des parties sableuses fines. Le niveau grossier F2Da (au milieu) signale la discordance F2C (en bas) -F2D (en haut). La truelle donne l'échelle

3.2.3 - Stratigraphie de l’interfluve de Songona 1 (fig. 3B2)

26L’interfluve de Songona 1 est également constitué de sables homométriques, sur une épaisseur totale d’au moins 30 mètres. Dans l’état actuel de nos observations, tout concourt à faire de cette formation un dépôt à forte composante éolienne, ne serait-ce que par l’homométrie des sables, mais plus ou moins remanié par les eaux.

27Les sables de la partie inférieure (10 m) présentent un litage caractéristique soit d’écoulements laminaires (comme l’on en voit dans le matériel de la basse terrasse subactuelle), soit de décantation dans des étendues d’eaux calmes. C’est surtout le cas des sables blanc pur qui se remarquent au niveau du talweg, mais certaines passées présentent également des discordances angulaires imputables à des écoulements changeants (dans la partie centrale jaune clair du dépôt), rappelant les changements liés à des épisodes d’écoulement rapide. Cette unité est considérée comme un équivalent latéral de la formation F2 de cône alluvial de l’interfluve voisin.

28Une des caractéristiques surprenantes des sables F2 de Songona 1 est leur couleur variant du rouge vif au blanc pur en passant par toute la gamme possible dans l’ocre jaune et l’orange. En première analyse, il serait tentant de faire de ces colorations les héritages de paléosols successifs. Ainsi dans l’un des méandres du vallon le plus proche du talus d’éboulis (fig. 3A), le chenal sape la rive concave développée dans les sables sur une bonne dizaine de mètres de hauteur (Photo 3). La base est d’un blanc pur sur au moins 3,5 mètres d’épaisseur, au-dessus les sables sont jaunes sur plus de 2 mètres, puis rouge vif sur une épaisseur identique. Les transitions de couleur étant très progressives, on pourrait voir là un paléosol significatif qu’il serait très intéressant de caler chronologiquement. Mais si l’on observe la totalité de la masse sableuse, verticalement et spatialement dans toute la vallée de Guimini, l’analyse est moins facile car les couleurs se disposent suivant une disposition en bandes parallèles, lesquelles n’épousent plus que grossièrement la disposition stratigraphique (fig. 3B). C’est, au-dessus du rouge vif, encore plusieurs mètres de sables orange que l’on observe, puis encore plusieurs mètres de sables blanc pur, puis des sables orangé, puis encore rouge dans la partie sommitale. Cette disposition n’est guère favorable à l’interprétation de paléosols superposés dans la mesure où aucune troncature, aucune délimitation pédologique franche n’est observée, mais comme par ailleurs aucun changement associant couleur et mode de dépôt n’est également repéré, les modalités de ces colorations restent à comprendre. Une chose est certaine, il existe dans l’extrême amont des vallons des indurations ferrugineuses indiscutablement liées à des dépôts de sources, et ces concrétionnements riches en fer sont associés à des changements très nets des couleurs, elles aussi à dominantes blanc pur, jaune ou rouge vif. Faut-il faire intervenir l’incidence des nappes phréatiques et des hydromorphies marquées pour expliquer les sables blancs, et dans ce cas peut-on envisager des nappes phréatiques ayant eu des altitudes différentes dans le temps ? Comment alors expliquer l’absence de décoloration des sables rouges inférieurs que toute évolution pédologique aurait dû induire ? Est-ce l’apport d’oxydes de fer par ces nappes qui est à l’origine de leur coloration rouge vif et dans ce cas sous quels climats, à quelles périodes cela s’est-il réalisé ? Autant le dire ici, seules des analyses pédologiques et micromorphologiques pourront résoudre les problèmes de ces colorations et, pour l’instant, ce travail n’est pas engagé.

29Une part non négligeable du matériel de l’interfluve (les 20 mètres de la partie sommitale) se présente sous la forme de sables boulants homométriques, lesquels ne donnent finalement aucune information concrète sur leur mode de dépôt. Cette unité supérieure est considérée comme un équivalent de F3A (cf. infra). C’est dans la partie supérieure des sables blanc et ocre de F3A qu’ont été découverts les niveaux archéologiques de Songona 1 au sommet de la butte soumise à la déflation. Mais la succession stratigraphique de l’interfluve se termine avec ce qui est indiscutablement un épisode éolien caractéristique. Un édifice dunaire recouvre en effet, avec une disposition oblique à 30° des sables clairs, une paléotopographie, elle-même inscrite dans les sables sous-jacents de F3. Ces sables, datés du début de l’Holocène moyen (cf. infra), n’expriment sans doute qu’un remaniement de valeur très locale, à l’image des dunes actives actuelles qui se remarquent sur les interfluves et les ruptures de pente fortement sollicités par la déflation.

30La disposition stratigraphique de ces unités sédimentaires des vallées de piémont est donc relativement simple. Le matériel pléistocène comble une vallée préexistante qui avait peut-être une extension spatiale plus importante et tout indique que le matériel ne se retrouve que dans des conditions exceptionnelles de préservation. Les formations de Songona-village sont liées à l’édification d’un cône alluvial qui a fortement remanié les sables éoliens mais qui a aussi intégré les sables plus grossiers issus de la désagrégation du grès du plateau ; le matériel de l’interfluve de Songona 1 est davantage tributaire de l’apport éolien du Séno et sa sédimentation fut étroitement contrôlée par les apports de saisons des pluies dans les nappes d’eau plus ou moins stagnantes de fin d’épisodes pluvieux, en amont du cône de Songona-village.

31Vers l’aval, la sédimentation semble devenir plus argileuse, mais pour l’instant aucun argument précis, tant chronologique que strictement stratigraphique, n’étaye cette hypothèse. Dans la branche méridionale de la vallée de Guimini (fig. 1B et 1C), au sud du village du même nom, en rive droite du cours d’eau qui se dirige vers le nord-est et en contrebas des dunes vives sommitales, une formation aux couleurs identiques mais plus riche en argiles, se présente en bancs plus ou moins épais (50 cm à plus d’un mètre). Les conditions locales de sédimentation seraient ici responsables d’une plus grande alimentation en argiles, à l’endroit où, en période de forte alimentation en eau, les écoulements devaient s’étaler sur de plus grandes surfaces.

Photo 3 : La base sableuse de la colline de Songona 1.

Photo 3 : La base sableuse de la colline de Songona 1.

La différence entre le sable blanc de la base de la coupe et le sable rouge vif du sommet est bien visible.

3.3 - Occurrences archéologiques

32Les indices d’occupation paléolithique du piémont de la falaise, niveau d’occupation dense ou vestiges isolés, ont été repérés dans les formations F2 et F3 de Songona, mais aussi dans les formations encadrant la vallée de piémont de Bombou en amont de Nombori. Le site de Songona 1, à la partie sommitale de l’unité F3A, est de loin le plus important et a été fouillé de façon extensive. L’étude archéologique a été complétée par l’analyse du matériel archéologique de l’unité F2A de la base de l’interfluve de Songona-village, du site de Yawa-Point 60 et par l’intégration de différents indices relevés le long de la falaise vers le nord jusqu’à la hauteur de Nombori (fig. 1B et 1C).

33- Le site de Songona 1, dans la vallée de piémont de Yawa, découvert à la faveur de prospections en 2006, occupe l’extrémité sommitale de l’interfluve du même nom (fig. 3A). Il tranche par sa richesse de tous les autres sites du piémont. Là, les fouilles menées entre 2007 et 2009 ont révélé deux couches archéologiques paléolithiques, subparallèles, dans la partie sommitale de l’unité F3A (fig. 3B2). La couche archéologique la plus récente est comprise dans un niveau de sable fin beige jaunâtre à petits graviers, d’une quinzaine de centimètres d’épaisseur, tandis que la couche archéologique sous-jacente, qui se subdivise localement, apparaît plus dispersée verticalement dans un sable beige à marbrures blanches. La couche supérieure, fouillée sur une quarantaine de m2 au total, a livré 1185 vestiges lithiques dont 897 esquilles et petits débris de taille (< 15 mm). La couche inférieure était moins riche : 485 vestiges lithiques dont 343 esquilles et petits débris de taille sur une trentaine de m2. La fréquence des petits débris de taille ainsi que les remontages que nous avons réalisés indiquent que les vestiges sont en position primaire ou très peu remaniée. Les industries lithiques de chacune de ces deux couches sont similaires, bien que les choix des matières premières soient distincts, et s’insèrent sans difficulté dans le cadre du Paléolithique moyen régional tel que nous l’avons décrit sur le plateau à Ounjougou (Robert et al. 2003 ; Soriano 2003, 2007 ; Rasse et al., 2004 ; Soriano & Rasse, 2005 ; Soriano et al., 2010). Le débitage, mené sur des blocs de grès et sur des galets de quartzite ou de quartz, repose sur l’emploi d’une méthode simple, dite algorithmique, où se succèdent de courtes séries d'enlèvements, unidirectionnelles et indépendantes entre elles. L’originalité de ces industries tient surtout à la présence de quelques petites pointes bifaciales foliacées (fig. 5), techniquement assez proches de celles issues du site du Kondo à Ounjougou (Huysecom et al., 2006) et datées autour de 40/50 ka (Tribolo et al., données non publiées). Ces pointes sont toutefois rares, comme d’ailleurs les outils retouchés dans leur ensemble. Il faut enfin mentionner la présence dans ces deux couches de petits nodules d’hématite dont les facettes d’abrasion témoignent de leur utilisation par l’homme.

34Une couche archéologique en position stratigraphique équivalente à celles de Songona 1 a été observée sur le même interfluve, à une soixantaine de mètres en direction du talus d’éboulis mais aussi sur le versant opposé de la vallée de piémont de Yawa, un peu en amont, à plus de 200 mètres. Ces deux points de découverte indiquent l’existence à un moment déterminé d’une paléotopographie qui a été occupée de façon intense et il y a lieu de penser qu’il s’agissait, avant l’encaissement de la vallée, d’une même nappe plus ou moins continue de vestiges. Par contre aucun vestige n’a pu être repéré dans une position stratigraphique équivalente dans les dépôts de l’interfluve de Songona-village.

35- Dans ces dépôts de l’interfluve de Songona-village, la principale occurrence archéologique est plus ancienne, associée stratigraphiquement aux sédiments de l’unité F2A (fig. 3 et 4). En 2005, un petit biface en quartz (fig. 6) et un petit ensemble d’éclats (17 au total) ont été collectés en surface des sables et graviers de cette unité affleurant à la base de la butte. Le matériel n'a pas été observé en stratigraphie, mais comme la prospection des unités sus-jacentes affleurant sur le flanc de la butte n’a révélé aucun matériel lithique taillé, il y a lieu de considérer ce petit ensemble de surface comme provenant effectivement de F2A. Une partie de ce matériel est émoussée et il est probable que l'ensemble des vestiges soit en position secondaire dans les sables de l'unité F2A.

36- Le site de Yawa-Point 60 a été découvert plus en amont dans la vallée de piémont de Guimini, dans des dépôts sableux qui seraient équivalents de l’unité F3A par leur structure, leur granulométrie et leur disposition (fig. 2D). Les vestiges lithiques qui apparaissaient en surface à mi-pente ont été collectés de 2005 à 2008, donnant un assemblage de 90 pièces. Cette dernière année, les relevés géomorphologiques et une petite tranchée d’exploration stratigraphique ont permis d’observer quelques vestiges lithiques taillés (8) en position stratigraphique dans deux niveaux et de comprendre l’organisation des dépôts (fig. 2D). La densité des vestiges, très faible, n’a pas justifié d’étendre la fouille. Plusieurs raccords d'outils retouchés fragmentés, manifestement retouchés à nouveau après la fracture, ont pu être réalisés sur le matériel de surface, ce qui plaide en faveur de la cohérence technique de l’assemblage (fig. 7). Nous ne pouvons toutefois déterminer si les vestiges collectés en surface proviennent d’une seule ou des deux couches archéologiques repérées dans la tranchée stratigraphique. L'industrie est presque exclusivement en quartzite et le système de débitage semble peu élaboré car les éclats sont peu normés. Par contre, les outils retouchés, principalement des denticulés, sont nombreux, ce qui est inhabituel dans le contexte régional. Aucune industrie équivalente n'est connue dans la séquence du secteur d'Ounjougou (Robert et al., 2003).

37- Dans la vallée de piémont de Nombori, dans une situation géomorphologique très semblable à celle de la vallée de piémont de Yawa, de l’industrie lithique a été trouvée en surface de secteurs en voie de déflation et d’érosion par les écoulements saisonniers, mais les conditions stratigraphiques ne sont pas bien connues. Il faut d’abord noter la présence éparse d’artéfacts ayant subi d’indéniables altérations chimiques dont des polyèdres comme à Ounjougou (De Weyer, 2008). Un petit ensemble d’éclats (10), en partie roulés, a été collecté en surface de dépôts sablo-graveleux qui pourraient être équivalents à l’unité F2A de l’interfluve de Songona-village. Un second ensemble provient de la surface d’une butte sableuse isolée par l’érosion. Débitage Levallois, débitage algorithmique et rabots évoquent plusieurs phases d’occupation du Paléolithique moyen.

38- Enfin, signalons un assemblage lithique non négligeable (99 pièces), celui de Yawa-Dune Point 58, collecté au niveau de l’interfluve séparant la vallée de Bombou de la vallée de Guimini. En un des points où les sables remontent le plus haut contre l’escarpement, l’érosion a dégagé un couloir entre la masse sableuse et la paroi et le matériel lithique apparaissait à la base du sable, au contact du talus d’éboulis sur une vingtaine de mètres de long. Aucun élément ne nous a permis d’attribuer formellement cet assemblage au Paléolithique moyen. Le seul élément chronologiquement significatif, sauf à le considérer intrusif, est une ébauche de lame de hache polie en schiste ferrugineux.

Fig. 5 : Pièce bifaciale foliacée en quartz du site de Songona 1

Fig. 5 : Pièce bifaciale foliacée en quartz du site de Songona 1

Dessin S. Soriano

Fig. 6 : Songona-village, unité F2A. Petit biface partiel en quartz.

Fig. 6 : Songona-village, unité F2A. Petit biface partiel en quartz.

Fig. 7 : Raccord des deux fragments d’un denticulé sur éclat de grès quartzitique du site de Yawa-Point 60 (Dessin S. Soriano). L’outil a été retouché à nouveau après sa cassure.

Fig. 7 : Raccord des deux fragments d’un denticulé sur éclat de grès quartzitique du site de Yawa-Point 60 (Dessin S. Soriano). L’outil a été retouché à nouveau après sa cassure.

4 - Premiers résultats chronologiques

39Afin de caler chronologiquement les formations de Songona-village et de Songona 1, la méthode de la Luminescence Stimulée Optiquement (OSL) (Aitken, 1998 ; Mercier, 2008) a été appliquée à 32 échantillons de sédiment : deux proviennent de la base de la colline à blocs, 14 sont répartis sur la hauteur de la butte de Songona-village, et 16 répartis sur la butte de Songona 1 (fig. 3 et 4).

40Suivant la compaction des couches sédimentaires, les échantillons ont été prélevés soit à l’aide de tubes en PVC insérés dans les coupes, soit sous forme de petits blocs (~10 x 10 x 10 cm). Toute partie exposée à la lumière durant les prélèvements a été éliminée ensuite au laboratoire où le travail s’est effectué sous lumière rouge/orangée, qui n’a pas d’incidence notable sur le signal OSL étudié. Les grains de quartz ont été extraits selon une méthode classique : élimination des carbonates par attaque à l’acide chlorhydrique, tamisage pour récupérer la fraction la plus représentative, séparation à la liqueur dense des minéraux lourds, des quartz et des feldspaths (quasi absents). Enfin, une attaque à l’acide fluorhydrique a permis d’éliminer la couche externe des grains de quartz irradiée par les particules alphas.

41Les mesures de luminescence ont été effectuées dans trois configurations différentes. De grandes aliquotes (i.e. plusieurs dizaines de grains par disque) ont été utilisées pour tester le protocole, tandis que les doses équivalentes (De) ont été déterminées soit à partir de mesures de grains uniques (SG), soit à partir de mesures de très petites aliquotes (MG) (10-30 grains/disque). Les mesures en grain unique ont été effectuées sur un appareil Risø (Duller et al., 1999 ; Bøtter Jensen et al., 2000, 2003) équipé d’un laser Nd:YVO4 émettant à 532 nm pour la simulation optique, et d’un tube photomultiplicateur Thorn-Emi 9235QA précédé de 7,5 mm de filtre Hoya U-340 pour la détection. La majorité des mesures en multi grain a été effectuée sur un appareil identique, l’excitation étant cette fois-ci produite par des assemblages de diodes bleues émettant à 470 nm. Une partie de mesures en multi grain a été réalisée sur un appareil Daybreak 2200 (Bortolot, 2000) équipé d’un ensemble de diodes vertes (515 nm) pour la stimulation et d’un tube photomultiplicateur Thorn-Emi 9235QA précédé d’un filtre Schott GG475 et d’un filtre BG39 pour la détection.

42Le protocole SAR (Single Aliquot and Regenerative Dose) qui a été largement éprouvé sur un grand nombre d’échantillons variés depuis son élaboration au début des années 2000 (Murray & Wintle, 2000, 2003 ; Murray & Olley, 2002) a été appliqué pour la détermination de la De (tab. 1). La pertinence des paramètres choisis dans notre étude a été vérifiée grâce à des tests dits de « dose recovery » : pour chaque échantillon, il s’agissait d’appliquer le protocole à une fraction blanchie et irradiée avec une dose connue. Le rapport entre la dose observée et la dose attendue s’est avérée être compatible avec l’unité à 1 ou 2 sigma pour tous les échantillons. Nous avons également vérifié pour des échantillons provenant de la base, du milieu et du sommet de la séquence que la dose équivalente était indépendante de la température de préchauffe, entre 220 et 280°C. Pour tous les autres échantillons, une préchauffe de 260°C pendant 10 secondes a été appliquée avant la mesure des signaux d’OSL naturels ou régénérés, (et préchauffe de 160°C -0 seconde- avant la mesure du signal de dose test).

43La dispersion des distributions de doses équivalentes obtenues (fig. 8) peut être caractérisée par « l’overdispersion » (« od »; Galbraith et al., 1999). Elle est comprise entre 0,23 ± 0,04 et 0,34 ± 0,03 pour les De mesurées en SG. Ces valeurs sont comparables à celles obtenues par d’autres auteurs pour des échantillons considérés comme bien blanchis et non bioturbés (voir discussion dans Tribolo et al., 2010). Le modèle d’âge central a donc été utilisé pour calculer la dose équivalente la plus représentative pour ces échantillons. Pour un échantillon seulement (MAL07/6/3) l’od s’élève à 0,90 ± 0,05. Pour cet échantillon, la distribution de De montre clairement plusieurs populations de grains (effet d’une bioturbation ?) et la composante majoritaire (od = 0,28 ± 0,03) a été extraite et utilisée pour calculer l’âge du dépôt (Mercier, 2008). Pour les doses équivalentes obtenues à partir de la mesure en MG, les od sont en moyenne plus faibles, entre 0,10 ± 0,02 et 0,25 ± 0,04 (0,30 ± 0,10 pour MAL07/3/1 pour lequel la statistique reste faible). Cette diminution est due au fait que la mesure d’un nombre croissant de grains tend à homogénéiser le signal et donc réduit la dispersion apparente. Deux échantillons ont été mesurés à la fois en SG et en MG ; les od sont respectivement de 0,30 ± 0,02 (MAL07/2/2) - 0,28 ± 0,02 (MAL06/1/1), et 0,16 ± 0,03 (MAL07/2/2) - 0,18 ± 0,03 (MAL06/1/1). Ces dernières sont comparables à ce qui a été observé pour les autres mesures en MG. Nous avons donc également utilisé le modèle central pour déduire les De « finales » des échantillons mesurés en multi-grains.

44Il est à noter que d’après les observations faites sur le terrain, certains échantillons (MAL08/1/8 et MAL08/1/7) étaient apparemment fortement bioturbés. Contre toute attente, la dispersion de leur distribution de De (0,20 ± 0,03 et 0,10 ± 0,02) n’est pas significativement plus élevée que celle des autres échantillons. Plusieurs hypothèses peuvent être formulées : soit le nombre de grains mesurés simultanément était suffisamment grand pour masquer la dispersion réelle, et dans ce cas l’âge central proposé est erroné, soit la bioturbation est très ancienne (contemporaine à la mise en place du dépôt) et il n’y a de ce fait qu’une seule population de grain. Dans ce cas, l’âge central est correct.

45Le débit de dose gamma a été déduit de mesures effectuées avec un spectromètre gamma portable en insérant celui-ci à l’endroit où les prélèvements ont été effectués. Le débit de dose beta a été calculé à partir des activités des familles U, Th et de K, déterminées au laboratoire par spectrométrie gamma à haute résolution sur une portion de l’échantillon prélevé. Le débit de dose cosmique a quant à lui été évalué en tenant compte de la localisation de chaque échantillon dans la coupe stratigraphique et a été calculé en utilisant l’équation de Prescott & Hutton (1994).

46Les analyses montrent que les activités et teneurs des radioéléments sont relativement faibles pour les collines de Songona-village et Songona 1, variant de 4,5 à 16,83 Bq/kg pour 238U, de 3,68 à 11,96 Bq/kg pour 232Th et de 0,02 à 0,14 % pour K ; elles sont nettement plus élevées pour la colline à blocs, de l’ordre de 25 Bq/kg pour les têtes de chaîne des familles de 238U et 232Th, et 0,2 % pour K. On peut observer que la chaine de la famille de l’Uranium est légèrement déséquilibrée, l’activité de la tête de chaîne étant en moyenne 17 % plus faible que l’activité post-226Ra. Ceci indique que le débit de dose beta+gamma n’a pas été constant sur le temps d’enfouissement des échantillons. Cependant, considérant l’étendue du déséquilibre et estimant la contribution de l’Uranium à la dose totale de 23 à 49 % selon les échantillons, nous pouvons formuler l’hypothèse que la variation du débit de dose total due à ce facteur a été minime (< 10 %).

47Du fait des teneurs relativement faibles en radioéléments, la dose cosmique constitue une importante fraction (ca. 30 %) du débit de dose total. Or, la profondeur moyenne d’enfouissement de l’échantillon, dont le débit de dose cosmique dépend, n’est pas parfaitement connue. Nous avons tenté de nous affranchir de cette difficulté pour la base de Songona 1, en construisant une isochrone (fig. 9) : nous avons prélevé 5 échantillons dans les sables jaunes de F2 sur une épaisseur suffisamment faible (~1 m) pour pouvoir considérer qu’ils ont subi la même irradiation par les cosmiques (dcos). Leurs débits de dose beta (dβi) et gamma (dγi) diffèrent cependant. Si l’on fait l’hypothèse que ces sédiments se sont déposés dans le même millénaire, i.e. qu’ils ont le même âge A, la dose équivalente Dei de chaque échantillon est égale à : Dei= A*(dβi+dγi)+ A*dcos. Le coefficient de corrélation élevé, de 0,94 ou 0,99, selon que MAL08/2/2 est inclus ou non dans le calcul, suggère que cette hypothèse est valide ; l’âge isochrone serait alors de 68 ± 10 ka (MAL08/2/2 inclus) ou 73 ± 4 ka (MAL08/2/2 exclu). Au final nous avons donc retenu un âge moyen de 71 ± 6 ka pour la couche jaune. Ce type de calcul n’a pas pu être répété pour l’instant pour les autres échantillons, et nous avons utilisé la distance actuelle au sommet des buttes pour calculer de débit de dose cosmique.

48Les âges obtenus pour les trois collines sont dans un ordre stratigraphique cohérent, les inversions n’étant pas statistiquement significatives (tab. 2, fig. 10). On note aussi la relative cohérence altimétrique entre les âges de Songona 1 et ceux de Songona-village. Ainsi, pour la formation F1 de la colline à blocs, pour laquelle la statistique de détermination de la De (8 aliquotes seulement pour 07/3/1, aucune pour 07/3/2) sera améliorée dans le futur, un âge de 92 ± 13 ka est suggéré. Pour F2A et F2B, à la base de Songona-village, trois âges compris entre 87 ± 7 et 80 ± 8 ka ont été obtenus. Pour F2C et F2D à Songona-village et Songona 1, tous les âges sont compris entre 73 ± 5 et 69 ± 6 ka. Pour F3A, des âges estimés entre 56 ± 6 et 40 ± 4 ka ont été obtenus. Le sommet de F3B est estimé à 33 ± 3 ka.

49

Tab. 1 : Cycle d’irradiation et de mesure du protocole SAR mis en oeuvre.

Tab. 1 : Cycle d’irradiation et de mesure du protocole SAR mis en oeuvre.

Le cycle est répété sept fois. La première fois, aucune irradiation n'est effectuée puisque l'on mesure le signal naturel de l'échantillon. Pour les cycles 2 à 6, la dose d’irradiation est égale à 1/3, 2/3, 4/3, 8/3, 0 fois la De estimée sur une première aliquote. Pour le septième et dernier cycle, la dose délivrée est à nouveau 1/3 de la De estimée (comme pour le cycle 2). Cette dose de recyclage permet de contrôler l'efficacité de la correction de changement de sensibilité par la dose test. Pour les mesures en multi-grain (MG), le signal OSL a été intégré sur les 0,8 premières secondes et le bruit de fond a été moyenné sur les 16,7 dernières secondes. Pour les mesures en mono-grain (SG), nous avons utilisé respectivement des durées de 0,05 et 0,1 seconde pour ces deux paramètres.

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Fig. 8 : Exemple de distribution de doses équivalentes (MAL07/2/2). A/ mesures au grain par grain, B/ mesures de petites aliquotes.

Fig. 8 : Exemple de distribution de doses équivalentes (MAL07/2/2). A/ mesures au grain par grain, B/ mesures de petites aliquotes.

51

Fig. 9: Tracé d’une isochrone pour cinq échantillons prélevés dans les sables jaunes de F2 à la base de la butte de Songona 1.

Fig. 9: Tracé d’une isochrone pour cinq échantillons prélevés dans les sables jaunes de F2 à la base de la butte de Songona 1.

5 - Discussion

52Les analyses géomorphologique et stratigraphique couplées aux données des datations OSL permettent de comprendre les modalités de l’évolution pléistocène et holocène de la « falaise » de Bandiagara et d’intégrer les données culturelles au schéma déjà proposé pour le plateau (Rasse et al., 2004).

53

Fig. 10 : Âges en fonction de la profondeur d’enfouissement.

Fig. 10 : Âges en fonction de la profondeur d’enfouissement.

Tab. 2 : Données concernant les débits de dose, les doses équivalentes et les âges pour l’ensemble des échantillons

Tab. 2 : Données concernant les débits de dose, les doses équivalentes et les âges pour l’ensemble des échantillons

Les échantillons sont classés par colline et par ordre stratigraphique. Les activités et concentrations sont déduites des mesures de spectrométrie gamma à haute résolution réalisées au laboratoire sur une fraction de chaque échantillon. Les débits de dose beta indiqués sont calculés à partir de ces données (en considérant pour la famille de l'uranium les activités post- et pré-226Ra), pour un sédiment sec. Les débits de dose gamma sont ceux déduits des mesures de spectrométrie gamma de terrain. Les débits de dose cosmique sont calculés grâce à l'équation de Prescott et Hutton (1994), en utilisant la profondeur moyenne indiquée (densité 1,7 ± 0,3 g/cm3). Les débits de dose totaux prennent en compte une atténuation par l'eau d'une concentration moyenne (masse eau / masse sédiment sec) estimée à 10 ± 3 % (12,5 ± 4 % pour MAL07/3/1 et MAL07/3/2, plus fins). Pour la dose équivalente (De) la méthode (MG = multi-grain, SG = mono-grain) est indiquée, ainsi que le nombre n d'aliquotes ou de grains sélectionnés. « od » est l'overdispersion, caractérisant la dispersion de la distribution. Les erreurs associées aux activités, concentrations, débits de dose beta et gamma et aux De sont les erreurs statistiques. Les erreurs associées aux débits de dose totaux et aux âges prennent en compte l'ensemble des erreurs statistiques et systématiques.

5.1 - Sur les modalités géomorphologiques

54L’escarpement gréseux de Bandiagara, malgré son aspect immuable, continue d’évoluer, au gré des effondrements en masse, mais son piémont témoigne également d’un passé beaucoup plus riche que les premières études ne le suggéraient.

55Au Pléistocène supérieur, pendant que se déposaient des limons éoliens en périphérie du Sahara (Coudé-Gaussen, 1991), au Maghreb (Weisrock et al., 2006a, 2006b) et sur le plateau gréseux (Rasse et al., 2006 ; Lespez et al., 2008), s’accumulaient des sables au pied de l’escarpement. Témoignant ainsi du rôle des « Low Latitude dusty Events » (Jullien et al., 2007), ces matériaux se sont déposés au moins durant les stades isotopiques marins (MIS) 3 et 4, et leur origine, peut-être saharienne, était tributaire des vents issus du nord-est. L’obstacle topographique que constitue l’escarpement a généré la mise en place d’un prisme sableux et, localement au moins, ce matériel a quasiment fossilisé l’escarpement ainsi que les vallons suspendus proches. Cette masse de sables n’est toutefois pas resté immobile : le remaniement a été constant, par les vents certes, mais aussi et surtout par les chasses brutales de saisons des pluies qui ont redistribué le matériel en formations alluviales dans les vallées de piémont. Vers l’aval, selon la distance à l’escarpement, le matériel devient de plus en plus argileux et forme des nappes aux contours mal définis au débouché des vallées dans la plaine du Séno.

56C’est probablement autour de 70 ka que le grand effondrement en masse de Songona a eu lieu, c’est à dire à peu près au niveau de la discordance F2/F3 puisqu’il n’y a pas de gros blocs ponctuant les sables de F3. C’est à leur maintien sur place que ces mêmes blocs doivent leur présence au sommet des collines à blocs et, sporadiquement, au pied des interfluves de Songona (fig. 2C, 3A et 3B). Des effondrements plus modestes sont avérés à des moments plus récents, injectés notamment dans les sables superficiels de la zone comprise entre Yawa et Nombori.

57C’est a priori au début de l’Holocène, avec la réinstauration de conditions plus humides et d’écoulements plus constants, que l’incision reprend. Dès lors, avec la canalisation des vents dans les vallées, à chaque épisode plus sec, les sables se remobilisent : c’est le cas au moins au début de l’Holocène moyen (cf. dépôts superficiels de la colline Songona 1) et dans la période actuelle pour laquelle la dégradation du couvert végétal par les activités anthropiques paraît évidente. Ces remaniements donnent naissance à des dunes mobiles, dont la répartition est significative mais qu’il faut considérer comme extrêmement discontinues dans le temps et dans l’espace et finalement sans grand intérêt chronostratigraphique, puisque liées à des reprises successives des mêmes stocks superficiels (Stokes et al., 2004).

58Il nous faut de fait souligner que le maximum aride du Pléistocène supérieur (« l’Ogolien » sensu stricto daté de 28 à 11 ka avec un maximum aride entre 18 et 11 ka ; Elouard, 1973) ne s’exprime pas dans le secteur de Songona, ce qui reste pour le moins paradoxal. Il a donc soit été entièrement érodé et il ne subsiste qu’en l’état de sables dès lors remobilisés sans cesse, soit son expression locale a été extrêmement limitée et il faut en rechercher les effets dans d’autres secteurs de l’escarpement et/ou du pays.

5.2 - Sur l’insertion chronologique de la stratigraphie du piémont

59Si l’on tente une comparaison avec la stratigraphie d’Ounjougou (fig. 11), la première remarque tient au fait que la stratigraphie du piémont parait plus continue dans le temps que celle de la vallée du Yamé.

60La sédimentation du Pléistocène supérieur du pied de la falaise s’étend au moins de la fin du MIS 5 à la fin du MIS 3, mais il est difficile de retrouver les discordances des contacts U2/U3 et U4/U5 dans la séquence stratigraphique des formations F2/F3A/F3B. Dans la vallée du Yamé à Ounjougou, la période 60-52 ka se traduit par un hiatus sédimentaire qui ne semble pas se retrouver à Songona, le cône alluvial n’ayant probablement jamais cessé de fonctionner. Néanmoins, le long de l’escarpement, l’absence de dates témoignant de l’intervalle 68-56 ka (en prenant bien sûr en compte toute l’imprécision des marges d’erreurs associées aux datations) pourrait indiquer que le cône a été moins actif durant cette période (la sédimentation, plus condensée, serait alors passée inaperçue compte tenu de la maille d’échantillonnage). La sédimentation essentiellement sableuse ne permet finalement guère de différenciation.

61Toutefois, en observant F2 de l’interfluve de Songona-village, trois épisodes beaucoup plus grossiers ont été mis en évidence : F2Ba, F2Da et F2Dc qui correspondent à des fonctionnements hydrologiques plus marqués, des blocs massifs de grès ayant été redistribués.

62Il est évidemment difficile de dire si ces niveaux grossiers ont une valeur paléoclimatique globale ou s’il s’agit simplement d’une variation latérale de faciès liée au déplacement du chenal principal du cône de déjection. Faire des corrélations avec les grands épisodes reconnus dans les courbes isotopiques à valeur globale reste délicat, ne serait-ce que par la prise en compte des marges d’erreur proposées par les datations OSL. On peut toutefois faire remarquer que ces trois phases de sédimentation grossière pourraient s’inscrire dans la période 85-65 ka, laquelle se caractérise par les trois épisodes DO (Dansgaard-Oechsger) 19, 20 et 21 (Petit et al., 1999 ; Grootes et al., 2001) bien reconnaissables sur la courbe GRIP 2 (fig. 11). Quoi qu’il en soit, la formation F2 témoigne donc de la fin du MIS 5 et d’une grande partie du MIS 4 (fig. 5).

63Quant à la formation F3, elle représenterait pro parte la fin du MIS 4 et le MIS 3, de 65 à 40 ka pour F3A, de 40 à 30 ka pour F3B, et serait donc grosso modo corrélable aux trois formations U3, U4 et U5 bien calées chronologiquement à Ounjougou (Lespez et al., 2008). Son épaisseur est significative de la forte alimentation en sables durant cette période et permettrait à notre avis, au moins pour F3A bien stratifiée, des analyses multi-indicateurs en laboratoire afin de préciser la réponse sédimentaire aux variations paléoclimatiques du MIS 3 à cette latitude subsaharienne.

64Enfin, l’unité F4 mal calée chronologiquement sur les interfluves de Songona-village et de Guimini, si particulière par sa richesse en pisolithes ferrugineuses, pourrait être retrouvée avec la formation U6 d’Ounjougou. A la fin du Pléistocène, dans la tranche 30-20 ka, une grande compétence des cours d’eau et une remobilisation de particules issues des derniers vestiges de cuirasses latéritiques du plateau sont confirmées (Lespez et al., 2008). Elles nappent de graviers et de pisolithes les formations antérieures, en glacis-cônes de piémont au pied de la paroi, lesquels seront vite soumis à l’érosion et ne subsisteront qu’à l’état de pavages résiduels dispersés difficiles à caler stratigraphiquement et chronologiquement.

Fig. 11 : Tentative de corrélation entre les stratigraphies de Songona et d’Ounjougou, et mise en perspective avec les courbes paléoclimatiques

Fig. 11 : Tentative de corrélation entre les stratigraphies de Songona et d’Ounjougou, et mise en perspective avec les courbes paléoclimatiques

a/ Stratigraphie bien cadrée, b/ Stratigraphie incertaine, c/ Niveaux de sédimentation grossière.

5.3 - Du point de vue archéologique

65Les industries lithiques découvertes témoignent de l’occupation du piémont de la falaise dogon par des groupes humains au Paléolithique moyen. D'après nos prospections, les sites apparaissent moins nombreux que sur le plateau, autour d'Ounjougou (Robert et al., 2003 ; Rasse et al., 2004). Il convient toutefois de nuancer ce propos en ajoutant les différents indices répertoriés lors des prospections dans les vallons perchés, immédiatement en arrière de l’escarpement, comme dans l’Abri aux Vaches (Tribolo et al., 2010), mais il s’agit d’un contexte bien différent de celui du piémont dont il est ici question. Toutefois, les industries lithiques, seuls vestiges matériels de ces occupations, s'intègrent sans difficulté au panorama du Paléolithique moyen régional tel que nous l'avons documenté à Ounjougou (Robert et al. 2003 ; Soriano & Rasse, 2005 ; Soriano, 2007 ; Soriano & Huysecom, 2007 ; Soriano et al., 2010). Certaines industries sont en effet très proches ou identiques à celles d’Ounjougou. Il en est ainsi de l’industrie de Songona 1 dont les caractéristiques, comme l’âge (entre 45 ± 4 et 40 ± 4 ka), apparaissent très proches de celles du site du Kondo à Ounjougou (Huysecom et al., 2007). Quant aux polyèdres et rabots collectés en surface à Nombori, ils sont sans équivoque les équivalents de ceux d’Ounjougou (Robert et al. 2003 ; De Weyer, 2008). L’industrie de Yawa-Point 60 est originale et n’a pas d’homologue à Ounjougou mais la diversité des traditions techniques étant la caractéristique essentielle de la séquence d’Ounjougou, cette industrie de Yawa ne fait que la confirmer à l’échelle régionale.

66Le court secteur du piémont de Songona permet ainsi de reconstituer les grandes étapes de l’évolution géomorphologique récente de la falaise de Bandiagara et donne quelques informations archéologiques qui complètent notre connaissance du peuplement pléistocène de cette région. Les premières analyses chronologiques suggèrent un scénario assez proche de ce qui est aujourd’hui bien connu du plateau, dans la vallée du Yamé, avec toutefois des différences qui ne font que confirmer l’extrême complexité sédimentaire et archéologique des séquences stratigraphiques du pays dogon.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation et présentation géomorphologique du secteur étudié.
Légende (Carte A) : Altitudes : 1/ > 750 m, 2/ 500-750 m, 3/ 400-500 m, 4/ 300-400 m, 5/ < 300 m. (Carte B) : 1/ Altitudes > 750 m, 2/ Plateau et « falaise » de Bandiagara, 3/ Vallées de piémont, 4/ Principaux vestiges latéritiques, 5/ Principaux cordons dunaires, 6/ Courbes de niveaux avec indication de l'altitude. (Carte C) : 1/ Grès et corniches gréseuses, 2/ Talus d’éboulis de la « falaise », 3/ Sables du Séno, 4/ Terrasse sableuse de la vallée de Guimini, 5/Coulée de débris à blocs de grès de Songona, 6/ Vallée de piémont et incision des cours d’eau actuels, 7/ Escarpement principal et diaclases majeures, 8/ Villages, 9/ Piste/sentiers.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-1.png
Fichier image/png, 880k
Titre Photo 1 : Vue d’ensemble du secteur étudié (Photographie prise du haut du l’escarpement et en direction du sud).
Légende L'escarpement se distingue à droite, au premier plan le talus d'éboulis, au second plan les deux collines de Songona, puis la vallée de Guimini et la plaine sableuse du Séno. Les dunes ravivées se situent le long des versants.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-2.png
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Titre Fig. 2 : Formes et formations du piémont de Yawa-Songona.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-3.png
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Titre Fig. 3 : Les interfluves de Songona : contexte géomorphologique et stratigraphique
Légende (Carte A) : 1/ Plateau gréseux/corniche/diaclases, 2/ Talus d'éboulis, 3/ Interfluves plans de Songona (façonnement holocène), 4/ Formations sableuses du Séno, 5/Effondrement en masse de la paroi : niche de départ et jonchée de blocs, 6/ Sables vifs, 7/ Réseau hydrographique, 8/ Basse terrasse sableuse récente, 9/ Cicatrices de sapement et ravinements, 10/ Dunes actives, 11/ Zones sableuses à couvert herbacé encore dense, 12/ Axes de déflation marquée, 13/ Emplacement du site archéologique de Songona 1 (SG1). (Carte B) : 1/ Niveau archéologique, 2/ Prélèvements OSL, 3/Blocs de grès, 4/Pisolithes, 5/ Edifice dunaire holocène, 6/ Sables superficiels récents, 7/ Passées conglomératiques, 8/ Sables rouge, 9/ Sables orange, 10/ Sables ocre jaune, 11/ Sables jaune clair, 12/ Sables blanc, 13/ Formation sableuse compacte (F1).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-4.png
Fichier image/png, 447k
Titre Fig. 4 : Log stratigraphique de l’interfluve de Songona-village.
Légende 1/ Localisation des échantillons OSL, 2/ Liserés d'oxydation, 3/ Bandes de couleur plus soutenue, 4/ Sable indifférencié, 5/ Sables fins lités, 6/ Sables moyens à grossiers, 7/Blocs et galets de grès des passées grossières.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-5.png
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Titre Photo 2 : Détail de la formation F2.
Légende On remarque la régularité des dépôts des parties sableuses fines. Le niveau grossier F2Da (au milieu) signale la discordance F2C (en bas) -F2D (en haut). La truelle donne l'échelle
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-6.png
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Titre Photo 3 : La base sableuse de la colline de Songona 1.
Légende La différence entre le sable blanc de la base de la coupe et le sable rouge vif du sommet est bien visible.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-7.png
Fichier image/png, 1,1M
Titre Fig. 5 : Pièce bifaciale foliacée en quartz du site de Songona 1
Crédits Dessin S. Soriano
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-8.png
Fichier image/png, 13k
Titre Fig. 6 : Songona-village, unité F2A. Petit biface partiel en quartz.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-9.png
Fichier image/png, 28k
Titre Fig. 7 : Raccord des deux fragments d’un denticulé sur éclat de grès quartzitique du site de Yawa-Point 60 (Dessin S. Soriano). L’outil a été retouché à nouveau après sa cassure.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-10.png
Fichier image/png, 596k
Titre Tab. 1 : Cycle d’irradiation et de mesure du protocole SAR mis en oeuvre.
Légende Le cycle est répété sept fois. La première fois, aucune irradiation n'est effectuée puisque l'on mesure le signal naturel de l'échantillon. Pour les cycles 2 à 6, la dose d’irradiation est égale à 1/3, 2/3, 4/3, 8/3, 0 fois la De estimée sur une première aliquote. Pour le septième et dernier cycle, la dose délivrée est à nouveau 1/3 de la De estimée (comme pour le cycle 2). Cette dose de recyclage permet de contrôler l'efficacité de la correction de changement de sensibilité par la dose test. Pour les mesures en multi-grain (MG), le signal OSL a été intégré sur les 0,8 premières secondes et le bruit de fond a été moyenné sur les 16,7 dernières secondes. Pour les mesures en mono-grain (SG), nous avons utilisé respectivement des durées de 0,05 et 0,1 seconde pour ces deux paramètres.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-11.png
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Titre Fig. 8 : Exemple de distribution de doses équivalentes (MAL07/2/2). A/ mesures au grain par grain, B/ mesures de petites aliquotes.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-12.png
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Titre Fig. 9: Tracé d’une isochrone pour cinq échantillons prélevés dans les sables jaunes de F2 à la base de la butte de Songona 1.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-13.png
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Titre Fig. 10 : Âges en fonction de la profondeur d’enfouissement.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-14.png
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Titre Tab. 2 : Données concernant les débits de dose, les doses équivalentes et les âges pour l’ensemble des échantillons
Légende Les échantillons sont classés par colline et par ordre stratigraphique. Les activités et concentrations sont déduites des mesures de spectrométrie gamma à haute résolution réalisées au laboratoire sur une fraction de chaque échantillon. Les débits de dose beta indiqués sont calculés à partir de ces données (en considérant pour la famille de l'uranium les activités post- et pré-226Ra), pour un sédiment sec. Les débits de dose gamma sont ceux déduits des mesures de spectrométrie gamma de terrain. Les débits de dose cosmique sont calculés grâce à l'équation de Prescott et Hutton (1994), en utilisant la profondeur moyenne indiquée (densité 1,7 ± 0,3 g/cm3). Les débits de dose totaux prennent en compte une atténuation par l'eau d'une concentration moyenne (masse eau / masse sédiment sec) estimée à 10 ± 3 % (12,5 ± 4 % pour MAL07/3/1 et MAL07/3/2, plus fins). Pour la dose équivalente (De) la méthode (MG = multi-grain, SG = mono-grain) est indiquée, ainsi que le nombre n d'aliquotes ou de grains sélectionnés. « od » est l'overdispersion, caractérisant la dispersion de la distribution. Les erreurs associées aux activités, concentrations, débits de dose beta et gamma et aux De sont les erreurs statistiques. Les erreurs associées aux débits de dose totaux et aux âges prennent en compte l'ensemble des erreurs statistiques et systématiques.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-15.png
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Titre Fig. 11 : Tentative de corrélation entre les stratigraphies de Songona et d’Ounjougou, et mise en perspective avec les courbes paléoclimatiques
Légende a/ Stratigraphie bien cadrée, b/ Stratigraphie incertaine, c/ Niveaux de sédimentation grossière.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6163/img-16.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Michel Rasse, Chantal Tribolo, Sylvain Soriano et Eric Huysecom, « Premières données chronostratigraphiques sur les formations du Pléistocène supérieur de la « falaise » de Bandiagara (Mali, Afrique de l’Ouest) », Quaternaire, vol. 23/1 | 2012, 5-23.

Référence électronique

Michel Rasse, Chantal Tribolo, Sylvain Soriano et Eric Huysecom, « Premières données chronostratigraphiques sur les formations du Pléistocène supérieur de la « falaise » de Bandiagara (Mali, Afrique de l’Ouest) », Quaternaire [En ligne], vol. 23/1 | 2012, mis en ligne le 01 mars 2015, consulté le 16 janvier 2018. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/6163 ; DOI : 10.4000/quaternaire.6163

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Auteurs

Michel Rasse

Université de Rouen, F.L.S.H., Département de Géographie, F-76821 MONT ST AIGNAN cedex. LEDRA-UMR IDEES 6228 et AnTET-ArScAn-Université Paris Ouest-CNRS. Courriel : michel.rasse@univ-rouen.fr

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Chantal Tribolo

Université de Bordeaux-CNRS, IRAMAT-CRP2A, UMR5060, Maison de l’Archéologie, Esplanade des Antilles, F-33607 PESSAC. Courriel : ctribolo@u-bordeaux3.fr

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Sylvain Soriano

 AnTET-ArScAn-Université Paris Ouest-CNRS-Maison de l’Archéologie et de l’Ethnologie, 21 allée de l’Université, F-92023 NANTERRE cedex. Courriel : sylvain.soriano@mae.u-paris10.fr

Eric Huysecom

Université de Genève, Département d’Anthropologie, 12 rue Gustave Revilliod, CH-1211 GENÈVE 4. Courriel : eric.huysecom@unige.ch

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