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Les fluctuations environnementales des deux derniers millénaires en Afrique de l'Ouest : premiers résultats de l'étude des terrasses alluviales du ravin de Sansandé (vallée de la Falémé, Sénégal oriental)

Environmental changes over the two past millennia in Western Africa: first results of the study of the alluvial terraces in the Sansandé ravine (Falémé valley, Eastern Senegal)
Sarah Davidoux, Laurent Lespez, Aline Garnier, Michel Rasse, Brice Lebrun, Irka Hajdas, Chantal Tribolo et Eric Huysecom
p. 237-255

Résumés

L’objectif de cet article est de présenter les résultats préliminaires de l'étude d'une séquence sédimentaire de l'Holocène récent située dans la vallée de la Falémé au Sénégal oriental. Ce secteur fait l'objet de campagnes de fouilles archéologiques et de prospections géomorphologiques depuis 2011. Les travaux toujours en cours ont jusque-là permis de comprendre l’organisation des formes et de l’architecture des formations quaternaires de cette vallée ainsi que de fonder un cadre chronostratigraphique solide. La présence de données archéologiques abondantes a permis de replacer cette séquence dans une perspective géoarchéologique. Néanmoins, les archives sédimentaires conservées dans le fond de la vallée de la Falémé et analysées jusqu’à présent couvrent principalement la fin du Pléistocène. Initiée en 2016, l’étude d'un affluent temporaire de la Falémé, le ravin de Sansandé, a permis de déceler des archives sédimentaires de l'Holocène récent. La méthodologie consiste en l’identification puis l'analyse des formes et formations géomorphologiques. Les sondages et les études de laboratoire réalisés sur les sédiments de deux terrasses alluviales datées des deux derniers millénaires par la méthode du radiocarbone et de l’OSL mettent en évidence des rythmes de la morphogenèse principalement guidés par les changements climatiques. Ainsi, les populations ayant occupé notre zone d'étude au premier et second millénaire ont connu une variabilité de leur environnement qui a sans doute affecté leurs pratiques. Inversement, la formation de ces accumulations sédimentaires semble avoir été contrôlée par l'intensification des pratiques pastorales et agricoles dans la vallée. Ces enregistrements sédimentaires fournissent un nouveau jalon de l'évolution des interactions Environnement/Sociétés au cours de l'Holocène récent dans un espace qui comporte encore peu d’études comparables.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 2 novembre 2018, reçu sous sa forme révisée le 6 novembre 2018 et définitivement accepté le 29 novembre 2018

Texte intégral

Les recherches présentées ici s’inscrivent dans le cadre d’une recherche doctorale qui bénéficie de deux soutiens principaux. Le financement des études menées dans la vallée de la Falémé est en grande partie assuré par l'ANR/SNF Franco-Suisse CheRCHA (Chronology of Rapid climatic changes and human adaptation in West Africa, dir. E. Huysecom et C. Tribolo). Nous tenons également à remercier l'ensemble des membres du programme international de recherche "Peuplement Humain et paléoenvironnements en Afrique de l'Ouest" (dir. E. Huysecom) pour leur soutien. Nous souhaitons aussi remercier chaleureusement les équipes maliennes et sénégalaises, en particulier celle de l’IFAN à Dakar, qui participent à ce programme et nous ont permis de réaliser les études de terrain à un rythme et dans des conditions optimales. Nous remercions également Camille Ollier pour les prises de vue aériennes qui nous aidé à mieux comprendre le cadre géomorphologique local.

1. Introduction

1Les études menées en Afrique de l’Ouest au sud du Sahara ont permis de mettre en lumière la sensibilité des hydrosystèmes aux fluctuations climatiques et aux pressions anthropiques au cours de l’Holocène (Gasse, 2000 ; Lézine et al., 2011 ; Lespez et al. 2011 ; Garnier et Lespez, accepté). On reconnaît aujourd’hui leur potentiel pour les recherches paléoenvironnementales. Néanmoins, les données paléoclimatiques et paléoenvironnementales disponibles concernent jusque-là davantage le domaine sahélien (par ex. Lézine, 1989 ; Salzmann et al. 2002 ; Lézine et al., 2011) ou des zones privilégiées comme le bassin du Lac Tchad (Servant, 1983 ; Maley, 2000 ; Leblanc et al. 2006 ; Armitage et al., 2015). En raison de la rareté des milieux lacustres et palustres dans cet espace, les archives sédimentaires conservées par les systèmes fluviaux sont souvent les seules disponibles pour rendre compte de la sensibilité des environnements aux variations climatiques (Lespez et al., 2008, 2011; Garnier, 2014, 2015 ; Garnier et Lespez, accepté). Jusqu’à présent, les recherches ont été préférentiellement orientées vers le Pléistocène récent et l’Holocène ancien et moyen, favorisant la compréhension de l’impact des grands cycles climatiques sur les paysages et les sociétés humaines. Ainsi, elles ont permis de préciser la chronologie de l’optimum hydrologique africain grâce aux travaux menés en domaine sahélien, comme à Guiers ou sur la Sebkha de Chemchane en Mauritanie (Lézine, 1989) ou encore sur le lac Tilla (Salzman et al., 2002), en domaine soudanien. Cet optimum correspond globalement à la période 15000-5000 cal. BP (De Menocal et al., 2000 ; Gasse, 2000 ; Salzmann et al., 2002 ; Garcin et al., 2007). La mise en place des conditions humides est patente dans les hydrosystèmes sahéliens et soudaniens dès le début de l’Holocène (Gasse, 2000 ; Lézine et al., 2011 ; Lespez et al., 2011). La fin de cet optimum reste discutée et deux hypothèses s’opposent, celle d’une fin abrupte de la période humide (De Menocal et al., 2000) et celle, de plus en plus défendue, d’une transition graduelle avec un développement des conditions sèches, progressivement du Nord au Sud (Lézine et al., 2011 ; Lespez et al., 2011 ; Ozainne et al., 2013 ; Shanahan et al., 2015). La mise en place des conditions et limites actuelles des trois domaines bioclimatiques d’Afrique de l’Ouest (guinéen, soudanien et sahélien) est partout attestée vers 2000 cal. BP, faisant suite à une pulsation sèche bien identifiée en particulier dans la boucle du Niger (McIntosh, 1998 ; Garnier et al., 2015).

2Si le dernier optimum climatique africain est maintenant bien connu, la variabilité climatique depuis l’Holocène moyen reste encore peu étudiée. Certaines études révèlent pourtant à la fois l’existence de fluctuations climatiques secondaires (Neumann et al., 2009 ; Maley et Vernet 2015 ; Nash et al., 2016 ; Garnier et Lespez, accepté), ainsi que la capacité des systèmes fluviaux intertropicaux à en rendre compte (Garnier et al., 2015 ; Stern et al., sous presse). Par ailleurs l'étude des fluctuations climatiques du XXe siècle et de leurs impacts sur les populations a permis d'affirmer la sensibilité des sociétés ouest-africaines aux oscillations climatiques (Perret et Jost, 2008). Les épisodes de sécheresse comme celui des années 1970-1980 ont notamment été mis en avant comme étant des variables fondamentales dans le développement et la prospérité, ou l'instabilité et le déplacement des populations (Hulme, 1992 ; Maley et Vernet, 2015).

3Les recherches menées dans la vallée de la Falémé (Sénégal Oriental) ont pour objectif de développer et d'approfondir ces connaissances. Conduites en parallèle de prospections archéologiques, les premières recherches ont démontré le potentiel des archives sédimentaires de cet espace pour l’étude du Pléistocène récent et de la transition avec l’Holocène mais également de la fin de l’Holocène (Huysecom et al., 2014, 2015, 2016). En effet, des enregistrements sédimentaires datés des trois derniers millénaires ont été observés sur les berges de la Falémé ainsi que dans le fond d’affluents temporaires du cours d’eau principal, permettant d’envisager des recherches sur les fluctuations climatiques secondaires de l’Holocène récent et leurs impacts sur l’environnement. Parallèlement, les recherches archéologiques ont révélé une occupation humaine importante au cours des deux derniers millénaires, stimulant une réflexion sur l’impact de l’anthropisation (pratiques pastorales, agricoles et développement de la métallurgie) sur les systèmes fluviaux. L’objectif de cet article est donc de rendre compte des premiers résultats des recherches géomorphologiques conduites sur l’Holocène récent dans la vallée de la Falémé et sur ses petits affluents.

2. Secteur d’étude et méthodologie

2.1. Choix du secteur d’étude

4La Falémé est un affluent de rive gauche du fleuve Sénégal (fig. 1). Long de 625 km (Rochette, 1974), il draine un bassin versant d’environ 27 900 km². La rivière prend sa source sur les hauteurs du Fouta Djalon qui culmine à 1 538 m au Mont Loura (Mali). Dotée d’une pente forte (8,57 ‰) dans son cours supérieur (Michel, 1973), elle traverse dans la haute vallée un substrat granitique et doléritique avant d’inciser le socle birrimien caractéristique de l’Afrique de l’Ouest (Michel, 1973). Le substrat de la basse vallée de la Falémé, qui nous concerne dans cette étude, est constitué de schistes et de grès-quartzites (Michel, 1973 ; Rochette, 1974).

Fig. 1 – Secteur d’étude.
Fig. 1 – Study area.

Fig. 1 – Secteur d’étude.   Fig. 1 – Study area.

A. Contexte de la zone d'étude. B. Profil en long de la vallée de la Falémé d'après Michel (1973). 1. Cours d'eau principal ; 2. Cours d'eau secondaire ; 3. Bassin versant de la Falémé ; 4. Zone d'étude ; 5. Station météorologique.
A. Context of the study area; B. Longitudinal profile of the Faleme valley, after Michel (1973). 1. Main stream; 2. Secondary stream; 3. Falémé watershed; 4. Study area; 5. Meteorological station.

5La rivière emprunte alors un style fluvial méandriforme. Ses débits sont conditionnés par une alternance pluviométrique saisonnière qui s’explique par le mouvement méridien de la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT). La saison des pluies dure environ quatre mois, de juillet à octobre, et concentre l’essentiel des précipitations (en moyenne 600 mm/an, station de Kidira ; Boyer et al., 2006). En conséquence, on observe une période de hautes eaux de juin à septembre et un étiage qui s’affirme progressivement ensuite jusqu’à la fin du printemps où la Falémé est parfois à sec (à Kidira : débit maximum : 1 805 m³/s, débit minimum : 0 m³/s, module : 170 m³/s). La végétation naturelle caractéristique du domaine soudanien et de notre secteur d’étude est composée d’une savane arborée accompagnée d’une forêt galerie sur les berges de la Falémé. Aujourd’hui, le développement d’une agriculture céréalière (mil, maïs) associée à l’élevage itinérant explique le développement d’une mosaïque de champs cultivés et d’une savane arbustive dégradée.

6La basse vallée de la Falémé a fait l’objet de plusieurs études archéologiques et géomorphologiques (Michel, 1973 ; Camara et Duboscq, 1984 ; Duboscq et Camara, 1987). Les recherches menées à la fin du XXe siècle ont mis au jour de très nombreux gisements préhistoriques et l’ébauche d’un cadre chronostratigraphique. Une première appréhension du système alluvial a été développée par Camara et Duboscq (1984, 1987). Elle met l’accent sur l’existence de trois niveaux de terrasses étagées et reliées à des industries spécifiques. Le cadre chronostratigraphique, proposé à partir de la corrélation des niveaux de glacis et de terrasses avec la succession des périodes glaciaires et interglaciaires du Quaternaire enregistrées dans les carottes océaniques, faisait remonter la première terrasse au stade isotopique 9 (350-300 ka), la terrasse intermédiaire aux stades isotopiques 7 à 5 (250-71 ka), et la terrasse la plus récente aux stades 3 et 2 (58-15 ka). Ce premier cadre chronostratigraphique a été complètement révisé par les recherches récentes (Rasse et Lespez in Huysecom et al., 2014, 2015, 2016 ; Lebrun et al., 2016). Il apparaît en fait que l’on a une séquence sédimentaire continue qui couvre le Pléistocène supérieur (90000-12000 cal. BP) avec en particulier des niveaux stratigraphiques et archéologiques datés de la période 50000-12000 cal. BP jusque-là très peu documentée en Afrique de l’Ouest. Ces études montrent le développement d’un remblaiement colluvio-alluvial tout au long du Pléistocène supérieur qui est ensuite façonné en glacis puis profondément incisé dès le Tardiglaciaire et au début de l’Holocène avant que les formes d’aggradation ne se développent à nouveau au cours des trois derniers millénaires.

7Dans ce contexte, les premières investigations ont été concentrées sur un affluent temporaire de rive gauche de la basse vallée de la Falémé (fig. 2B). Situé au sud du village du même nom, le ravin de Sansandé présente une incision plurimétrique (2 à 10 m) affectant à la fois le glacis-terrasse pléistocène et les remblaiements attribuables à la fin de l’Holocène, qui permet d’en étudier aisément la stratigraphie (fig. 2C-D). Ce secteur a déjà fait l’objet d’une étude dans les années 1980 révélant le potentiel des archives archéologiques qui consistent essentiellement dans des artefacts lithiques, acheuléens en particulier (Camara et Duboscq, 1984 ; Duboscq et Camara, 1987). Ces artefacts se situent aujourd’hui en position secondaire dans les sédiments du Pléistocène supérieur constitutifs du glacis supérieur.

Fig. 2 – Localisation du ravin de Sansandé (image Google Earth) et photographies des paysages types.
Fig. 2 – Location of the Sansandé ravine (Google Earth image) and picture of typical landscapes.

Fig. 2 – Localisation du ravin de Sansandé (image Google Earth) et photographies des paysages types.   Fig. 2 – Location of the Sansandé ravine (Google Earth image) and picture of typical landscapes.

A. Localisation du ravin de Sansandé (image Google Earth) ; B. Confluence du ravin et de la Falémé. C. Vue du ravin depuis le glacis. D. Vue du cours d’eau temporaire et de son style méandriforme.
A. Location of the Sansandé ravine (Google Earth image); B. Confluence between the ravine and the Falémé River. C. View of the gully from the glacis. D. View of the meandering style of the temporary stream.

8Le lobe de méandre de la Falémé, bien développé en rive droite face à ce ravin, a également été intégré à la fenêtre d’étude afin de mettre en relation les observations réalisées sur cet affluent secondaire et le cours d’eau principal. La seule spécificité dans cette organisation d’ensemble assez simple est la présence d’une large étendue plane mais perchée en contrebas du glacis principal au sud du ravin.

2.2. Présentation de la méthodologie

9La méthodologie appliquée à l’étude de cette vallée est principalement géomorphologique et s’appuie sur un important travail de terrain complété par des datations et des analyses de laboratoire.

2.2.1. Travail de terrain

10Des prospections pédestres ont permis d’identifier les formations superficielles pléistocènes et holocènes et ont été complétées par l’étude de deux sources de photographies aériennes. L’étude attentive des images disponibles sur Google Earth (image Landsat / Copernicus, 2018) et de photographies prises grâce à un cerf-volant manuel afin d’accéder à une cartographie à plus grande échelle ont permis de mettre en place une cartographie géomorphologique de la zone d’étude. Parallèlement, des relevés topographiques ont été réalisés pour établir le profil longitudinal du ravin et établir une corrélation solide entre les points d’observations. La topographie a été relevée de manière relative, à partir du point de référence de la ligne d’eau de la Falémé en saison sèche, proche de la période d’étiage, à l’aide d’un télémètre, d’une mire et d’un GPS. Des prospections complémentaires ont également été menées au cours de la saison humide afin d’avoir une idée des niveaux d’eau et des dynamiques hydrosédimentaires à l’œuvre (fig. 3).

Fig. 3 – Vallée de la Falémé en aval du ravin de Sansandé.
Fig. 3 – Faleme valley downstream the Sansandé ravine.

Fig. 3 – Vallée de la Falémé en aval du ravin de Sansandé.   Fig. 3 – Faleme valley downstream the Sansandé ravine.

A. Niveau d'eau pendant la saison humide (septembre 2018). B. Niveau d'eau en saison sèche (janvier 2017).
A. Water level during the rainy season (September 2018). B. Water level during the dry season (January 2017).

2.2.2. Sondages et carottages

11Les observations géomorphologiques ont permis de restituer la géométrie générale des formations superficielles et de réaliser la carte géomorphologique (fig. 4). Dans le ravin de Sansandé et sur les marges de la dépression méridionale, vingt coupes stratigraphiques de cinquante centimètres à sept mètres de hauteur ont été relevées et échantillonnées. Un sondage à la tarière de 3 m de profondeur a été entrepris afin de caractériser les sédiments de la grande dépression méridionale qui forme une zone humide temporaire située au sud du ravin. En rive droite de la Falémé, un carottage tubé de 6 m de profondeur a été réalisé au carottier à percussion Cobra TT (SC1). Enfin, cinq échantillons de surface ont été prélevés dans le secteur de Sansandé, afin de comparer les sédiments actuels avec les sédiments fossiles, et de mieux appréhender les dynamiques hydrosédimentaires passées.

Fig. 4 – Croquis géomorphologique du ravin de Sansandé.
Fig. 4 – Geomorphological sketch of the Sansandé ravine.

Fig. 4 – Croquis géomorphologique du ravin de Sansandé.   Fig. 4 – Geomorphological sketch of the Sansandé ravine.

A. Contexte général. B. Localisation des coupes étudiées 1. Glacis ; 2. Haute terrasse ; 3. Basse terrasse ; 4. Ravinements ; 5. Alluvions récentes ; 6. Talus du glacis ; 7. Chenal temporaire ; 8. Profil géophysique ; 9. Sondage ; 10. Coupe de le glacis-terrasse ; 11. Coupe dans la haute terrasse ; 12. Coupe dans la basse terrasse.
A. General context. B. Location of studied wall-section. 1. Glacis; 2. High terrace; 3. Low terrace; 4. Gully erosion; 5. Recent alluvium; 6. Bank of the glacis; 7. Temporary channel; 8. Geophysical transect; 9. Drilling; 10. Section in the glacis-terrace; 11. Section in the high terrace; 12. Section in the low terrace.

2.2.3. Analyse granulométrique

12Pour cette étude, des analyses granulométriques par diffraction laser ont été réalisées sur 63 échantillons appartenant à trois coupes stratigraphiques réalisées dans le ravin (CP9, CP10, CP20), et à un carottage tubé (SC1) effectué dans le lobe de méandre de la Falémé. Selon le protocole appliqué, les échantillons tamisés à 2 mm par voie humide subissent une attaque à l’eau oxygénée (H2O2) en vue de la destruction de la matière organique. Ils sont ensuite dilués dans une solution d’héxamétaphosphate à 0,5 ‰ avant d’être passés au granulomètre laser Beckam Coulter LS 230, permettant de caractériser la répartition des tailles de grains à partir de 116 classes granulométriques (de 0,04 à 2 000 µm).

2.2.4. Datations

13Vingt échantillons de charbons ont été prélevés dans les coupes stratigraphiques du ravin ou dans le carottage réalisé en rive droite en vue de datations par la méthode du radiocarbone (laboratoire Ion Beam Physics de Zurich). La calibration des dates a été réalisée grâce au programme OxCal v4 3.2 et à la courbe de calibration IntCal13 (Reimer et al., 2013). Sur la totalité des échantillons envoyés (tab. 1), treize ont livrés des résultats exploitables, les autres faisant état d’une contamination ou d’une quantité insuffisante de matière organique. Les treize dates retenues permettent de proposer une chronostratigraphie des formations colluvio-alluviales depuis le Pléistocène supérieur jusqu’à la période actuelle. Afin de pallier la difficulté de trouver des échantillons datables par la méthode du radiocarbone, très fréquente dans les milieux fluviaux soudano-sahéliens (Garnier et Lespez, accepté), des datations par luminescence ont été réalisées au laboratoire CRP2A (Bordeaux) sur les coupes et sur des échantillons prélevés dans deux tubes opaques (30 cm) prélevés à la base du carottage SC1 réalisé en rive droite de la Falémé. Au bilan, huit échantillons de sédiments ont été sélectionnés pour être datés par la méthode de la luminescence stimulée optiquement (OSL) et six ont livré leurs résultats aujourd’hui. Ces échantillons ont été prélevés de nuit par grattage des coupes sédimentaires et ont été préparés et analysés à l’IRAMAT-CRP2A. Les grains de quartz de fraction 100-140 µm ont été extraits par tamisage, traitements chimiques (HCl, 10 % ; H2O2, 30 %), séparation densimétrique (LST 2,72 et 2,62 g/cm³) suivis d’un traitement à l’acide fluorhydrique (HF 40 % pendant 60 mn) et d’un rinçage à l’acide chlorhydrique (10 %). L’absence de contamination par des feldspaths a été vérifiée en suivant le protocole de Duller (2003). Les grains ont été positionnés sur des disques mono-grain comportant cent cavités cylindriques de diamètre et profondeur 150 µm, destinés à recevoir chacun un grain. Les mesures mono-grain ont été effectuées à l’aide d’un appareil Risø TL/OSL-DA20 (Botter-Jensen et al., 2003) décrit par exemple dans Tribolo et al. (2017). Les analyses ont été effectuées à l’aide du logiciel Analyst v4.52 (Duller, 2015). Les mesures préliminaires ont montré que les signaux des échantillons (stimulation dans le vert et détection dans le proche UV) étaient dominés par la composante rapide. Ceci suggère que le protocole de Single Aliquot and Regenerative dose (SAR) peut être appliqué (Murray et Wintle, 2000, 2003) (fig. 5).

Tab. 1 – Datations radiocarbone.
Tab. 1 – Radiocarbone dating.

Tab. 1 – Datations radiocarbone.   Tab. 1 – Radiocarbone dating.

Fig. 5 – Protocole SAR appliqué aux échantillons de quartz.
Fig. 5 – SAR protocol applied on the quartz samples.

Fig. 5 – Protocole SAR appliqué aux échantillons de quartz.   Fig. 5 – SAR protocol applied on the quartz samples.

a) Pour les tests de recouvrement de dose, une dose proche de la dose équivalente estimée sur des premières mesures tests est appliquée. Aucune dose n’est appliquée dans le cas de la mesure de la dose équivalente ; b) le signal est intégré sur les 0,05 premières secondes ; le signal des 0,10 dernières secondes est retranché (bruit de fond) ; c) La préchauffe est de 160°C (coupée immédiatement après que la température soit atteinte), ou de 220°C pendant 10 s ; d) D est choisi de façon à être environ égal à 1/3 de la dose équivalente estimée sur des premières mesures tests. Le signal normalisé Lx/Tx est tracé en fonction de la dose d appliquée et la courbe de croissance est modélisée par une fonction exponentielle Lx/Tx= a* (1-exp[(d+b)/D0]), où a, b et D0 sont les paramètres ajustés. La dose équivalente est déterminée par projection de Ln/Tn (premier cycle) sur la courbe.
a) A dose, close to the equivalent dose estimated in a preliminary test, is applied for the dose recovery tests. No dose is applied for the measurements of the equivalent doses; b) The signal is integrated on the first 0.05 second; the back ground is integrated on the last 0.10 second; c) A cut heat of 160°C or a preheat of 220°C for 10 s are applied; d) D is about 1/3 of the equivalent dose estimated with preliminary tests. The normalised signal Lx/Tx is plotted in function of the dose d applied; the growth curve is fitted with an exponential function such as Lx/Tx= a (1-exp[(d+b)/D0]), where a, b and D0 are the adjusted parameters.

14L’efficacité du protocole SAR a été éprouvée grâce à un test de recouvrement de dose : après un blanchiment (1 minute à température ambiante dans un simulateur solaire (Hönle SOL500), suivi d’une pause d’au moins 3 heures et d’un deuxième blanchiment dans le lecteur OSL à température ambiante), une dose bêta connue a été donnée à des aliquotes mono-grain et le protocole a été appliqué. Les analyses des signaux de chaque grain ont conduit à en éliminer un certain nombre. Ont été éliminés les grains pour lesquels (i) le signal de dose test « naturelle » était inférieur à 3 fois le signal du bruit de fond, (ii) l’erreur statistique relative du signal de dose test « naturelle » était supérieure à 10 %, (iii) le signal normalisé après une dose nulle était supérieur à 5 % du signal normalisé « naturel », (iv) le signal normalisé « naturel » était égal ou supérieur au niveau de saturation de la courbe de croissance. De plus, un test de la dépendance de la dose équivalente au niveau de saturation de la courbe de croissance, caractérisé par D0 (voir légende de la Figure 5) a été systématiquement effectué, suivant Thomsen et al. (2016).

15Les rapports entre les doses équivalentes obtenues et les doses données sont présentées dans la Figure 6. Ils sont compatibles avec l’unité à ± 5 % près, suggérant que le protocole est bien adapté aux échantillons. Pour déterminer la dose équivalente, 1 500 à 2 400 grains ont été mesurés pour chaque échantillon. Les résultats sont présentés dans le Tableau 2. Les échantillons S4 et S5 s’avèrent particulièrement dispersés (over-dispersions respectives de 73 ± 4 % et 123 ± 7 %). Cette dispersion est liée à la présence d’une queue de distribution avec des valeurs élevées tandis que la majorité des doses sont relativement basses (< 5 Gy). Si cette configuration était due à un blanchiment partiel des grains au moment du dépôt, la dose équivalente calculée avec le modèle d’âge central (CAM, Galbraith et al., 1999) serait légèrement surestimée. Les âges correspondants seraient donc des estimations maximales Il n’est cependant pas impossible que cette distribution soit due à d’autres facteurs, notamment à l’hétérogénéité du débit de dose bêta, ce qui n’a pas été testé. Le modèle CAM a été appliqué à l’ensemble des échantillons. Les De obtenues vont de 2,5 ± 0,2 Gy à 48,4 ± 0,8 Gy (erreurs statistiques ; une erreur systématique de 4 % est ajoutée quadratiquement avant le calcul de l’âge pour tenir compte de l’incertitude sur le débit de dose de la source).

Fig. 6 – Exemples de distribution de doses équivalentes pour deux échantillons.
Fig. 6 – Examples of equivalent doses distributions for two samples.

Fig. 6 – Exemples de distribution de doses équivalentes pour deux échantillons.   Fig. 6 – Examples of equivalent doses distributions for two samples.

A. S5. B. S8. Ronds : dose équivalente en fonction de D; ronds oranges : dose équivalente calculée avec le modèle CAM (Central Age Model) en fonction du plus faible D0 intégré dans la distribution.
A. S4. B. S8. Circles: equivalent dose in function of D0; orange circles: equivalent dose calculated with the CAM in function of the lowest Din the distribution.

Tab. 2 – Données relatives au test de recouvrement de dose et à l'estimation de la dose équivalente.
Tab. 2 – Data related to the dose recovery tests and the estimate of the equivalent doses.

Tab. 2 – Données relatives au test de recouvrement de dose et à l'estimation de la dose équivalente.   Tab. 2 – Data related to the dose recovery tests and the estimate of the equivalent doses.

N. Nombre de grains mesurés ; n. Nombre de grains retenus après application des différents critères de sélection ; D0. Seuil à partir duquel les courbes de croissance sont intégrées dans la distribution finale ; OD. Over-dispersion.
N. Number of measured grains; n. Number of remaining grains after selection criteria are applied; D0. Threshold of D0 parameter above which the corresponding growth curves are integrated in the final distribution; OD. Over-dispersion.

16Les débits de doses sont la somme des contributions cosmiques, gamma et bêta. La contribution des alphas est négligée puisque l’on considère que l’attaque à l’acide fluorhydrique a permis d’éliminer la couche externe (environ 20 µm d’épaisseur) irradiée par les particules alpha. Les débits de dose cosmiques ont été calculés grâce à l’équation de Prescott et Hutton (1994) qui tient compte de l’épaisseur de sédiment traversée par les rayons cosmiques. Le débit de dose gamma a été déterminé par mesure directe sur le terrain. Une sonde (LaBr, Inspector 1000, Canberra) a été introduite dans la coupe à l’endroit où chaque échantillon a été prélevé. Le spectre a été analysé par la méthode de seuillage (Mercier et Falguères, 1997 ; Guérin et Mercier, 2011). Les débits de dose bêta ont été calculés à partir des teneurs U, Th, et K de chaque échantillon. Celles-ci ont été déterminées par spectrométrie gamma à bas bruit de fond : les fractions séchées et tamisées < 2 mm ou comprises dans l’intervalle (2 mm-1 cm) ont été broyées et scellées dans des boites PVC, puis après 30 jours minimum de repos ont été placées sur un compteur muni d’un cristal de germanium (Canberra). Les doses bêta ont été calculées à partir des activités mesurées grâce aux facteurs de conversion de Guérin et al. (2011) et aux coefficients d’atténuation de Guérin et al. (2012). Une correction supplémentaire pour tenir compte de la fraction de l’énergie absorbée par l’eau a été appliquée. La teneur en eau passée ne pouvant être connue avec précision, une teneur à 50 ± 15% de la valeur à saturation a été appliquée, soit une teneur moyenne de 11 ± 4 %. Les débits de dose sont présentés dans le Tableau 3 Les débits de dose totaux vont de 1,26 ± 0,07 Gy/ka à 2,19 ± 0,13 Gy/ka.

Tab. 3 – Données relatives à la détermination du débit de dose.
Tab. 3 – Data related to the dose rate estimates.

Tab. 3 – Données relatives à la détermination du débit de dose.   Tab. 3 – Data related to the dose rate estimates.

Les débits gamma et bêta tiennent compte d’une humidité moyenne supposée de 11 ± 4 % (eau/sédiment sec). Les débits de dose bêta sont calculés partir des teneurs en radioéléments des échantillons, en tenant compte de l’atténuation de la dose pour la fraction 100-140 µm.
The beta and gamma dose rates take into account a mean moisture content of 11 ± 4 % (water/dry sediment). The beta dose rates are calculated from the U, Th, K contents of the samples, taking into account an attenuation factor for the 100-140 µm grain size.

17Les dates obtenues sont présentées dans le Tableau 4. Les intervalles obtenus couvrent le Pléistocène récent sur les berges de la Falémé avec S9 à 35 ± 3 ka et l’Holocène final avec notamment deux dates réalisées dans le ravin, S4 à 1,7 ± 0,2 ka et S5 à 1,4 ± 0,2 ka.

Tab. 4– Dates OSL.
Tab. 4– OSL datations.

Tab. 4– Dates OSL.   Tab. 4– OSL datations.

3. Résultats

3.1. Organisation géomorphologique d’ensemble

18Quatre formes principales s’observent dans le ravin, souvent sous la forme de lambeaux : trois terrasses alluviales et un glacis supérieur (fig. 4).

19Le glacis supérieur correspond au niveau topographique le plus élevé par rapport au talweg actuel, qu’il domine de 12 à 15 m. Dans le ravin, on l’observe presque exclusivement sur la rive gauche, mais il délimite la large dépression identifiée au sud du ravin et on peut le suivre aisément sur les photos aériennes. Un glacis de substitution raccorde ce niveau de glacis à la haute terrasse et empêche parfois de distinguer nettement les niveaux.

20La terrasse alluviale la plus ancienne domine de 5 à 8 m le talweg actuel. Elle est dénommée « haute terrasse ». Ce niveau s’observe très bien en rive droite du ravin. Il s’étend largement au sud, raccordant le plancher de la dépression humide méridionale. Il est parcouru par des formes allongées très sinueuses et légèrement incisées (0-0,5 m) dans le niveau de terrasse et qui forment des chenaux temporaires visibles sur les photographies aériennes. Ces chenaux drainent l’ensemble de la dépression dominée par le glacis supérieur.

21La seconde terrasse observée est haute de 2 à 5 m par rapport au talweg actuel et a été dénommée « basse terrasse ». On l’observe en rive gauche et en rive droite du ravin de Sansandé, principalement conservée dans les petits lobes convexes de méandre.

22Enfin, la forme la plus récente est une banquette alluviale moderne, remaniée au gré des dynamiques hydrologiques saisonnières. Elle s’observe essentiellement dans la partie aval du ravin de Sansandé.

23Le long de la vallée de la Falémé, le glacis supérieur est directement incisé par la rivière. Les berges de la Falémé présentent des formations spécifiques décrites et présentées dans Huysecom et al. (2012, 2013, 2014, 2015). Il s’agit de formations colluvio-alluviales du Pléistocène supérieur dans lesquelles s’insèrent des formations alluviales correspondant à des lentilles plurimétriques de galets centimétriques qui se rapportent à des sédiments de paléochenaux de la rivière principale. Ils affleurent en particulier à la base des berges où ils forment une banquette presque continue très cimentée. En revanche, en rive droite, on observe un lobe de méandre qui comporte plusieurs rides superficielles qui délimitent des terrasses alluviales identifiées également en topographie. Cinq formes ont été identifiées en rive convexe au niveau de Sansandé, mais également dans d’autres lobes de méandre de la rivière principale (Missira). Une très très haute terrasse, qui surplombe la Falémé actuelle de 11,5 à 12 m, une très haute terrasse haute de 9 à 10 m, une haute terrasse haute de 5 à 8 m, une basse terrasse très bien identifiable et haute de 2 à 5 m et une très basse terrasse haute de 3 m environ.

3.2. Formations superficielles et dynamiques sédimentaires

24L’étude des coupes stratigraphiques ainsi que les premières analyses granulométriques de laboratoire nous ont permis d’identifier les principales unités sédimentaires qui correspondent à la sédimentation depuis la fin du Pléistocène jusqu’aux dynamiques sédimentaires des deux derniers millénaires. Chaque unité sédimentaire a été numérotée selon son époque de formation : UP pour les formations pléistocène, UH pour les formations holocènes, classiquement numérotées de la plus ancienne à la plus récente des formations décrites. La synthèse des principaux faciès sédimentaires (tab. 5) a été réalisée à partir de coupes de référence qui illustrent bien l’ensemble des formations observées dans le ravin.

Tab. 5– Principaux faciès sédimentaires étudiés dans les formations du ravin de Sansandé.
Tab. 5– Main sedimentary features studied in the formations of the Sansandé ravine.

Tab. 5– Principaux faciès sédimentaires étudiés dans les formations du ravin de Sansandé.   Tab. 5– Main sedimentary features studied in the formations of the Sansandé ravine.

3.2.1. Dynamiques hydrosédimentaires actuelles

25Le fonctionnement hydrologique actuel du cours d’eau principal est temporaire. À partir du mois de mai interviennent les apports longitudinaux, tandis que les apports latéraux ne se produisent que lors des premières pluies dans la basse vallée, vers le mois de juillet. Le fonctionnement hydrologique du ravin de Sansandé est tributaire de cette forte saisonnalité. Les observations réalisées en saison sèche dans le talweg du ravin révèlent plusieurs types de dépôts. À l’amont, on observe des cailloux et galets pluri-centimétriques, à la fois roulés et anguleux, qui reposent sur le substrat et témoignent de dynamiques énergiques. Vers l’aval, deux unités sédimentaires plus fines ont été identifiées et ont fait l’objet de prélèvements pour la constitution d’un référentiel actuel. Ces dépôts forment une banquette alluviale haute de quelques dizaines de centimètres. Elle est principalement constituée de lits de sables roux fins homométriques. Ils correspondent aux dynamiques hydrologiques énergiques des crues du début de la saison des pluies qui parcourent le ravin. Ces sables sont surmontés par un lit constitué d’argiles beiges litées, affectées de fentes de dessiccation. Cette unité sommitale correspond à des dépôts de décantation, qui se mettent en place lors des hautes eaux de la saison des pluies, alors que l’aval du ravin est submergé par les eaux de son bassin versant et de la Falémé jusqu’à la période de décrue, qui intervient vers octobre-novembre.

3.2.2. La basse terrasse du ravin

26Quatre unités sédimentaires ont été identifiées et trois charbons prélevés respectivement à 77 cm (1681-1938 de notre ère), 51 cm (1681-1937 de notre ère) et 35 cm (1531-1800 de notre ère) de profondeur dans la coupe CP2 permettent de dater l’aggradation alluviale (tab. 1). Ainsi, la basse terrasse (2-5 m) témoigne des dynamiques hydrosédimentaires des quatre derniers siècles (fig. 7).

Fig. 7 – Localisation de la coupe CP10 dans la basse terrasse.
Fig. 7 – Location of the cross-section CP10 in the low terrace.

Fig. 7 – Localisation de la coupe CP10 dans la basse terrasse.   Fig. 7 – Location of the cross-section CP10 in the low terrace.

27La description de la coupe CP10 servira de base à la caractérisation des unités sédimentaires dans cet ensemble géomorphologique. Elle comporte une succession de quatre unités sédimentaires principales (fig. 8). UH4 est constituée de galets pluricentimétriques plus ou moins émoussés, insérés dans une matrice de sables roux (F4). On observe ces mêmes galets dans le fond du talweg actuel du ravin et ils témoignent de la compétence saisonnièrement élevée du cours d’eau temporaire. Ces galets sont surmontés de UH5, une unité épaisse de dix centimètres environ, constituée de limons argileux gris à taches ocre (F5). Cette unité témoigne de dynamiques calmes permettant le dépôt des particules les plus fines par décantation. La discordance avec l’unité supérieure, UH6, est très nette et correspond à une limite érosive (F6).

Fig. 8 – Log sédimentaire de CP10 et analyses granulométriques.
Fig. 8 – Sedimentary log of CP10 and grain size analyses.

Fig. 8 – Log sédimentaire de CP10 et analyses granulométriques.   Fig. 8 – Sedimentary log of CP10 and grain size analyses.

1. Limon beige homogène ; 2. Sables fins roux très homogènes ; 3. Limon très compact gris blancs à taches ocres ; 4. Graviers roulés dans une matrice fine ; 5. Échantillons ; 6. Argiles ; 7. Limons ; 8. Sables ; 9. > 2 mm.
1. Homogeneous beige silt; 2. Homogeneous reddish fine sand; 3. Very compact grey white silt with ocher mark; 4. Rounded gravel in fine matrix; 5. Samples; 6. Clay; 7. Silt; 8.Sand; 9. > 2 mm.

28UH6, épaisse de 35 cm sur la coupe CP10 et de 75 cm sur la coupe CP16 plus en amont, est constituée d’un mélange de graviers roulés et de nodules ferromanganiques compris dans une matrice de sables roux grossiers (F6). On peut observer des lits de graviers ou de sables roux avec un pendage oblique à la base de cette unité indiquant des dépôts de bancs de chenaux, tandis que la partie supérieure ne présente en général pas de litage.

29UH7, épaisse de 114 cm, est constituée d’une alternance de deux faciès sédimentaires distincts. Des lits de sables roux homométriques et parfois finement lités (F7), alternent avec des lits de limons beiges relativement compacts (F9), d’épaisseur inférieure aux lits de sables.

30La base grossière de cette terrasse correspond donc à une phase érosive antérieure à 1661-1918 de notre ère. L’unité principale, UH7, correspond en revanche à la dernière phase d’accumulation sédimentaire. Ce faciès rappelle les dynamiques saisonnières actuelles avec l’alternance de crues énergiques qui permettent le transport des sables au début de la saison des pluies, et de hautes eaux avec des écoulements calmes voire inexistants, au cœur ou lors de la décrue à la fin de la saison humide, alors que la Falémé envahit la partie aval du ravin et que des processus de décantation dominent.

3.2.3. La haute terrasse

31La haute terrasse du ravin de Sansandé (5-8 m) témoigne des dynamiques hydrosédimentaires du premier millénaire de notre ère (fig. 9). Elle est caractérisée par une unité sédimentaire principale limoneuse reposant sur les formations pléistocènes et faisant suite à une période érosive.

Fig. 9 – Localisation des coupes CP3, CP9 et CP20 dans la haute terrasse.
Fig. 9 – Location of cross-section CP3, CP9 and CP20 in the high terrace.

Fig. 9 – Localisation des coupes CP3, CP9 et CP20 dans la haute terrasse.   Fig. 9 – Location of cross-section CP3, CP9 and CP20 in the high terrace.

32UP3 a été datée par la méthode du radiocarbone sur quatre échantillons, deux sur la coupe CP9 (17639-17296 av. notre ère et 17598-17252 av. notre ère), un sur la coupe CP12 (16221-15900 av. notre ère) et un sur la coupe CP20 (17881-17518 av. notre ère) (tab.1), et des datations OSL concordantes indiquant un âge entre 18 000 et 20 000 ans avant nos jours pour UP3. La coupe CP20 (fig. 10) nous permet d’observer cette sédimentation datant du Pléistocène supérieur. Elle correspond à trois unités sédimentaires qui possèdent des faciès différents.

Fig. 10 – Log sédimentaire de CP20 et analyses granulométriques.
Fig. 10 – Sedimentary log of CP20 and grain size analyses.

Fig. 10 – Log sédimentaire de CP20 et analyses granulométriques.   Fig. 10 – Sedimentary log of CP20 and grain size analyses.

1. Limon légèrement sableux à taches blanches ; 2. Matrice fine indurée ; 3. Graviers roulés et nodules ferromanganiques ; 4. Échantillons ; 5. Argiles ; 6. Limons ; 7. Sables ; 8. > 2 mm.
1. Slightly sandy silt with white task; 2. Fine indurated matrix; 3. Rounded gravel and ferromagnesic nodule; 4. Samples; 5. Clay; 6. Silt; 7.Sand; 8. > 2 mm.

33À la base, l’unité UP1 constituée de limons légèrement sableux, jaunes à taches blanches éparses (F1) témoigne de dynamiques hydrologiques peu énergiques. La limite avec UP2 est érosive et cette unité est constituée de graviers roulés et de nodules ferromanganiques pris dans une matrice fine indurée (F2). L’unité UP3 est identifiée sur l’ensemble des coupes de la haute terrasse. Épaisse d’environ 2,5 m, elle est constituée de limons très compacts, gris à tâches ocre nombreuses (F3). Cette sédimentation fine évoque une mise en place dans des conditions hydrologiques calmes, tandis que la couleur grise et les tâches ocre nombreuses révèlent un engorgement temporaire, à l’origine d’un processus d’oxydo-réduction. Ces sédiments sont interprétés comme des sédiments de plaine alluviale distale qui incorporent des sédiments éoliens ainsi que des sédiments latéraux apportés par les cours d’eau.

34Cette unité est érodée puis recouverte par UH1, une formation épaisse de 20 cm à 50 cm constituée de graviers roulés et de nodules ferromanganiques pris dans une matrice de sables fins roux (F8). Ces graviers sont assimilables à des dépôts de charge de fond et de bancs latéraux ou médians de chenaux. Au-dessus de cette unité grossière repose UH2, une unité limoneuse massive (150 cm) plus sableuse à la base à environ 80 cm (F9). La base de cette aggradation a été datée par le radiocarbone sur des charbons vers 388-536 de notre ère (CP14) et 650-762 de notre ère (CP1) (tab. 1), ainsi que par deux datations OSL, S4 et S5, obtenues sur des échantillons de limons sableux sur les coupes CP3 (1,4 ± 0,2 ka) et CP4 (1,7 ± 0,1 ka). Ces dates sont cohérentes et montrent que la base de l’unité sédimentaire s’est mise en place entre 1550 et 1150 cal. BP (300 et 800 de notre ère). Sur la coupe CP1, on observe une lentille sédimentaire comblant une forme évasée (UH3). Elle est constituée de limons gris fins homogènes et très compacts qui témoignent de dépôts de débordement dans un environnement palustre. Les dépôts ont été interprétés comme une sédimentation comblant un paléochenal identique à ceux observés aujourd’hui au sommet de la haute terrasse dans sa partie méridionale. Le sondage S1 permet de décrire avec précision la sédimentation dans la dépression méridionale. Il confirme que le colmatage de cette dépression correspond à la même unité sédimentaire.

35Les études granulométriques réalisées sur 24 échantillons de la coupe CP9 attestent bien de la décroissance du pourcentage de sables au fur et à mesure de l’aggradation alluviale (fig. 11). Elles permettent également d’isoler des épisodes non identifiés sur le terrain comme un épisode de sédimentation plus fine inséré dans les sables de la base (échantillon 14).

Fig. 11 – Log sédimentaire de CP9 et analyses granulométriques.
Fig. 11: Sedimentary log of CP9 and grain size analyses.

Fig. 11 – Log sédimentaire de CP9 et analyses granulométriques.   Fig. 11: Sedimentary log of CP9 and grain size analyses.

1. Limon beige homogène ; 2. Sables fins roux très homogènes ; 3. Limon très compact gris blancs à taches ocre ; 4. Graviers roulés dans une matrice fine ; 5. Sol ; 6. Échantillons ; 7. Argiles ; 8. Limons ; 9. Sables ; 10. > 2 mm.
1. Homogeneous beige silt; 2. Homogeneous reddish fine sand; 3. Very compact grey white silt with ocher mark; 4. Rounded gravel in thin matrix; 5. Soil; 6. Samples; 7. Clay; 8. Silt; 9.Sand; 10. > 2 mm.

36La construction de la haute terrasse correspond donc à une aggradation importante d’origine alluviale déposée dans un environnement relativement humide. Le granoclassement de la sédimentation montre le transport d’un matériel sableux puis de plus en plus limoneux, suggérant une phase d’érosion intense à laquelle succède des dépôts en mode plus calme, de type limon de débordement, au sein de la plaine alluviale du ravin de Sansandé et de la Falémé. Les formes préservées à la surface de l’aggradation alluviale très importante suggèrent l’existence de bras secondaires de la Falémé qui s’incisent légèrement dans la haute terrasse lors de la fin de l’aggradation sédimentaire et avant l’incision majeure qui lui succède.

37L’étude du lobe de méandre de Sansandé, en rive droite de la Falémé, permet d’étudier cette aggradation sur la haute terrasse de la rivière contemporaine de celle décrite dans le ravin. Les données granulométriques (fig. 12) du carottage SC1 présentent également un gradient granulométrique remarquable. La nette mais progressive augmentation de la proportion de matériel limoneux témoigne du ralentissement des dynamiques et du passage d’une sédimentation de chenal à celle de limons de débordement. À 125-130 cm de profondeur, une datation 14C montre que les débordements ont continué à se produire jusqu’au XVIIe siècle au moins (1526-1939 de notre ère). Cependant, à la vue de la position altimétrique de ce niveau et de sa corrélation avec la haute terrasse de la rive gauche de la rivière, il est probable que l’essentiel de cette terrasse ait été construite plus tôt. Les deux dates OSL en cours de réalisation permettront de mieux cerner le cadre chronostratigraphique de l’édification de ce lobe de méandre, et notamment la base du carottage dont le matériel sableux et grossier nous indique un paléochenal avec des dynamiques de haute énergie.

Fig. 12 – Photographie, log stratigraphique et analyses granulométriques du carottage SC1.
Fig. 12 – Photography, stratigraphic log and grain size analyse of the drilling SC1.

Fig. 12 – Photographie, log stratigraphique et analyses granulométriques du carottage SC1.   Fig. 12 – Photography, stratigraphic log and grain size analyse of the drilling SC1.

1. Sol ; 2. Limon brun non pédogénéisé ; 3. Limon très compact légèrement pédogénéisé ; 4. Limon très compact pédogénéisé ; 5. Sables fins beige ; 6. Limon sableux / sables limoneux ; 7. Graviers roulés ; 8. Sables roux moyens ; 9. Vide / sédiment remanié ; 10. Argiles ; 11. Limons ; 12. Sables.
1. Soil level; 2. Brown silts without pedogenesis marker; 3. Compact silts with few pedogenesis marker; 4. Very compact silts with many pedogenesis marker; 5. Thin beige sand; 6. Silty sands / sandy silts; 7. Rounded gravel; 8. Medium reddish sand; 9. Gap / rework sediment; 10. Clay; 11. Silt; 12.Sand.

4. Interprétation et discussion

4.1. L’interprétation du dispositif sédimentaire

38Le dispositif observé correspond à un système de 3 terrasses emboîtées au cours des deux derniers millénaires (fig. 13). Celles-ci sont séparées par des phases d’incision plurimétriques. Elles montrent une très forte variabilité des conditions hydrologiques et sédimentaires au cours des deux derniers millénaires. Trois périodes sont caractérisées par la domination de dynamiques érosives et se traduisent par une incision (dans l’intervalle 16000-2000 cal. BP, 1550-450 cal. BP, depuis la seconde moitié du XXe siècle). Cette incision s’observe dans la géométrie des archives sédimentaires mais également par la présence de formations corrélatives au début des phases d’aggradation. En effet, chaque période d’aggradation débute par des formations alluviales grossières qui suggèrent des écoulements saisonniers de type torrentiel et s’accompagnent encore d’une érosion des formations caractéristiques des accumulations alluviales antérieures.

Fig. 13 – Synthèse des évolutions géomorphologiques du ravin de Sansandé depuis le Pléistocène supérieur à nos jours.
Fig. 13 – Synthesis of the geomorphological evolution of the Sansandé ravine since the Upper Pleistocene.

Fig. 13 – Synthèse des évolutions géomorphologiques du ravin de Sansandé depuis le Pléistocène supérieur à nos jours.   Fig. 13 – Synthesis of the geomorphological evolution of the Sansandé ravine since the Upper Pleistocene.

1. Une phase d’incision datée entre 17639-17296 avant notre ère et 300 de notre ère ; 2. Une aggradation sédimentaire amorcée autour de 300-800 de notre ère dans des conditions relativement humides et dans un contexte anthropisé ; 3. Une incision remarquable contrainte par les dates de la haute terrasse et l’édification de la basse terrasse, dans des conditions arides ; 4. Une aggradation sédimentaire au cours des quatre derniers siècles, la mise en place des conditions environnementales actuelles corrélée à une intensification de l’usage des sols ; 5. Une incision post-1900 de notre ère qui s’observe à l’échelle du bassin versant, et lié à une aridification climatique.
1. A phase of downcutting dated between 17639-17296 BC and 300 AD; 2. A sedimentary aggradation period that started around 300-800 AD in a relatively humid environment and may be related to an anthropogenic influence; 3. A main downcutting constraint by a date in the high terrace and the edification of the low terrace, under dry conditions; 4. A sedimentary aggradation that occur since four century. The progressive installation of current climatic conditions correlated to a soil use intensification; 5. A post-1900 downcutting that is observed at the watershed scale and that is related to a climatic acidification.

39Les périodes d’aggradation se caractérisent ensuite par de longues périodes d’engorgement sédimentaire liées à l’incapacité du cours d’eau du ravin de Sansandé et de la Falémé d’évacuer la charge sédimentaire alimentée par les apports de versants. Pour la haute terrasse, cet excès des débits solides sur les débits liquides traduit une phase dominée par le dépôt en crue de sédiments lors des périodes de hautes eaux en environnement humide. Elle témoigne donc d’un modèle de fonctionnement hydrosédimentaire très différent de celui observé pendant les périodes d’incision et actuellement. La dernière phase d’aggradation majeure responsable de la construction de la basse terrasse au cours des quatre derniers siècles illustre en revanche un excès sédimentaire rythmé par la succession d’apports issus de crues de haute énergie, auxquels succèdent des apports issus de la période plus calme des hautes eaux. Ces dépôts indiquent des conditions hydrologiques saisonnières qui semblent proches de l’actuel.

4.2. Dynamique sédimentaire de la fin de l’Holocène

4.2.1. De la fin du Pléistocène à l’Holocène récent

40L'aggradation de la haute terrasse (premier millénaire de notre ère) est datée à sa base grâce aux datations OSL et radiocarbone. Cette sédimentation s'installe après une incision remarquable (jusqu’à 10 m) des formations pléistocènes. Entre la base de la haute terrasse attribuée au Pléistocène supérieur, et l’aggradation supérieure datée du premier millénaire de notre ère, le ravin de Sansandé ne livre aucun enregistrement sédimentaire. Ce sont donc 15 000 ans de processus sédimentaires qui échappent encore à nos recherches. Cette période correspond à la transition entre la fin du Pléistocène et le développement de l’optimum hydrologique, bien décrit pour l’ensemble de l’Afrique subtropicale et en particulier en Afrique de l’Ouest (McIntosh, 1998 ; De Menocal et al., 2000 ; Bouimetarhan et al., 2009 ; Lézine et al., 2011 ; Lespez et al., 2011 ; Rasse et al., 2012 ; Shanahan et al., 2015), à laquelle fait suite une tendance remarquable à l’aridification observée à partir de 5000 cal. BP (Lézine et al., 2011 ; Shanahan et al., 2015) et qui s’impose partout au cours des deux derniers millénaires. En effet, dans l’ensemble de l’Afrique subtropicale, la tendance générale de l’Holocène final semble être celle d’une diminution graduelle de l’humidité. Cette incision dans la haute terrasse se met en place durant une période mal identifiée et il est dès lors délicat de l’interpréter. Il faut remarquer que dans les systèmes fluviaux sahéliens et soudaniens étudiés avec attention (Stern et al., sous-presse ; Lespez et al., 2011 ; Garnier et Lespez, accepté), les archives sédimentaires de l’Holocène ancien et moyen ne sont souvent conservées qu’à l’amont des systèmes fluviaux, comme sur le Yamé au Mali (Lespez et al., 2011) alors qu’elles sont absentes ou ténues le long des moyennes et basses vallées (Garnier et Lespez, accepté). Cette information concordante dans la zone d’étude suggère la domination des dynamiques d’incision sur les systèmes fluviaux de l’optimum climatique holocène suggérant la faiblesse généralisée des débits solides dans des environnements possédant une végétation de savane plus dense que dans les derniers millénaires (Garnier et al., 2013). En général, le début de cette dynamique d’incision est attribuée à la transition Pléistocène-Holocène (Lespez et al., 2011) et les observations réalisées dans le ravin de Sansandé suggèrent que cette incision a pu s’amorcer dès le Tardiglaciaire. La fin de cette dynamique apparaît en revanche particulièrement tardive sur notre terrain d’étude par rapport aux observations régionales puisque le début de la sédimentation détritique est observé vers 5300 cal. BP sur le Bao Bolon, un affluent de la Gambie, au Sénégal occidental (Stern et al., sous-presse), et vers 4200 cal. BP dans la moyenne et basse vallée du Yamé (Garnier et Lespez, accepté). Ce décalage temporel reste à expliquer.

4.2.2. Une aggradation puissante et rapide au premier millénaire de notre ère

41La formation sédimentaire de la haute terrasse a été datée entre 300 et 800 de notre ère. Après une séquence grossière succédant à l’érosion des formations pléistocènes, la partie supérieure de la terrasse, datée du premier millénaire de notre ère, témoigne bien de conditions climatiques, environnementales et hydrosédimentaires différentes de l’Actuel. En effet, les dépôts ne montrent pas l’alternance de formations grossières et fines qui caractérise la saisonnalité contemporaine. À l’inverse, la sédimentation sableuse et limoneuse caractéristique de la haute terrasse semble plutôt évoquer des conditions suffisamment humides pour permettre, au moins saisonnièrement, le transport et la sédimentation d’un abondant matériel sédimentaire. Le caractère massif et étendu de ce dépôt à l’ensemble de la vallée de la Falémé et sa texture graduellement limoneuse suggèrent également une évolution lente et régulière, alors que la faiblesse des traits de réduction du fer suggère la longue durée de la saison de hautes eaux. L’analyse des données disponibles en Afrique de l’Ouest révèlent la complexité de la situation pour cette période. Dans leur synthèse sur les dynamiques hydroclimatiques en Afrique de l’Ouest, Maley et Vernet (2015) indiquent que la seconde moitié du premier millénaire de notre ère correspond à un optimum hydroclimatique en partie contemporaine du Petit optimum médiéval identifiée en zone tempérée (Mann et al., 2008). D’autres études portant sur les archives paléoclimatiques disponibles montrent une situation complexe. Ainsi, Nash et al. (2016) confirment en partie l’hypothèse d’une seconde moitié du premier millénaire de notre ère caractérisée par un optimum hydroclimatique, mais ces conditions ne semblent pas identiques dans l’ensemble de l’Afrique de l’Ouest. Plus particulièrement, le domaine guinéen semble échapper à cette tendance puisque les données paléoenvironnementales issues du lac Bosumtwi, au Ghana, témoignent d’une aridification brutale autour de 250 de notre ère puis d’une dynamique d’assèchement plus graduelle durant tout le premier millénaire (Shanahan et al., 2006). De la même manière, les carottes marines prélevées au large du Sénégal attestent d’une aridification progressive au cours du premier millénaire de notre ère (Mulitza et al., 2010). À l’inverse, les données paléoenvironnementales est-africaine concernant cette période semblent plus homogènes et témoignent d’un optimum hydroclimatique (Nash et al., 2016). Ainsi, les données lacustres attestent presque toutes d’une augmentation des précipitations autour de 700-1000 de notre ère (Halfman et al., 1994 ; Alin et Cohen, 2003 ; Lamb et al., 2007 ; Russell et al., 2007 ; Stager et al., 2009). Cette même tendance est enregistrée en domaine sahélien : les archives sédimentaires de la vallée du Yamé au Mali attestent autour de 250-550 de notre ère d’une réactivation hydrologique et d’une aggradation alluviale dans la basse vallée (Garnier et Lespez, accepté). Les séquences sédimentaires du premier millénaire de notre ère en Afrique de l’Ouest sont encore insuffisamment étudiées pour proposer une synthèse d’ensemble cohérente et on peut déjà entrevoir la difficulté de comprendre le fonctionnement hydrosédimentaire de la Falémé, dans la mesure où les conditions climatiques soudaniennes caractérisant la basse vallée ont pu être en antiphase avec les conditions guinéennes de l’amont par exemple.

42Les recherches archéologiques peuvent également contribuer à cette compréhension des environnements des deux derniers millénaires en nous donnant des éléments de compréhension de l’anthropisation des bassins versants et des modes d’occupation des sols. En effet, au Mali voisin, les fouilles archéologiques ont permis de questionner les dynamiques de population en relation avec les paléoenvironnements. Mayor et al. (2005), dans le pays Dogon, envisagent donc que l’émergence des premiers empires et le développement important de l’agriculture et de la métallurgie du fer (300-400 à 1000-1100 de notre ère) soit liés à cet optimum climatique, identifié plus récemment dans les archives sédimentaires du Yamé (Lespez et al., 2011 ; Garnier et Lespez, accepté). L’étude du Bao Bolon au Sénégal occidental a également mis au jour une importante sédimentation au cours des deux derniers millénaires, dans un contexte de développement de l’occupation humaine, puis du développement important du mégalithisme sénégambien entre le VIIe et le XVe siècle (Stern et al., sous presse). Cette étude ouvre la question de la contribution des activités anthropiques à la fourniture sédimentaire mise en évidence depuis le début de notre ère. Dans la vallée de la Falémé, les recherches archéologiques ont également permis de mettre au jour des occupations au cours des deux derniers millénaires. Plusieurs phases ont été identifiées et la deuxième moitié du premier millénaire semble avoir été propice au développement des occupations par des populations d’agriculteurs et de pasteurs (Huysecom et al., 2015, 2016). L'aggradation de la haute terrasse est bien corrélée au développement du peuplement des rives de la Falémé, suggérant que l’intensification des activités pastorales et agricoles, en particulier du fait de l’utilisation de nouveaux outils agricoles, a pu participer à la dégradation des sols et à l’accroissement de la production sédimentaire. Par ailleurs, les conditions plus humides avec une persistance des hautes eaux saisonnières, pourraient expliquer la localisation préférentielle des populations sur le haut des glacis afin d’échapper aux débordements, au moins temporaires, de la Falémé.

4.2.3. Basse terrasse et dynamiques hydrosédimentaires proches de l’actuel (1500-1900 de notre ère)

43L’incision de la haute terrasse est très profonde et témoigne d'une crise érosive importante. Les chenaux observés à la surface de la haute terrasse sur les photographies aériennes, ainsi qu'en coupe dans le sondage CP1, nous permettent d'envisager une incision progressive à partir du IXe siècle de notre ère. Les éléments chronostratigraphiques disponibles suggèrent que cette incision s’est mise en place entre le IXe et le XVIe siècle de notre ère. Les études paléoenvironnementales menées en Afrique de l'Ouest suggèrent l'existence d'une crise érosive importante autour du XVe-XVIe siècle, liée à une aridification brutale (Maley et Vernet, 2015). Elle se matérialise, notamment, par l'assèchement du lac Tchad (Maley, 2000, 2004) et l'importance de l’activité éolienne (Hanebuth et Heinrich, 2009) ainsi que par l'abandon de nombreux sites d'habitats dans certaines parties du delta intérieur du Niger au Mali (Makaske, 2007). Cette phase aride pourrait expliquer l'incision notable de la haute terrasse, selon les modèles classiques développés en milieu semi-aride. En effet, les études hydrologiques et géomorphologiques des répercussions de la période sèche enregistrée au Sahel dans les années 1970-1980 suggèrent la fragilisation et l’encroûtement des sols du fait du recul de la couverture végétale, favorisant l’augmentation du ruissellement lors d’évènements pluviométriques soudains (Mahé et Pasturel, 2009 ; Descroix, 2018). Dès lors, les écoulements favorisent le développement des ravinements sur les versants ou dans les alluvions non consolidées des talwegs élémentaires et le transfert rapide de la charge solide le long des cours d’eau principaux (Garnier, 2013). C’est en tous les cas cette hypothèse qui a été retenue pour les périodes sèches en domaine soudano-sahélien ou dans les régions semi-arides (Lespez et al., 2011 ; Berger et al., 2012 ; Garnier et Lespez, sous presse) et qui semble conforme aux observations réalisées dans le ravin de Sansandé. Malgré un nouveau développement de l’occupation humaine sur les berges de la Falémé dès le Xe-XIe siècle de notre ère (Mayor et al., 2017), les débits liquides saisonniers semblent avoir été suffisants pour évacuer la charge sédimentaire augmentée par les activités anthropiques, pendant plusieurs siècles.

44La basse terrasse a ensuite été datée par des charbons prélevés dans la coupe CP2 et montre une aggradation alluviale qui se développe au moins à partir du XVIIe siècle de notre ère. Contrairement au dépôt massif de la haute terrasse, elle est constituée de deux faciès sédimentaires (sables roux et limons beige) qui alternent et rappellent les dépôts qui forment la banquette alluviale active et témoignent de dynamiques hydrosédimentaires saisonnières proches de l’actuel. Ces dépôts rythmés se retrouvent tout le long de la basse terrasse de la Falémé et ont été identifiés et datés sur les sites de Fatandi et Toumboura. Ils s’amorcent également à partir de 1600 de notre ère (Lespez et al. in Huysecom et al., 2014). Cette aggradation est également contemporaine d'une phase d'intensification de l’occupation attestée dans la vallée par les recherches archéologiques. La basse terrasse pourrait donc bien témoigner à la fois de la mise en place des conditions environnementales actuelles avec une saisonnalité marquée, ainsi que de l’intensification des activités anthropiques. Cet enregistrement est proche de ce qui a pu être enregistré plus au nord-est dans la vallée du Yamé au Mali (Garnier et Lespez, accepté).

4.2.4. L'incision récente dans la vallée de la Falémé

45Les dynamiques récentes suggèrent une incision généralisée à l'ensemble du bassin de la Falémé. Dans le ravin de Sansandé, elle s’illustre par un encaissement du talweg dans les dépôts des quatre derniers siècles (basse terrasse). Les dates obtenues dans la basse terrasse nous permettent d’affirmer que l’amorce de cette incision de 2 à 5 m de profondeur remonte au XXe siècle de notre ère. Elle résonne avec le contexte régional étudié à Wanar, dans la vallée du Bao Bolon ainsi que dans la vallée du Yamé au Mali. Dans le premier cas, l’érosion linéaire accentuée par des écoulements intermittents et énergiques a façonné, au cours du XXe siècle, une terrasse qui domine de plus de 2,75 m le talweg actuel (Stern et al., sous presse). Dans le second cas, l’incision affecte l’ensemble des berges du Yamé au Mali, depuis le début du XXe siècle (Rasse et al., 2006 ; Lespez et al., 2011 ; Garnier et al., 2015). Elle indique des écoulements saisonniers énergiques capables d’exporter l’essentiel de la charge sédimentaire disponible qui a partout augmenté, du fait de la croissance démographique et des activités agro-pastorales contemporaines (Garnier, 2013). Dans le ravin de Sansandé, comme dans l’ensemble des milieux soudano-sahéliens, elle est interprétée comme le résultat d’une tendance régionale à l’aridification qui a été exacerbée dans la deuxième partie du XXe siècle (Garnier, 2013).

5. Conclusion

46L’étude proposée permet de confirmer le potentiel des archives sédimentaires des affluents de la Falémé, comme le ravin de Sansandé, pour l'étude des dynamiques hydrosédimentaires et paléoenvironnementales de l'Holocène récent. Les enregistrements sédimentaires du ravin permettent de préciser l'histoire environnementale des deux derniers millénaires. Ils soulignent l’instabilité hydrosédimentaire sans doute en grande partie d’origine climatique en domaine soudanien. Cette instabilité, qui commence à être observée de manière répétée (Lespez et al., 2011 ; Garnier et al. 2015 ; Garnier et Lespez, à paraître), indique la domination des rythmes globaux dans cet espace régional mais suggère les capacités d’amplification des processus d’érosion des sols et de sédimentation liées aux pratiques agropastorales. Les résultats obtenus attestent également que les premiers agriculteurs et pasteurs de la région ont dû être soumis à des conditions climatiques et environnementales changeantes auxquels ils ont dû s’adapter. Plusieurs analyses en cours, comme celle des grains de quartz des sédiments de plaine alluviale, à travers la morphoscopie et l’exoscopie, celle des processus de pédogenèse à travers la micromorphologie et des dynamiques de la végétation grâce à l’étude des phytolithes, permettront de mieux cerner ces alternances environnementales en caractérisant avec finesse les processus de sédimentation et la dynamique du couvert végétal, afin de mieux mesurer la part des sociétés dans ces dynamiques hydrosédimentaires.

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Tribolo C., Asrat A., Bahain J.-J., Chapon C., Douville E., Fragnol C., Hernandez M., Hovers E., Leplongeon A., Martin L., Pleurdeau D., Pearson O., Puaud S., Assefa Z. (2017) – Across the Gap: Geochronological and Sedimentological Analyses from the Late Pleistocene-Holocene Sequence of Goda Buticha, Southeastern Ethiopia. PLOS ONE, 12 (1). e0169418.
DOI :
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Annexe

Abridged English version

Recent research concerning the last two ka in Western Africa underline the existence of major environmental fluctuations (Maley and Vernet, 2015; Nash et al., 2016). These research complexified our understanding of the environmental context of the well-known agro-pastoral intensification characterizing this period. So, people who lived in this area went through climatic alternation that necessarily impact their practice. In turn, anthropogenic action might have accompanied or amplified the landscapes transformation. The research conducted in the lower Faleme valley (fig. 1) offers new opportunities to track the role of the climate change and the human societies in the transformation of Sudanian environment. Located in the Oriental Senegal (fig. 1), it contains Pleistocene and Holocene sedimentary archives, preserved in alluvial terraces and deep gullies, enabling for geomorphologic investigations. The current hydrological functioning is determined by the movement of the ITCZ that generates monsoon rains from July to October in the study area (Sudanian zone, i.e., 600 mm of annual rainfall at the neighbouring Kidira station) and from May to October in the Guinean zone, where the Falémé river takes its source (i.e., 1,100 to 1,500 mm of annual precipitation in the Fouta Djalon).

The present study focuses on the analysis of sedimentary archives preserved within a left bank temporary tributary of the Falémé River: the Sansandé ravine (fig. 2). The several meters’ incision of this tributary into the Pleistocene glacis-terrace, and the final Holocene infilling allow us to study the stratigraphy. The methodology includes field study (prospection, topography, section description, drilling) which was subsequently completed by laboratory analyzes (grain size analyze, 14C, and OSL dating). The results presented are based on the correlation between geomorphological data, numerical dating, i.e, 13 radiocarbon (tab. 1), 6 OSL ages (tab. 3), and grain size analysis conducted on 63 samples. Four main landforms have been identified. The oldest is the most studied, it corresponds to a glacis-terrace (10-12 m high above the talweg of the Falémé). It corresponds to Late Pleistocene formations mainly dated from 50 ka to the beginning of the Holocene (Lebrun et al., 2016). The second form corresponds to a high terrace (fig. 9, 11). It is characterized by a massive sandy-silty infilling, initiated around 400–800 AD indicating a relative humid period with significant sediment delivery. This aggradation is correlated to a well identified regional phase, recognized both in paleoenvironmental reconstructions and in archaeological records. Indeed, the second half of the first millennium corresponds locally to a period of development of the settlement correlated to a relatively humid period assessed at the scale of the Sahelian and Soudanian zone (Nash et al., 2016; Garnier and Lespez, in press). Thus the alluvial aggradation is probably explained by the conjunction of climate change and the development of agricultural and pastoral practices. The deep incision of this infilling (7–8 m) is constraint between the 9th and the 16th century. It might be associated to an arid and erosive period attested in West Africa around the 14th century. The third landform identified is a low terrace preserved in the gully and also in the entire Falémé valley (fig. 7-8). Its formation (alternation of beige silty and reddish sandy bed) is attribute to the last four centuries and corresponds to the establishment of actual conditions with a punctuated and strong seasonality. It is correlated to the intensification of agricultural and pastoral practices which explain the abundance of the sediments coming from the fragilized slope. It is followed by a new phase of incision also observed at the regional scale (Garnier et al., 2015; Stern et al. in press) This generalized incision is explained by an aridification that started during the 20th century. Those preliminary results allow us a better understanding of the environments in which human society develop all along the last 2 ka (fig. 13). They confirm also the richness of the sedimentary archive preserved in the affluent of the Falémé, that give us information about Late Holocene environmental history not so much studied until now. Other analyses in progress (phytolits and quartz morphoscopy) as well as the correlation with archeological data will help us clarifying our geoarcheological analyze.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Secteur d’étude. Fig. 1 – Study area.
Légende A. Contexte de la zone d'étude. B. Profil en long de la vallée de la Falémé d'après Michel (1973). 1. Cours d'eau principal ; 2. Cours d'eau secondaire ; 3. Bassin versant de la Falémé ; 4. Zone d'étude ; 5. Station météorologique. A. Context of the study area; B. Longitudinal profile of the Faleme valley, after Michel (1973). 1. Main stream; 2. Secondary stream; 3. Falémé watershed; 4. Study area; 5. Meteorological station.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 1,3M
Titre Fig. 2 – Localisation du ravin de Sansandé (image Google Earth) et photographies des paysages types. Fig. 2 – Location of the Sansandé ravine (Google Earth image) and picture of typical landscapes.
Légende A. Localisation du ravin de Sansandé (image Google Earth) ; B. Confluence du ravin et de la Falémé. C. Vue du ravin depuis le glacis. D. Vue du cours d’eau temporaire et de son style méandriforme. A. Location of the Sansandé ravine (Google Earth image); B. Confluence between the ravine and the Falémé River. C. View of the gully from the glacis. D. View of the meandering style of the temporary stream.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 3,7M
Titre Fig. 3 – Vallée de la Falémé en aval du ravin de Sansandé. Fig. 3 – Faleme valley downstream the Sansandé ravine.
Légende A. Niveau d'eau pendant la saison humide (septembre 2018). B. Niveau d'eau en saison sèche (janvier 2017). A. Water level during the rainy season (September 2018). B. Water level during the dry season (January 2017).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 1,1M
Titre Fig. 4 – Croquis géomorphologique du ravin de Sansandé. Fig. 4 – Geomorphological sketch of the Sansandé ravine.
Légende A. Contexte général. B. Localisation des coupes étudiées 1. Glacis ; 2. Haute terrasse ; 3. Basse terrasse ; 4. Ravinements ; 5. Alluvions récentes ; 6. Talus du glacis ; 7. Chenal temporaire ; 8. Profil géophysique ; 9. Sondage ; 10. Coupe de le glacis-terrasse ; 11. Coupe dans la haute terrasse ; 12. Coupe dans la basse terrasse. A. General context. B. Location of studied wall-section. 1. Glacis; 2. High terrace; 3. Low terrace; 4. Gully erosion; 5. Recent alluvium; 6. Bank of the glacis; 7. Temporary channel; 8. Geophysical transect; 9. Drilling; 10. Section in the glacis-terrace; 11. Section in the high terrace; 12. Section in the low terrace.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 688k
Titre Tab. 1 – Datations radiocarbone. Tab. 1 – Radiocarbone dating.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 636k
Titre Fig. 5 – Protocole SAR appliqué aux échantillons de quartz. Fig. 5 – SAR protocol applied on the quartz samples.
Légende a) Pour les tests de recouvrement de dose, une dose proche de la dose équivalente estimée sur des premières mesures tests est appliquée. Aucune dose n’est appliquée dans le cas de la mesure de la dose équivalente ; b) le signal est intégré sur les 0,05 premières secondes ; le signal des 0,10 dernières secondes est retranché (bruit de fond) ; c) La préchauffe est de 160°C (coupée immédiatement après que la température soit atteinte), ou de 220°C pendant 10 s ; d) D est choisi de façon à être environ égal à 1/3 de la dose équivalente estimée sur des premières mesures tests. Le signal normalisé Lx/Tx est tracé en fonction de la dose d appliquée et la courbe de croissance est modélisée par une fonction exponentielle Lx/Tx= a* (1-exp[(d+b)/D0]), où a, b et D0 sont les paramètres ajustés. La dose équivalente est déterminée par projection de Ln/Tn (premier cycle) sur la courbe. a) A dose, close to the equivalent dose estimated in a preliminary test, is applied for the dose recovery tests. No dose is applied for the measurements of the equivalent doses; b) The signal is integrated on the first 0.05 second; the back ground is integrated on the last 0.10 second; c) A cut heat of 160°C or a preheat of 220°C for 10 s are applied; d) D is about 1/3 of the equivalent dose estimated with preliminary tests. The normalised signal Lx/Tx is plotted in function of the dose d applied; the growth curve is fitted with an exponential function such as Lx/Tx= a (1-exp[(d+b)/D0]), where a, b and D0 are the adjusted parameters.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 196k
Titre Fig. 6 – Exemples de distribution de doses équivalentes pour deux échantillons. Fig. 6 – Examples of equivalent doses distributions for two samples.
Légende A. S5. B. S8. Ronds : dose équivalente en fonction de D; ronds oranges : dose équivalente calculée avec le modèle CAM (Central Age Model) en fonction du plus faible D0 intégré dans la distribution. A. S4. B. S8. Circles: equivalent dose in function of D0; orange circles: equivalent dose calculated with the CAM in function of the lowest Din the distribution.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 488k
Titre Tab. 2 – Données relatives au test de recouvrement de dose et à l'estimation de la dose équivalente. Tab. 2 – Data related to the dose recovery tests and the estimate of the equivalent doses.
Légende N. Nombre de grains mesurés ; n. Nombre de grains retenus après application des différents critères de sélection ; D0. Seuil à partir duquel les courbes de croissance sont intégrées dans la distribution finale ; OD. Over-dispersion. N. Number of measured grains; n. Number of remaining grains after selection criteria are applied; D0. Threshold of D0 parameter above which the corresponding growth curves are integrated in the final distribution; OD. Over-dispersion.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 340k
Titre Tab. 3 – Données relatives à la détermination du débit de dose. Tab. 3 – Data related to the dose rate estimates.
Légende Les débits gamma et bêta tiennent compte d’une humidité moyenne supposée de 11 ± 4 % (eau/sédiment sec). Les débits de dose bêta sont calculés partir des teneurs en radioéléments des échantillons, en tenant compte de l’atténuation de la dose pour la fraction 100-140 µm. The beta and gamma dose rates take into account a mean moisture content of 11 ± 4 % (water/dry sediment). The beta dose rates are calculated from the U, Th, K contents of the samples, taking into account an attenuation factor for the 100-140 µm grain size.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 184k
Titre Tab. 4– Dates OSL. Tab. 4– OSL datations.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 136k
Titre Tab. 5– Principaux faciès sédimentaires étudiés dans les formations du ravin de Sansandé. Tab. 5– Main sedimentary features studied in the formations of the Sansandé ravine.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-11.png
Fichier image/png, 1,7M
Titre Fig. 7 – Localisation de la coupe CP10 dans la basse terrasse. Fig. 7 – Location of the cross-section CP10 in the low terrace.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 1,2M
Titre Fig. 8 – Log sédimentaire de CP10 et analyses granulométriques. Fig. 8 – Sedimentary log of CP10 and grain size analyses.
Légende 1. Limon beige homogène ; 2. Sables fins roux très homogènes ; 3. Limon très compact gris blancs à taches ocres ; 4. Graviers roulés dans une matrice fine ; 5. Échantillons ; 6. Argiles ; 7. Limons ; 8. Sables ; 9. > 2 mm. 1. Homogeneous beige silt; 2. Homogeneous reddish fine sand; 3. Very compact grey white silt with ocher mark; 4. Rounded gravel in fine matrix; 5. Samples; 6. Clay; 7. Silt; 8.Sand; 9. > 2 mm.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 524k
Titre Fig. 9 – Localisation des coupes CP3, CP9 et CP20 dans la haute terrasse. Fig. 9 – Location of cross-section CP3, CP9 and CP20 in the high terrace.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 1,3M
Titre Fig. 10 – Log sédimentaire de CP20 et analyses granulométriques. Fig. 10 – Sedimentary log of CP20 and grain size analyses.
Légende 1. Limon légèrement sableux à taches blanches ; 2. Matrice fine indurée ; 3. Graviers roulés et nodules ferromanganiques ; 4. Échantillons ; 5. Argiles ; 6. Limons ; 7. Sables ; 8. > 2 mm. 1. Slightly sandy silt with white task; 2. Fine indurated matrix; 3. Rounded gravel and ferromagnesic nodule; 4. Samples; 5. Clay; 6. Silt; 7.Sand; 8. > 2 mm.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 376k
Titre Fig. 11 – Log sédimentaire de CP9 et analyses granulométriques. Fig. 11: Sedimentary log of CP9 and grain size analyses.
Légende 1. Limon beige homogène ; 2. Sables fins roux très homogènes ; 3. Limon très compact gris blancs à taches ocre ; 4. Graviers roulés dans une matrice fine ; 5. Sol ; 6. Échantillons ; 7. Argiles ; 8. Limons ; 9. Sables ; 10. > 2 mm. 1. Homogeneous beige silt; 2. Homogeneous reddish fine sand; 3. Very compact grey white silt with ocher mark; 4. Rounded gravel in thin matrix; 5. Soil; 6. Samples; 7. Clay; 8. Silt; 9.Sand; 10. > 2 mm.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 544k
Titre Fig. 12 – Photographie, log stratigraphique et analyses granulométriques du carottage SC1. Fig. 12 – Photography, stratigraphic log and grain size analyse of the drilling SC1.
Légende 1. Sol ; 2. Limon brun non pédogénéisé ; 3. Limon très compact légèrement pédogénéisé ; 4. Limon très compact pédogénéisé ; 5. Sables fins beige ; 6. Limon sableux / sables limoneux ; 7. Graviers roulés ; 8. Sables roux moyens ; 9. Vide / sédiment remanié ; 10. Argiles ; 11. Limons ; 12. Sables. 1. Soil level; 2. Brown silts without pedogenesis marker; 3. Compact silts with few pedogenesis marker; 4. Very compact silts with many pedogenesis marker; 5. Thin beige sand; 6. Silty sands / sandy silts; 7. Rounded gravel; 8. Medium reddish sand; 9. Gap / rework sediment; 10. Clay; 11. Silt; 12.Sand.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-17.jpg
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Titre Fig. 13 – Synthèse des évolutions géomorphologiques du ravin de Sansandé depuis le Pléistocène supérieur à nos jours. Fig. 13 – Synthesis of the geomorphological evolution of the Sansandé ravine since the Upper Pleistocene.
Légende 1. Une phase d’incision datée entre 17639-17296 avant notre ère et 300 de notre ère ; 2. Une aggradation sédimentaire amorcée autour de 300-800 de notre ère dans des conditions relativement humides et dans un contexte anthropisé ; 3. Une incision remarquable contrainte par les dates de la haute terrasse et l’édification de la basse terrasse, dans des conditions arides ; 4. Une aggradation sédimentaire au cours des quatre derniers siècles, la mise en place des conditions environnementales actuelles corrélée à une intensification de l’usage des sols ; 5. Une incision post-1900 de notre ère qui s’observe à l’échelle du bassin versant, et lié à une aridification climatique. 1. A phase of downcutting dated between 17639-17296 BC and 300 AD; 2. A sedimentary aggradation period that started around 300-800 AD in a relatively humid environment and may be related to an anthropogenic influence; 3. A main downcutting constraint by a date in the high terrace and the edification of the low terrace, under dry conditions; 4. A sedimentary aggradation that occur since four century. The progressive installation of current climatic conditions correlated to a soil use intensification; 5. A post-1900 downcutting that is observed at the watershed scale and that is related to a climatic acidification.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12484/img-18.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Sarah Davidoux, Laurent Lespez, Aline Garnier, Michel Rasse, Brice Lebrun, Irka Hajdas, Chantal Tribolo et Eric Huysecom, « Les fluctuations environnementales des deux derniers millénaires en Afrique de l'Ouest : premiers résultats de l'étude des terrasses alluviales du ravin de Sansandé (vallée de la Falémé, Sénégal oriental) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 24 - n°3 | 2018, 237-255.

Référence électronique

Sarah Davidoux, Laurent Lespez, Aline Garnier, Michel Rasse, Brice Lebrun, Irka Hajdas, Chantal Tribolo et Eric Huysecom, « Les fluctuations environnementales des deux derniers millénaires en Afrique de l'Ouest : premiers résultats de l'étude des terrasses alluviales du ravin de Sansandé (vallée de la Falémé, Sénégal oriental) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 24 - n°3 | 2018, mis en ligne le 03 décembre 2018, consulté le 15 janvier 2019. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/12484 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.12484

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Auteurs

Sarah Davidoux

Laboratoire de Géographie Physique (LGP), CNRS-UMR 8591 – 1 place Aristide Briand, 92195 Meudon CEDEX | Département de Géographie, UFR LLSH, Université Paris-Est Créteil – 61 avenue du Général de Gaulle, 94010 Créteil, France (sarah.davidoux@lgp.cnrs.fr). Tél : +33 (0)1 45 07 55 83.

Laurent Lespez

Laboratoire de Géographie Physique (LGP), CNRS-UMR 8591 – 1 place Aristide Briand, 92195 Meudon CEDEX | Département de Géographie, UFR LLSH, Université Paris-Est Créteil – 61 avenue du Général de Gaulle, 94010 Créteil, France (laurent.lespez@lgp.cnrs.fr).

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Aline Garnier

Laboratoire de Géographie Physique (LGP), CNRS-UMR 8591 – 1 place Aristide Briand, 92195 Meudon CEDEX | Département de Géographie, UFR LLSH, Université Paris-Est Créteil – 61 avenue du Général de Gaulle, 94010 Créteil, France (aline.garnier@lgp.cnrs.fr).

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Michel Rasse

Université Lumière Lyon 2, UMR5133 Archéorient, M.O.M. Maison de l'Orient et de la Méditerranée – 7 rue Raulin, 69365 LYON Cedex 7, France (Michel.Rasse@univ-lyon2.fr).

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Brice Lebrun

Laboratoire IRAMAT-CRP2A, CNRS, Université de Bordeaux – 33607 Pessac, France (brice.lebrun@u-bordeaux-montaigne.fr).

Irka Hajdas

ETH Laboratory of Ion Beam Physics, ETH-Z – 8092, Zürich, Switzerland (hajdas@phys.ethz.ch).

Chantal Tribolo

Laboratoire IRAMAT-CRP2A, CNRS, Université de Bordeaux – 33607 Pessac, France (Chantal.Tribolo@u-bordeaux-montaigne.fr).

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Eric Huysecom

Laboratory Archaeology and Population in Africa, Department of Genetics and Evolution, University of Geneva – 1205, Geneva, Switzerland (Eric.Huysecom@unige.ch).

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