Nous tenons à remercier nos collègues maliens pour leur aide sur le terrain, ainsi que les membres du projet "Peuplement humain et Paléoenvironnement en Afrique de l’Ouest" pour leur collaboration. Cette étude est en partie issue du travail de thèse d’Aline Garnier, financé par la région Basse-Normandie et par l’ANR-DFG "Archéologie du Paysage en Pays Dogon" (APPD). Les auteurs remercient également Michel Mietton et un relecteur anonyme, les éditeurs invités, Stéphane Cordier et David Bridgland, pour leurs commentaires constructifs ayant permis d’améliorer la version initiale du manuscrit.

1 - Introduction

1En Afrique de l’Ouest, les données paléohydrologiques holocènes sont principalement issues d’archives lacustres et sont inégalement réparties selon la période et la zone concernées (Lézine et al., 2011). Les études menées ces dernières décennies se sont en grande partie concentrées sur les zones saharienne et sahélienne localisées au nord de 15°N et correspondent à la période entre 9 500 et 3 500 ans cal. BP. La plupart de ces recherches ont été conduites avec l’objectif d’étudier le rôle des changements orbitaux sur la dynamique des milieux et notamment de caractériser l’extension spatiale et temporelle de l’optimum humide africain (Servant, 1983 ; Ballouche & Neumann, 1995 ; Salzmann & Waller, 1998 ; Gasse, 2000 ; Salzmann et al., 2002 ; Hoeltzman et al., 2004 ; Kröpelin et al., 2008 ; Garnier et al., 2013). En effet, cette période qui a pris fin il y a environ 4 000 ans en raison principalement d’un changement orbital (Solanki et al., 2004), représente un tournant dans l’évolution climatique et environnementale de l’Afrique tropicale. L’atténuation des précipitations a fortement contribué à une modification du fonctionnement des systèmes fluviaux, voire même à une interruption de l’activité fluviatile et à l’assèchement des lacs au Sahara (Gasse, 2000). A ces changements orbitaux se sont superposées plusieurs périodes d’instabilités significatives survenant en un ou plusieurs siècles (Gasse, 2000 ; Mayewski et al., 2004 ; Wanner et al., 2011). Les mécanismes à l’origine de ces changements climatiques rapides restent encore mal compris, puisqu’au forçage astronomique s’ajoutent des interactions entre les composantes du système climatique telles que l’atmosphère, l’océan, les surfaces continentales et la biosphère (Magny, 1995 ; Mayewski et al., 2004 ; Wanner et al., 2008, 2011). A l’image de la dernière instabilité climatique rapide, particulièrement bien observée et identifiée sous les moyennes latitudes (Petit Age Glaciaire), ces crises rapides ont eu un impact certain sur les milieux et les sociétés. Pourtant, peu d’études se sont intéressées aux conséquences environnementales et sociétales des changements climatiques rapides holocènes, notamment en domaine intertropical.

2Les systèmes fluviaux, par leur sensibilité et leur réactivité aux changements climatiques et aux actions humaines, constituent un très bon révélateur de ce type d’événement climatique, aussi bien à l’échelle des changements climatiques rapides holocènes qu’à l’échelle de changements climatiques plus brefs. Ainsi, les crises de sécheresse des années 1970-1980 qui ont conduit à l’assèchement rapide des cours d’eau et des zones humides, ainsi qu’au déplacement vers le sud de plusieurs centaines de kilomètres des isohyètes et des zones de végétation ont contraint les populations à s’adapter ou à migrer vers des régions plus humides (Boutrais, 2008 ; Perret & Jost, 2008).

3En Afrique de l’Ouest, l’étude des archives sédimentaires alluviales du site d’Ounjougou, à l’amont de la vallée du Yamé au Mali, relate une réponse d’un système fluvial à ce type d’évènement (Rasse et al., 2006  ; Lespez et al., 2008, 2011). Elle atteste d’une incision dans les dépôts plus anciens, intervenant entre 2 350 et 1 700 ans cal. BP. Or, à ce jour, que ce soit à l’échelle régionale ou globale, peu d’études témoignent d’un changement climatique rapide pour cette période. Afin d’étudier l’extension spatiale et temporelle de cet évènement en dehors du cadre local d’Ounjougou, de nouvelles investigations géomorphologiques ont été développées le long de la vallée du Yamé. L’étude de cinq tronçons différents a permis d’apprécier les réactions de l’ensemble du système fluvial. Parallèlement, l’étude des données archéologiques acquises à Ounjougou et dans l’ensemble du Pays dogon (Huysecom et al., 2004b ; Mayor et al., 2005 ; Huysecom et al., 2009 ; Ozainne et al., 2009 ; Mayor, 2011 ; Ozainne, 2013 ; Mayor et al., 2014) a été entreprise, afin de mieux préciser cet événement et d’évaluer la réponse des populations.

4Les objectifs de cette étude sont donc triples : (1) étudier la réponse de l’ensemble d’un système fluvial à un évènement bien enregistré à l’échelle d’un site, afin d’identifier l’origine de cet évènement ; (2) comparer ces résultats avec les données disponibles à l’échelle régionale et globale afin d’estimer la représentativité des résultats obtenus dans la région étudiée et de mesurer les spécificités de la réponse de ce bassin versant situé dans un contexte géologique particulier ; (3) tenter de mesurer l’impact de cet évènement majeur sur les sociétés agro-pastorales ouest-africaines.

2 - Secteur d’étude et état des recherches

5Le secteur d’étude correspond à la vallée du Yamé, un cours d’eau long de 137 km localisé en zone sahélienne au sud-est du Mali, en Afrique de l’Ouest (fig. 1). La superficie du bassin versant est de 4 400 km². Avec une moyenne pluviométrique annuelle de 537 mm/an enregistrée à Bandiagara, il est soumis à un climat sahélien caractérisé par une alternance entre une saison sèche qui dure neuf mois, d’octobre à juin, et une saison humide de trois mois, de juillet à septembre. La forte saisonnalité des précipitations et l’importance de l’évapotranspiration sont les principales variables intervenant dans le bilan hydrologique du Yamé et de ses affluents, ainsi que sur la végétation. Ainsi, le régime hydrologique du Yamé est caractérisé par une forte irrégularité, reflétant la saisonnalité des précipitations. Cet affluent de rive droite du fleuve Niger prend sa source sur le plateau gréseux de Bandiagara dont il est le cours d’eau principal. A l’amont, le tracé orthogonal est dicté par les anfractuosités du grès expliquant la faiblesse de la sinuosité du chenal. Dans la moyenne vallée, au cours de la traversée du Yamé dans les formations de glacis, le chenal devient plus sinueux et la bande active s’élargit. Au début de la basse vallée, l’élargissement de la plaine alluviale ainsi que la réduction de la pente favorisent la multiplication des chenaux. On observe ensuite une réduction de la largeur de la plaine alluviale et de la bande active et le développement d’un lit anastomosé composé de chenaux méandriformes. A l’aval, les derniers kilomètres avant la confluence avec le Niger sont caractérisés par un faible confinement et le développement de chenaux multiples sinueux à méandres et des zones humides associées à la plaine alluviale du fleuve Niger. Ainsi, d’est en ouest, le Yamé traverse trois unités paysagères différentes, chacune caractérisée par un fonctionnement hydrologique particulier. A l’amont, les aquifères du grès permettent le maintien du débit d’étiage tout au long de l’année, alors que dans la moyenne et basse vallée, où dominent les formations de glacis, le Yamé s’assèche lors de la saison sèche. La faible pente (0,04 %) en amont de la confluence avec le Niger favorise le développement d’environnements palustres et lacustres lors de la saison humide, ainsi qu’un recouvrement épais par les dépôts alluviaux. Cette diversité hydro-géomorphologique a conduit les populations à développer des systèmes de production variés. C’est pourquoi, selon les secteurs, la vallée du Yamé est propice à la culture du mil, du riz ou du maraîchage et représente un point d’eau vital pour les éleveurs de la région (Garnier, 2013).

6Outre sa grande diversité paysagère et humaine, ce bassin versant se distingue par la présence à l’amont d’un site d’étude exceptionnel en Afrique de l’Ouest, le site d’Ounjougou (Huysecom et al., 2004a,b). La séquence chronostratigraphique qui y est reconnue couvre l’ensemble de l’Holocène et a livré un matériel archéologique très riche. Elle a ainsi permis de mettre en évidence plusieurs tournants culturels majeurs, impliquant des bouleversements tant au niveau des relations Homme-environnement que des phénomènes de peuplement (abandons de sites, migrations : Huysecom et al., 2004b ; Mayor et al., 2005 ; Ozainne et al., 2009 ; Mayor, 2011 ; Ozainne, 2013). De même, les recherches géoarchéologiques et paléoenvironnementales développées ces dernières années soulignent une séquence stratigraphique holocène complexe qui peut s’expliquer par une série d’oscillations climatiques très rapides et par l’impact des activités humaines depuis le Néolithique (Rasse et al., 2006 ; Lespez et al., 2008 ; Le Drézen et al., 2010). L’étude de l’ensemble de la vallée du Yamé a pour objectif d’enrichir les travaux menés à l’échelle du site d’Ounjougou, et ainsi de caractériser l’extension spatiale des transformations observées à Ounjougou, qui représente un site de référence dans l’étude des changements environnementaux holocènes pour l’Afrique de l’Ouest.

3 - Méthodologie

7L’approche méthodologique combine à la fois des observations de terrain et des travaux en laboratoire.

3.1 - Choix des secteurs d’études

8Tout d’abord, une typologie des styles fluviaux a été établie à partir d’un découpage en tronçons homogènes de 500 m de long et du calcul de cinq variables géomorphologiques pour chacun d’eux (indice de sinuosité, de confinement, largeur moyenne du chenal, de la plaine alluviale et taux d’emprise des chenaux secondaires). Cette analyse statistique, présentée dans Garnier et al. (2014), révèle une diversité longitudinale du système fluvial, et six styles possédant des caractéristiques hydro-géomorphologiques spécifiques ont été identifiés. Excepté le secteur amont où le chenal est encaissé dans les grès et où aucune sédimentation n’est observée, chacun des autres secteurs a fait l’objet de prospections détaillées afin de caractériser l’architecture des archives sédimentaires. Quatre profils en travers ont ainsi été effectués grâce à la réalisation de 15 carottages et sondages à la tarière, ainsi que 12 coupes, ce qui a permis de définir l’extension et les caractéristiques de ces archives sédimentaires.

3.2 - Description des faciès sédimentaires

9Une classification précise du faciès sédimentaire des différents dépôts observés dans la vallée du Yamé a été établie à partir du référentiel de Miall (1996). Elle repose sur la description du faciès de chacune des unités sédimentaires à savoir la texture et l’agencement des alluvions qui sont caractéristiques du contexte dans lequel les sédiments se sont déposés mais aussi du style fluvial du cours d’eau. Pour les formations alluviales, deux types d’environnement de dépôts peuvent être identifiés : les dépôts de chenaux (tab. 1 & fig. 2 ; Gh, Sl, Sp) et les dépôts de plaine d’inondation (tab. 1 & fig. 2 ; Sh, Fl, Fsm, Fm).

10D’une manière générale, la nature des dépôts est contrôlée par la charge solide disponible, la vitesse et l’épaisseur du flux pour les dépôts de chenaux ou bien par la lame d’eau débordante pour les dépôts de plaine alluviale. Pour les dépôts de chenaux, les sédiments graveleux (Gh) sont issus de la charge de fond et ont tendance à être transportés sous forme de pulsations répétées, alors que les facies sédimentaires à dominante sableuse (Sl, Sp) résultent d’un transport par charriage, saltation ou encore, par suspension pour les particules les plus fines. Pour les dépôts de plaine d’inondation, on observe une logique de répartition des dépôts au sein de la plaine d’inondation avec une granularité et une épaisseur des sédiments qui décroissent à mesure que l’on s’éloigne du chenal.

11Enfin, des dépôts colluviaux ont aussi pu être identifiés dans les archives sédimentaires de la vallée du Yamé. Ils sont constitués d’une matrice fine limoneuse sans organisation sédimentaire nette. Pour ces dépôts parfois difficiles à appréhender sur le terrain, une analyse micromorphologique a été opérée pour caractériser leur évolution pédologique. Ils proviennent des glacis adjacents qui sont le produit du ruissellement diffus spasmodique, caractéristique des milieux semi-arides (sheetwash). Ces glacis sont constitués par les sédiments d’origine probablement éolienne, mis en place lors des périodes sèches pléistocènes (Elouard, 1973 ; Rasse et al., 2012). Chaque année, ils sont remaniés par le ruissellement lors des épisodes pluvieux intenses de la saison des pluies et se retrouvent déposés dans le fond de vallée sous forme de colluvions et d’alluvions. A l’échelle régionale, ces silts éoliens représentent un stock sédimentaire important pour les bassins versants en zone semi-aride.

3.3 - Etablissement du cadre chronologique

12L’interprétation chronostratigraphique des dépôts de la période concernée s’appuie sur 17 dates radiocarbones (tab. 2). Afin de mieux appréhender les relations entre les variations hydro-climatiques et les dynamiques de peuplement, ces datations ont été comparées avec celles des sites archéologiques du Pays dogon. Pour cela, nous avons utilisé les fonctions de densité de probabilités cumulées des datations, une méthodologie développée ces dernières années afin de corréler les dynamiques d’alluvionnement avec l’évolution paléoclimatique (e.g. : Macklin & Lewin, 2003 ; Macklin et al., 2006 ; Hoffman et al., 2008 ; Chiverell et al., 2011). En différenciant l’origine des sédiments (alluviale ou colluviale), le cumul de datations permet ainsi de présenter les dynamiques internes du bassin versant et le rythme des activités alluviales et/ou colluviales. Cette méthodologie a aussi été utilisée avec les datations archéologiques afin de reconstituer les dynamiques démographiques préhistoriques (Smith et al., 2008 ; Williams, 2012). Dans notre étude, la distinction spatiale des datations issues des fouilles archéologiques permet ainsi de présenter les dynamiques de peuplement en fonction des périodes et des spécificités des régions.

13Au total, pour la période 3 000-1 000 ans cal. BP, une base de données a été réalisée à partir des 17 datations issues des archives sédimentaires de la vallée du Yamé (tab. 2) et de 97 datations associées aux principales occupations survenant sur cette période dans la région du Pays Dogon.

14Afin de standardiser l’ensemble des datations, la calibration a été effectuée à l’aide du programme d’étalonnage Oxcal (version 4.2) et de la courbe de calibration IntCal13 (Reimer et al., 2013).

4 - Description chronostratigraphique des archives sédimentaires

15Les investigations ont été conduites à partir de tronçons représentatifs des différents styles fluviaux contemporains identifiés et dans lesquels des archives sédimentaires ont été préservées. A Ounjougou, la profonde incision du Yamé dans les sédiments a facilité l’identification précise de leur géométrie. Dans la moyenne vallée, pour les tronçons de Doucombo et Fiko, la réalisation de coupes a été complétée par des carottages. En revanche, pour les tronçons plus à l’aval (Baïma et Sampara), il a été nécessaire de procéder à la mise en place de carottages et de sondages, afin de définir l’architecture du remplissage alluvial.

4.1 - A l’amont : Ounjougou, un tronçon de référence

16Le contexte géomorphologique du site d’Ounjougou a permis une très bonne conservation des archives sédimentaires holocènes qui ont fait l’objet de nombreuses recherches menées ces dernières années (Rasse et al., 2006 ; Lespez et al., 2008, 2011). A partir de ces travaux, nous proposons ici une reconstitution synthétique du remplissage sédimentaire pour la période 3 000-1 000 ans cal. BP (fig. 3). En rive gauche, reposant sur des dépôts antérieurs ou sur le grès, une séquence épaisse de 2 m environ est caractérisée par une alternance de lits sablo-limoneux, épais de 1 à 2 cm, riches en charbons et en macrorestes végétaux (feuilles, graines…) et de lits limoneux à sables fins, épais de quelques millimètres à 2 cm. Les couches sableuses (Sh) sont marquées par un granoclassement vertical positif comportant de nombreuses particules charbonneuses. Ces sédiments (Sh) correspondent à un transport par des courants tractifs de faible énergie. Ils ont été transportés par suspension lors de crues modérées puis déposés au sein de la plaine alluviale lors de débordements. En revanche, les sédiments fins (Fl) correspondent à des dépôts de plaine d’inondation qui ont été déposés par suspension uniforme et décantation lors de la phase de décrue. La période de mise en place de cette séquence a pu être définie grâce à l’acquisition de quatre datations pour les coupes CP13, CP9 et CP6 (Erl-9944 : 2 719-2 379 ans cal. BP ; Erl-8357 : 2 705-2 356 ans cal. BP ; SacA-6335 : 2 702-2 342 ans cal. BP et SacA-6345 : 2 740-2 489 ans cal. BP). Des dépôts attribués à la même période ont été observés en rive droite, au site du Promontoire. Des tessons de céramique ainsi que deux datations (Ly-1285-oxa : 2 705-2 354 ans cal. BP et Ly-1281-oxa : 2 707-2 357 ans cal. BP) ont permis de dater la mise en place de cette couche de colluvions de silts sableux rouge-orangé du premier millénaire avant notre ère (Mayor et al., 2005). Ensuite, pendant près de sept siècles, entre 2 350 et 1 700 ans cal. BP, aucune sédimentation notable n’est enregistrée. Par la suite, une dynamique colluviale se met en place avec l’identification de dépôts de versants en rive droite (fig. 4). Deux dates sont disponibles, une à la base des colluvions de la coupe CP15 (Ly-8137 : 1 687-1 414 ans cal. BP) et une dans les sédiments du site archéologique du Promontoire (Ly1284-oxa : 1 313-1 099 ans cal. BP) (Huysecom et al., 2005 ; Mayor et al., 2005).

4.2 - dans la moyenne vallée : Doucombo et Fiko

17Dans la moyenne vallée, deux tronçons ont été particulièrement étudiés, Doucombo en amont et Fiko à l’aval (fig. 1 & 4).

18A Doucombo, une séquence détritique d’une épaisseur de 1,5 m environ a été identifiée à la base. L’unité inférieure, épaisse de 90 cm, est constituée de sables grossiers à gravillons à matrice sableuse bleue (faciès Gh), avec quelques lamines de limons compacts organiques indiquant des conditions hydromorphes et réductrices (faciès Fm). L’unité supérieure, épaisse de 60 cm, datée de 2 925-2 741 ans cal. BP (Erl-15477) contient des dépôts sableux plus fins à structure planaire caractéristique d’un faciès de type Sp, entrecoupés de silts compacts organiques de faciès Fm. Ces dépôts reflètent des conditions hydrologiques similaires qui peuvent être interprétées comme des dépôts de chenaux transportés soit lors de crues énergiques pour les couches les plus grossières (Gh), ou lors des crues plus modérées pour les dépôts les plus fins (Sp). La présence de lentilles de limons organiques (Fm) sans fentes de dessiccation témoigne de conditions hydromorphes et de milieux anoxiques de type mares permanentes au sein du chenal. Le contact avec la séquence suivante est érosif avec l’identification d’une incision relativement importante dans les dépôts antérieurs. Une datation (Erl-15479 : 1 690-1 412 ans cal. BP) à la base de la séquence supérieure indique ainsi l’absence de sédimentation pendant près d’un millénaire, entre 2 700 et 1 700 ans cal. BP. La sédimentation, toujours détritique mais de couleur ocre-rouille, marque un phénomène d’oxydation du fer reflétant un milieu en contact avec l’air. Par rapport à la période précédente, on observe donc une diminution du niveau des nappes phréatiques. Les dépôts, qui correspondent à des lits de sables grossiers contenant quelques gravillons avec une stratification entrecroisée ou planaire (Sl/Sp), témoignent d’une mise en place lors de la migration des rides situées au sein du chenal (bancs médians et latéraux) et d’une compétence modérée.

19A Fiko, le remplissage sédimentaire est constitué de quatre séquences, principalement des sédiments d’origine colluvio-alluviale. L’étude micromorphologique de chacune de ces séquences a permis de préciser les évolutions pédologiques qu’ont connues les dépôts après leur mise en place (fig. 5).

20

21La séquence la plus ancienne, enregistrée à la base, correspond à des sables fins limoneux gris tachetés épais de 1 à 2 m qui comportent de nombreuses particules charbonneuses. La mise en place de cette séquence, riche en tessons de céramique, a pu être estimée par une datation radiocarbone indiquant 2 709-2 356 ans cal. BP (Erl-13738). L’étude micromorphologique (M5) témoigne de sables hétérométriques au sein d’une masse basale fine de nature limoneuse. Il s’agit d’une sédimentation mise en place de manière brutale par débordements au sein d’une plaine alluviale humide. La porosité est caractérisée par des revêtements argilo-limoneux limpides et parfois poussiéreux indiquant une évolution postérieure dans un milieu où les sols furent relativement bien protégés. Cette caractéristique, ainsi que la couleur gris-bleu de ces sédiments, suggèrent ainsi un paléosol de type pseudo-gley avec une évolution dominée par la présence d’un excès d’eau. L’effondrement partiel de la porosité témoigne également d’un excès d’eau. Cette action peut être liée soit à la présence d’une nappe phréatique plus ou moins fluctuante, soit à un engorgement temporaire ou permanent par l’eau d’un horizon ou de l’ensemble du profil.

22Cette séquence est surmontée par des sables fins à moyens blanc-crème comportant de nombreuses taches ocre (fig. 5 ; M3 et M6). L’analyse micromorphologique témoigne de l’homogénéité des matériaux transportés de type sables fins, ainsi que du caractère rapide de la mise en place de ces dépôts (crue éclair). Aucune structure n’est réellement identifiée, ce qui suggère une montée et un arrêt brutal des écoulements. En revanche, de nombreuses taches rouille ont été observées. L’analyse micromorphologique montre qu’il s’agit d’agrégats de 1 à 2 mm pour la plupart, et parfois de taille centimétrique. Très rubéfiés, ils correspondent à des fragments de sols érodés puis remaniés contenant beaucoup de microcharbons. Dans la porosité à agrégats granulaires, on observe un remplissage par des argiles limpides (non poussiéreuses) et épaisses suggérant une pédogenèse au sein d’un milieu couvert. Ces sédiments peuvent être interprétés comme des dépôts alluvio-colluviaux pédogénéisés par la suite. Le blanchissement de la masse basale de ces dépôts est sans doute le résultat d’un lessivage oblique. Aucune date n’est disponible pour cette sous-unité mais, d’après la succession stratigraphique, elle pourrait avoir été mise en place entre 2 350 et 1 900 ans cal. BP.

23Ce paléosol est ensuite surmonté par une séquence détritique relativement homogène, caractérisée par des sables moyens contenant quelques sables grossiers (fig. 5 ; M4). Le sédiment apparaît complètement déstructuré, avec une porosité très importante en raison d’une activité biologique intense. Quelques illuviations argileuses ont été observées autour de vides, suggérant la mise en place d’une pédogénèse pour ces dépôts. Peu d’impuretés ont été observées, indiquant de faibles apports allogènes ce qui témoigne d’un environnement relativement couvert. En plus d’un faciès distinctif avec une matrice fine sans organisation sédimentaire nette, on remarque que les grains de sables comportent un revêtement argilo-ferrugineux. Ces deux caractéristiques sédimentaires suggèrent que ces sédiments ont été transportés sur de petites distances par le colluvionnement. Cette séquence est datée de 2 291-1 934 ans cal. BP (Erl-13402).

24Au sommet, on observe une séquence de sables fins à grossiers hétérométriques roux, épaisse de 1 m environ au sein du ravin. La microstructure enaulic correspond à une masse basale très peu développée (fig. 5 ; M7). La porosité de ces dépôts est forte en raison d’une bioturbation importante. Les grains montrant un revêtement argilo-ferrugineux sont nombreux indiquant, comme les sédiments précédents, une origine colluviale.

4.3 - Dans la basse vallée : Baima

25Dans la basse vallée (fig. 1 & 4), la base du remplissage sédimentaire est constituée d’une séquence épaisse de plus de 4 m de sables fins blanchâtres (Sm) entrecoupés de lentilles plus fines de sables limoneux gris à concrétions rouille (Fsm). Les sédiments sableux correspondent à des dépôts transportés par suspension lors du débordement des eaux du Yamé au sein de la plaine alluviale, puis déposés par gravité lors de l’atténuation du flux. Les dépôts sableux limoneux indiquent la présence de mares au sein de cette plaine alluviale et d’un dépôt par décantation. Les nombreuses taches et concrétions ferrugineuses observées dans ces sédiments témoignent de l’oxygénation des sédiments suite à l’évaporation de ces mares. Une origine extra-locale de ces concrétions, suite à un transport par le cours d’eau, semble peu probable en raison de leur taille, parfois centimétrique, et de la texture très fine des sédiments qui suggère une capacité de transport assez limitée. Un échantillon, prélevé dans une de ces lentilles plus fines, a permis de dater cette séquence à 2 707-2 378 ans cal. BP (Beta-298317). Même si le contact avec la séquence suivante est érosif, on observe pour certains carottages et sondages (S17, S15 et C2), une séquence détritique de sables grossiers jaunes (faciès Sp). Elle suggère le développement d’un chenal à méandres divaguant au sein de cette vaste plaine d’inondation.

26Elle est surmontée d’une sédimentation limoneuse à concrétions ferrugineuses épaisse de 2 à 3 m. Le faciès de type Fsm suggère une mise en place de ces dépôts par des dynamiques faibles au sein d’un milieu saturé en eau une partie de l’année et marqué par un asséchement au regard des marques importantes d’oxydation observées dans les sédiments. Cette séquence est datée à la base de 1 946-1 820 ans cal. BP (Beta-298316) et au sommet de 1 698-1 382 ans cal. BP (Erl-15486).

4.4 - La confluence avec le Niger à Sampara

27Un dernier tronçon, Sampara, localisé dans le Delta intérieur du Niger, à quelques kilomètres en amont de la confluence du Yamé avec le fleuve Niger a fait l’objet d’investigations (fig. 1 & 4). Une séquence de 1,5 m d’épaisseur, caractéristique d’une sédimentation fine composée d’argiles limoneuses organiques (Fm), a été datée au sommet de 2 719-2 379 ans cal. BP (Erl-13744). Cette datation nous permet d’indiquer une mise en place de ces sédiments avant 2 350 ans cal BP. La richesse en matière organique et l’absence de traces d’oxydation indiquent un environnement de dépôt caractéristique de milieux saturés en eau tout au long de l’année.

28Le contact avec la séquence suivante est clairement érosif. Un charbon, daté de 1698-1 416 ans cal. BP (Erl-15489) dans la séquence suivante suggère une mise en place postérieure à 1 700 ans cal. BP. On en déduit alors que la phase d’incision peut être attribuée à la période 2 350-1 700 ans cal. BP. Développée à l’est du transect, cette séquence détritique épaisse de 1,5 m correspond à des sables moyens jaunes à structure planaire (faciès Sp), entrecoupés de lentilles de limons organiques (faciès Fm). Le faciès sédimentaire de ces dépôts témoigne d’un retour à une dynamique fluviale, avec des dépôts de chenaux de faible énergie et la présence de mares permanentes dans le fond de vallée.

5 - Discussion

5.1 - Le fonctionnement longitudinal du système fluvial

29Au regard des datations disponibles entre 3 000 et 1 000 ans cal. BP, il ressort une certaine hétérogénéité des modes de sédimentation (alluvial / colluvial) selon les secteurs et la période concernés (fig. 6). On enregistre, pour chacun des secteurs, un remplissage sédimentaire pour les périodes antérieures à 2 350 ans cal. BP (10 datations) et postérieure à 1 700 ans cal. BP (5 datations). En revanche, seules deux datations permettent de renseigner le mode de remplissage et les dynamiques hydro-sédimentaires pour la période 2 350-1 700 ans cal. BP. Elles témoignent de dépôts colluviaux localisés dans la moyenne vallée et de sédiments d’origine alluviale dans la basse vallée. Ainsi, on observe pour l’ensemble de la vallée un enregistrement sédimentaire peu développé et localisé pour la période 2 350-1 700 ans cal. BP.

30Entre le III^e et le II^e millénaire BP, trois phases distinctes peuvent être reconnues tout au long du système fluvial (fig. 7).

31Entre 3 000 et 2 350 ans cal. BP, les styles fluviaux apparaissent relativement différenciés de l’amont vers l’aval, même si un exhaussement est enregistré pour l’ensemble des tronçons. A l’amont, on observe un chenal divaguant au sein d’une plaine alluviale nourrie par des dépôts saisonniers et dans laquelle se développent des mares s’asséchant au cours de l’année. On y observe aussi les premières traces de colluvionnement sur les interfluves (Huysecom et al., 1999, 2000 ; Mayor et al., 2005). Dans la moyenne vallée, le III^e millénaire BP est sujet à un système fluvial énergique avec des dépôts de chenaux sablo-graveleux, qui constituent une large bande active au sein de laquelle on observe des mares permanentes. A Fiko, mais aussi à Baïma, dans la basse vallée, les archives sédimentaires relatent l’existence de chenaux faiblement incisés divaguant au travers d’une large plaine alluviale humide constituée de dépôts de débordements sableux fins. Même si la granularité des dépôts est inférieure à celle de Doucombo et indique un système fluvial moins énergique, leur couleur témoigne aussi d’un milieu constamment en eau et donc d’un niveau des nappes élevé. Il semble ainsi que, si la capacité de transport des sédiments s’est atténuée lors de la traversée du bassin versant, les flux liquides sont cependant toujours abondants. A l’aval, l’identification d’environnements palustres témoigne de nappes phréatiques élevées et de conditions climatiques humides. Ainsi, malgré une certaine diversité de l’amont vers l’aval, les enregistrements sédimentaires témoignent dans l’ensemble de milieux fluviaux-palustres.

32Cependant, à Ounjougou, l’assèchement saisonnier des mares de fond de vallée, ainsi que les premières traces de colluvionnement suggèrent localement le début d’une aridification et d’une dégradation des versants.

33La deuxième phase, entre 2 350 et 1 700 ans cal. BP, est majeure dans l’histoire de l’évolution du Yamé puisqu’elle correspond, pour l’ensemble de la vallée, à une profonde incision du chenal dans les dépôts antérieurs. Cette dynamique d’incision, synchrone dans l’ensemble des tronçons, est la résultante d’une modification dans l’équilibre des débits solides et liquides. Elle reflète notamment une augmentation importante des flux liquides dans le bilan hydrologique du cours d’eau et pose ainsi la question des facteurs qui commandent cette modification et donc cette incision. D’une manière générale, une plus forte augmentation des flux liquides par rapport aux apports sédimentaires peut avoir pour origine des précipitations plus abondantes et (ou) un couvert végétal plus dense. Mais inversement, elle peut être liée aussi à un contexte de sécheresse et à l’action de crues éclair consécutives à un ruissellement diffus généralisé sur un bassin versant fragilisé et dénudé. Ce dernier scénario a pu être observé dans d’autres régions semi-arides (Berger et al., 2012) mais aussi, plus récemment, dans les années 70-80, en zone sahélo-soudanienne (Valentin et al., 2004 ; Garnier et al., 2014). Les études suggèrent, depuis la fin des années 1970, une augmentation des coefficients d’écoulement des cours d’eau malgré une baisse généralisée des précipitations. Les périodes de sécheresse sont à l’origine d’un accroissement du ruissellement hortonien par le refus d’infiltration, probablement suite à l’encroûtement des sols devenus imperméables en raison de l’absence de végétation (Valentin et al., 2004 ; Leblanc et al., 2008 ; Garnier et al., 2014). De plus, sur le plateau Dogon, ce phénomène peut être amplifié par la présence en surface du substrat rocheux. En outre, le faible alluvionnement dans la zone d’accumulation des sédiments ainsi que dans les environnements lacustres en marges du Yamé (Makaske et al., 2007 ; Garnier, 2013) indique que cette incision n’est pas liée à une augmentation durable des précipitations. Ainsi, nous émettons l’hypothèse que l’incision généralisée lors de la période 2 350-1 700 ans cal. BP peut être le résultat de l’action de crues sporadiques et violentes. Les conséquences spectaculaires de ces crues s’expliquent vraisemblablement par un contexte climatique aride où le bassin versant était particulièrement sensible et vulnérable aux pluies intenses qui surviennent lors des orages. La purge d’une partie des sédiments limono-argileux massifs à l’aval de la vallée témoigne de la brutalité de cette crise hydrologique. Localement, il est possible d’observer des vestiges de cette période climatique instable. C’est le cas à Fiko, où l’on enregistre les traces de ces crues éclair avec la mise en place de dépôts de débordement nourris d’apports colluviaux. Ces colluvions, qui n’ont pas été purgées localement, résultent en partie du ruissellement diffus ayant eu lieu au cours de cette période. Cette dynamique érosive d’origine fluviatile et colluviale suggère donc une instabilité du système et notamment une forte dégradation du couvert végétal, au sein de la ripisylve et sur les versants. Celui-ci ne permet plus de protéger les sols du bassin versant aussi efficacement, ce qui favorise alors leur encroûtement et l’accroissement des coefficients d’écoulement lors des événements orageux.

34La phase 1 700-1 200 ans cal. BP marque un retour vers une aggradation alluviale dans l’ensemble du fond de vallée. A l’amont, la sédimentation est rythmée par des dépôts de chenaux et de débordement au sein d’une plaine alluviale s’asséchant saisonnièrement, alors que, dans la moyenne vallée et à l’aval se développe un système fluvial à méandres. Cet ajustement est le signe d’une augmentation des apports solides et des débits liquides. Dans la basse vallée, le développement d’une plaine alluviale marécageuse mal drainée témoigne de débits liquides et solides importants et d’un niveau élevé des nappes phréatiques. On peut alors suggérer des précipitations plus abondantes et vraisemblablement plus régulières. Cependant, l’intensification du colluvionnement sur le plateau de Bandiagara suggère une couverture végétale moins dense que pour les périodes précédentes.

5.2 - Un enregistrement régional ou global ?

35Au cours de la période 2 350-1 700 ans cal. BP, l’identification d’une incision généralisée à l’ensemble de la vallée du Yamé suppose une réponse du système fluvial à un forçage climatique externe. Les mécanismes à l’origine de cette incision marquée sont vraisemblablement les mêmes que pour les incisions précédentes identifiées à différentes périodes de l’Holocène. Celles-ci, datées de 12 500-11 500, de 8 760-7 800 et de 6 790-6 500 ans cal. BP, peuvent être corrélées avec des épisodes arides brefs identifiés à l’échelle globale ou régionale (Lespez et al., 2011 ; Garnier, 2013). Dans un contexte semi-aride, la réduction de la densité de végétation dans le bassin versant accroît fortement la sensibilité des versants au ruissellement générant ainsi, la formation de crues brutales lors des évènements orageux. Cette phase, pourtant majeure dans l’histoire du système fluvial du Yamé, n’est pas corrélée à un changement climatique rapide, que ce soit à l’échelle globale ou à celle du continent africain (Gasse, 2000 ; Mayewski et al., 2004 ; Wanner et al., 2008, 2011). Pourtant, en Afrique de l’Ouest, plusieurs études témoignent d’une crise aride abrupte (Lézine, 1989 ; Shanahan et al., 2006 ; Maley & Vernet, 2013). On enregistre une diminution des débits liquides du Sénégal (Bouimetarhan et al., 2009) et du Niger (Makaske, 1998 ; McIntosh, 1998), alors que son delta intérieur est sujet à une longue période de sécheresse (Makaske et al., 2007). D’après la synthèse réalisée par Maley et Vernet (2013), une phase érosive importante intervient au sud du Sahara entre 2 350 et 1 800 ans cal. BP. En effet, on observe notamment une incision de plusieurs dizaines de mètres par endroits le long du Bahr el Ghazalet même jusque dans le bassin du Congo, avec l’identification de dépôts grossiers associés à une dynamique érosive (Maley, 2010). Alors que les archives issues de la zone soudano-guinéenne actuelle ne témoignent pas de changement dans le couvert végétal pour cette période, l’ensemble des enregistrements palynologiques de la zone soudano-sahélienne indiquent une ouverture durable de la végétation (Maley, 1981 ; Lézine, 1989). Il en est de même au Cameroun, avec une nette augmentation des Poaceae vers 2 500 ans cal. BP (Ngomanda et al., 2009). Ainsi, si ses causes demeurent incertaines en raison du peu d’études disponibles, cette tendance à l’aridification est observée à différents endroits en Afrique de l’Ouest, du Sahel à la zone guinéenne.

5.3 - Les conséquences sur le peuplement du pays Dogon

36Si cette crise climatique est bien enregistrée à l’échelle régionale dans les archives sédimentaires, peu d’études se sont intéressées aux conséquences de cette période d’instabilité climatique sur les populations agro-pastorales. Au même titre que les dernières crises de sécheresses des années 1970-80, il est fort probable que les populations ouest-africaines aient dû s’adapter ou migrer. Afin d’en discuter, nous avons comparé les densités de probabilités cumulées des 97 datations radiocarbones disponibles issues des sites archéologiques du Pays dogon pour la même période (fig. 8 & 9). Les datations sont issues des recherches archéologiques conduites sur le plateau de Bandiagara, dans la zone de la « falaise » de Bandiagara et la plaine du Séno (Mayor et al., 2005 ; Huysecom et al., 2009 ; Ozainne et al., 2009 ; Mayor, 2011 ; Ozainne, 2013 ; Mayor et al., 2014). Cependant, une comparaison avec les données disponibles à l’ouest de la vallée du Yamé, dans le delta intérieur du Niger, s’est révélée nécessaire (McIntosh & McIntosh, 1980 ; Curdy, 1982 ; McIntosh, 1995 ; Bedaux et al., 2001, 2005). En effet, en raison de sa proximité avec le Yamé mais aussi de ses spécificités hydrologiques, ce delta qui représente un milieu aujourd’hui très convoité par les sociétés agro-pastorales est un espace clé dans la compréhension des phénomènes de migrations des populations, notamment en période d’aridification.

37Même si le corpus de dates associées à la période considérée est relativement faible (n = 114) pour réaliser une analyse probabiliste, cette méthode permet de présenter les âges dans leur ensemble et de les comparer selon leur origine. Ces datations sont les témoins d’une occupation ancienne et représentent alors une alternative dans la compréhension des dynamiques spatio-temporelles des sociétés. Une dissociation a été faite selon l’origine des enregistrements archéologiques, afin de révéler les spécificités de chacune des régions étudiées et de montrer leur rôle dans les dynamiques de peuplement.

38L’étude des fréquences cumulées des différentes datations disponibles à l’échelle régionale suggère des schémas de peuplement diversifiés selon les périodes et les régions. Au cours de la première phase (3 000-2 350 ans cal. BP), l’identification de vestiges archéologiques pour l’ensemble des régions, mis à part la zone de la « falaise », témoigne d’un mode d’occupation des populations dans les régions propices au développement des pratiques agro-pastorales. En effet, la pratique de l’agriculture est attestée pour la région du plateau depuis le IV^e millénaire BP à l’amont de la vallée (Ozainne et al., 2009, 2014), ce qui peut notamment expliquer le développement du colluvionnement pour cette période. Des tessons de céramiques décorés d’impressions roulées, typiques des occupations du IV^e millénaire BP à l’amont de la vallée du Yamé, ont été découverts près de Fiko, témoignant d’une dispersion des populations sur le plateau gréseux. Enfin, l’arrivée de décors d’impressions à la roulette de « fibre plate pliée »au cours du III^e millénaire BP sur le plateau et dans la plaine du Séno suggère des mouvements de population du Delta intérieur du Niger vers le pays Dogon. En effet, ce décor est originaire de l’est du delta intérieur du Niger où il apparaît plus tôt, aux alentours de 2 800 ans cal. BP (Bedaux et al., 2005).

39La deuxième phase (2 350-1 700 ans cal. BP) semble marquer un changement important pour l’ensemble des régions. On observe ainsi une diminution voire une absence des données pour la plaine du Séno et la région du plateau, alors que les vestiges d’occupation humaine sont plus importants pour le delta intérieur du Niger et la falaise de Bandiagara. Cette diversité dans l’enregistrement des vestiges archéologiques peut s’expliquer par le caractère contraignant de cette période pour l’établissement des populations dans la région. La baisse de niveau des nappes phréatiques, associée dans la vallée du Yamé à une absence de sédimentation, aurait pu conduire les populations à se replier vers des zones refuges. Il est alors fort probable que la « falaise », dotée à la base de résurgences gréseuses, ait représenté un secteur privilégié lors des périodes sèches. Il en est de même pour le delta intérieur du Niger, une des seules zones humides permanentes de la région. Le développement de la culture du riz est notamment contemporain de cette phase sèche, puisque les premières traces de riz domestiqué africain (Oryza glabberima) sont identifiées vers 2 800-2 400 ans cal. BP sur le site de Dia, à l’ouest du delta intérieur (Murray, 2004) et un peu plus tard à Djenne-Jeno, situé à l’est, entre 2 300-1 800 ans cal. BP (McIntosh, 1995). Ainsi, cette période semble marquer la fin progressive des premières sociétés d’agriculteurs du plateau et l’émergence d’un nouveau contexte culturel.

40La dernière phase (1 700-1 000 ans cal. BP), marquée par un retour vers des conditions climatiques plus humides, témoigne d’une expansion de l’occupation humaine pour l’ensemble des régions étudiées. On observe une augmentation du nombre de peuplements agro-pastoraux sur le plateau et dans la plaine du Séno. C’est à cette période qu’un mode de vie sédentaire se développe en Afrique de l’Ouest et conduit à l’intensification de l’élevage et à l’expansion des aires cultivées (Höhn & Neumann, 2012). Parallèlement, cette période est significative du développement des tells à l’échelle régionale. L’occupation des premiers tells de la plaine du Séno est attestée dès le II^e siècle de notre ère. Ces buttes anthropiques, formées par l’accumulation des couches d’occupations humaines se multiplient au fil des siècles suivants (Huysecom et al., 2006, 2007 ; Guindo, 2011 ; Jeanbourquin, sous presse). Enfin, c’est à partir de cette période que de nouvelles techniques de décoration de la céramique apparaissent au Pays dogon, reflétant des influences culturelles variées et des échanges importants au sein de l’Afrique de l’Ouest (Mayor, 2011 ; Mayor et al., 2014).

6 - Conclusion

41L’étude multiscalaire des archives sédimentaires de la vallée du Yamé pour la période située entre 3 000 et 1 000 ans cal. BP a permis de mettre en évidence une incision synchrone à l’ensemble du bassin versant entre 2 350 et 1 700 ans cal. BP. Cette crise hydro-sédimentaire d’ampleur régionale est attribuée à la mise en place de conditions particulièrement sèches. En effet, comme pour les années 1970-80, particulièrement marquées par la sécheresse, la dégradation du couvert végétal du bassin versant a pu favoriser l’encroûtement des sols et ainsi limiter l’infiltration lors des épisodes orageux sporadiques. Cela suggère que dans les milieux semi-arides, une diminution des précipitations peut augmenter les flux liquides dans le bilan hydrologique et favoriser le ruissellement et l’érosion des sols. En revanche, cette étude témoigne du manque de connaissances et d’études disponibles sur le fonctionnement des systèmes fluviaux soudano-sahéliens holocènes et sur les réponses de ces derniers aux changements climatiques et anthropiques. De nouvelles études, tant sur les dynamiques des systèmes fluviaux que sur les dynamiques végétales des bassins versants apparaissent nécessaires afin de mieux cerner les mécanismes à l’origine de ces crises climatiques rapides et de leur impact sur l’environnement et les sociétés.