volume des résumés = Global change in Africa - IRD

Publié avec le concours do CENTRE NATIONAL DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE
Éditions de I'ORSTOM
INSTITUT FRANÇAIS DE RECHERCHE SCIENTIFIQUE POUR LE DÉVELOPPEMENT EN COOPÉRATION
Collection TRAVAUX et DOCUMENTS no 197
PARIS 1986

Photo de couverlure :
L ‘ORSTOM à la pointe *de,s techniques modernes.
Synthèse thermique METEOSTAT (du 15 au 2 1 Novembre 1984) établie pour les besoins du
programme ((veille climatique» de l’antenne ORSTOM de LANNION. Lëchelle des couleurs
varie du noir très chaud (55” C) au blanc froid (z 15” C) en passant par les rouges, les jaunes,
les verts, les bleus et les violets.
«La loi du 11 mars 1957 n’autorisant, aux termes des alinéas 2 et 3 de l’article 41, d’une
«part, que les « copies ou reproductions strictement réservées à l’usage privé du copiste et
G non destinées à une utilisation collective 1) et, d’autre part., que les analystes et les courtes
«citations dans un but d’exemple et d’illustration, ((toute représentation ou reproduction
((intégrale, ou partielle, faite sans le consentement de l’auteur ou de ses ayants droit ou
«ayants cause, est illicite» (alinéa Ier de l’article 40).
((Cette représentation ou reproduction, par quelque procédé que ce soit, constituerait donc
((une contrefaçon sanctionnée par les articles 425 et suivants du Code Pénal ».
ISSN : 037 I-6023
ISBN : 2-7099-0797-6
II
0 ORSTOM 1986

INQUA - ASEQUA INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON
GLOBAL CHANGE IN AFRICA DURING QUATERNARY
PAST - PRESENT’- FUTURE
Dakar, 21-28 Avril 1986
Volume des Résumés
Volume of Abstracts
Édité par : H. FAURE, L. FAURE, E.S. DIOP
Publié avec ie concours du CENTRE NATIONAL DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE
UNESCO, AGID, CIFEG, ICSU, IUGS, IUBS, IUGG, INQUA, ASEQUA
IGCP, ILP, ORSTOM, CNRS, CRDI, BRGM
CRCM, UNDP-UNSO, GSA
-1986-

INQUA - ASEQUA INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON
GLOBAL CHANGE IN AFRICA DURING QUATERNARY
PAST - PRESENT - FUTURE
Dakar, 21-28 Avril 1986
GRANTS AND AUSPICES
SUBVENTIONS ET PATRONAGES
Organisation des Nations Unies pour l’Éducation, la Science et la Culture
(UNESCO)
Association de Géoscientistes pour le *Développement international
(AGID)
Centre International pour la Formation et les Échanges Géologiques
(CIFEG)
Conseil International des Unions Scientifiques
(ICSU)
Union Internationale des Sciences Géologiques
(IUGS)
Union Internationale des Sciences Biologiques
(IUBS)
Union Internationale de Géophysique et de Géodésie
(IUGG)
Union Internationale pour I’Étude du Quaternaire
(INQUA)
Association Scientifique pour I’Étude du Quaternaire Africain
(ASEQUA)
Programme International de Corrélation Géologique
(IGCP)
Programme International de la Lithosphère
tw
Institut Français de Recherche Scientifique pour le Développement en Coopération
(ORSTOM)
Centre National de la Recherche Scientifique
(CNRS)
Centre de Recherches Canadien pour le Développement International
(CRDI)
Bureau de Recherches Géologiques et Minières
(BRGM)
Ministère Français de la Coopération
Commission sur les Mouvements Crustaux Récents - Afrique
(CRCM - Africa) .
Programme des Nations-Unies pour le Développement
(UNDP - UNSO)
Société Géologique d’Afrique
WA)
Secrétariat Général de la Présidence du Sénégal
Ministère de l’Éducation Nationale du Sénégal
Ministère du Plan et de la Cqopération
Ministère de la Protection de la Nature
Ministère du Développement Rural
Organisation pour la Mise en valeur du Fleuve Sénégal
Université de Dakar
Institut Fondamental d’Afrique Noire
V

INQUA - ASEQUA INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON
IN AFRICA DURIN
ENT - FUTU
Dakar, 21-28 Avril 1986
Comité d'Hsnneur Equipe d'Organisation
M. A. DIOUF
Président de la République
du Senégal
M. A.M. MBOW
Directeur General de
1'UNESCO
M. Th. MONOD
Président Honoraire de
S'ASEQUA
Advisory Board
Dr.
Dr.
Dr.
Dr.
Dr.
V. SIBRAVA
Directeur, Division Sciences
de la Terre, UNESCO
G. COORAY
Président de 1’AGID
C.A. MOGBE
Président de la GSA
W.W. HUTCHPSON
Pr&ident de 1'IUGS
P. MELCHIOR
Secretaire Gér&a1 de 1'IUGG
INQUA Csmni~sions
Shorelines
Palaeopedology
Neotectonics
Holocene
Quaternary Map of Europe
Quaternary Palaeogeographic
Atlas
Palaeoclimatology
Quaternary of Africa
XC P Projects related to auaternary
’ ‘15% Palaeohydrology of the Temperate Zone
183 West African Mesozoic 81 Cenozoic Correlations
‘184 Palaeohydrology of Low Latitude Deserts
200 Sea level Correlations and Applications
201 Quaternary of South America
202 Mègafaults of South America
206 Comparison of Active Faults
210 Continental Sediments in Africa
216 Global Biological Events in Earth History
21% Quaternary Processes and Evemts in S.E. Asia
219
227
Comparative Lacustrine
Maomatic Evolution of
Sedimentology
a Rift Zone
VI
H. FAURE
Président de 1 ‘INQUA
E.S. DIOP
Prési dent de 1'ASEQUA
L. FAURE-DENARD
J.L. SAOS
C. BARBEY
Y. BELLION
A. CAMARA
J.P. DEBENAY
0. DIA
I. DIAGNE
Ch. DIOP
B. DUBOSCQ
M. FALL
A. FAYE
J.Y. GA6
C.B. GAYE
L. HEBRARD
M. LAME
A.M. LEZINE
J.Y. LOYER
C. MARIUS
G. PEZERIL
A. RAVISE
R. SARR
A.A. SOW
1. SY-NIANG
G. THILMANS
Pr6paration de ce Volume
L. FAURE-DENARD
R. DIAS-FERREIRA
N. PAGE
M. FABRE
M. JOUBERT

i
i
ASEQUA : INQUA IN AFRICA
- born in 1964 -
HISTORIQUE
L’Association Sénégalaise pour I’Etude du Quaternaire de l’Ouest
Africain a été fondée, en 1964, par un groupe de chercheurs appar-
tenant à différentes disciplines. Ces chercheurs se sont Aproposés de
créer ou d’étendre les relations entre les spécialistes des différentes
branches de la science, intéressés par le Quaternaire de l’Ouest Afri-
cain.
Le but de l’Association Sénégalaise pour I’Etud:e du Quaternaire
Africain est, tout d’abord, d’établir entre les chercheurs une liaison
et un moyen d’information mutuels par l’intermédiaire d’un Bulletin
trimestriel. Celui-ci, à côté d’informations diverses, donne une liste
des publications récentes et un « Tableau de l’état des Recherches
sur le Quaternaire de l’Ouest’ Africain » qu,i comporte des articles
courts, sur un sujet ou une région précise, dlestinés à être lus, non
seulement par les spécialistes de la région ou du sujet mais, égale-
ment, par les chercheurs d’autres pays ou de disciplines voisines.
Reconstituer l’histoire de l’Afrique au Quaternaire, c’est tenter
de retracer l’évolution des paysages, de leur peuplement végétal,
animal ou humain. Or, au cours du dernier ou des derniers millions
d’années, l’Afrique, comme l’ensemble du globe, a subi des change-
ments climatiques considérables et relativement rapides. A plusieurs
reprises les déserts sont devenus des lacs, des marécages ou des fo-
rêts ; des ergs de dunes vives ont envahi d’anciennes zones ver-
doyantes au inondées. Des altérations plus ou mains profondles, des
sols variés, des érosions et des sédimentations multiples dans leur
nature et leur intensité ont accompagné et influencé ces madifica-
tions, pendant que les faunes et les flores émigraient, disparais-
saient ou se transformaient. Le niveau des mers a subi des fluctua-
tions considérables. Certaines régions ont vu la reprise d’une acti-
vité volcanique remarquable.
Tout au long de la stratigraphie, tous ces facteurs interfèrent et
l’on comprend que le spécialiste d’une discipline ait besoin de se
tenk au courant des principaux résultats obtenus par des voies dif-
férentes.
En outre, l’homme veut maintenant connaître les détails de I’his-
taire du cadre de son évolution qui est jalonné par les nombreuses
traces de ses industries,
D’un autre côté, les spécialistes « actualist,es » de toutes les
branches des sciences naturelles éprouvent, de plus en plus, le besoin
de connaître l’évolution passée pour expliquer l’état actuel des cho-
ses et leurs répartitions.
VII

Un autre but de l’Association est de promouvoir la recherche
multidisciplinaire par des travaux de terrarn ou de laboratorre ef-
fectués en commun. En mettant en contact, à tous les échelons, les
organismes et les chercheurs travaillant dans tous les pays africains
ou cherchant en Afrique des sujets de comparaison avec leurs étu-
des, l’Association veut contribuer à ,l’avancement de la Science.
L’Afrique, qui a vu nai’tre’ l’homme, est aussi le seul continent
qui s’étend largement, en continuité, sur les deux hémisphères. Pour
ces raisons nous pensons que de nombreux problèmes généraux cam-
me ceux des variations climatiques, de la paléohydrologie, du cycle
sédimentation-érosion-altération, de l’évolution humaine, etc..., ne
trouveront une solution que par une meilleure connaissance du Qua-
ternaire Africain. Ce travail .de longue haleine ne ‘pourra se faire
qu’en équipes groupant des chercheurs de différentes disciplines.
ASEQUA, Annua 1 re 1967
Depuis plus de vingt ans que cette Introduction à
Z'Annuaire de ~'ASEQVA a été écrite, le but final des recherches
sur les changements du climat et de l'environnement au cours des
derniers millions, milliers, centaines ou dizaines d'années, c'est
a dire aux différentes échelles du Quaternaire, reste fondamentale-
ment le même : miew comprendre les mécanismes, mieux situer quan-
titativement et pour chaque région l'cnnpleur et la nature des ehan-
gements, en mieux eonnaz^tre la dynamique et la fréquence au cours
du temps.
. Des progrès considérables ont été réalisés dans cette
voie. Ils portent à la fois sur les recherches de pointe de chaque
discipline, qu'elle soit biologique, chimique, physique, et sur les
approches nouvelles météorologiques, océanographiques, spatiales,
informatiques. Le perfectionnement des recherches satellitaires a
permis l'acquisition de la vision globale instantanée d'une multi-
tude de variables, à la fois en domaine continental et en domaine
océanique.
Ces vingt dernières années ont vu aussi la grave crise
climatique qui a frappé 1 'Afrique, partieuli&ement le Sahel. Celle
-ci a fait prendre conscience aux chercheurs attachés à l'étude des
variations du climat qu'ils possèdent une expertise essentielle :
celle du maniement du facteur temps. En affinant leurs méthodes
d'approche, et en intégrant les connaissances et les données rela-
tives aux différents systèmes en jeu (Géosphère, Hydrosphère,
BiosphBre, Atmosphère), les chercheurs des Géobioseienees du
Quaternaire pourront tenter d'établir un pont entre le Passé, le
Présent et le Futur. En effet, seule une approche multidiseipli-
naire, temporelle et globale pourra permettre,à la lumière de Za
connaissance des changements passés,de déterminer les tendances de
l'évolution future - connaissance préalable à tout développement
lié à l'environnement.
VIII
@'QUA - ASEQUA, 1986
H.FAVRE et É.S. DIOP.

CHANGEMENTS LOCAUX ET CHANGEMENTS GLOBAUX :
INTRODUCTION AU SYMPOSIUM ET ATELIER DE DAKAR
LOCAL CHANGES AND GLOBAL CHANGES :
INTRODUCTION TO THE DAKAR SYMPOSIUM
AND WORKSHOP
Abstract
The door to the future has several keys : amony them three
are important : the key of techniques : as isotopes, satellites, yeomaynetism,
paleobioloyy, etc..., transfer function, modelisation and scenarios. The
key of interdisciplinary approach of global common problems. The key of time,
multi-scale time,that cari be read in long time series and continuous records
--
of past changes memorized in sediments and bioconstructions.
IX

Crises climatiques et changements de l'environnement.
Il y a déjà plusieurs années que la communauté scientifique
a été frappée par ce qui est arrivé en Afrique depuis 1968 et qui a atteint
un paroxisme en 1983. Des événements climatiques exceptionnels ont conduit
à des modifications dramatiques de l'environnement avec des pertes catastro-
phiques en vies humaines et des changements profonds de la biosphère, parti-
culièrement visibles dans le Sahel.
De nombreuses questions se sont posées, parmi celles-ci :
Est-ce que cette crise climatique et environnementale est d'une nature nou-
velle, exceptionnelle, due à l'activité humaine croissante sur notre planète ?
Ou bien avons-nous des exemples dans le passé de semblables modifications ?
Si oui, ces exemples passés peuvent-ils nous suggérer des moyens de prévision
ou des actions à entreprendre ?
Les scientifiques, tenant compte des résultats des nombreuses
recherches sur le Quaternaire dans le monde, dans les zones tempérées et dans
les océans, mais aussi des quelques connaissances préliminaires sur les
zones tropicales, sont arrivés aux suggestions de recherches suivantes :
Reconstituer l'histoire des changements passés
Il est certain que la connaissance des changements passés,
depuis un siècle et depuis quelques millions d'années (le Quaternaire), est
nécessaire pour nous aider à comprendre les changements qui affectent actuel-
lement notre climat et notre milieu. Il faut donc mieux connaetre à la fois
les changements qui ont affecté les océans, les continents, ainsi que la
yéosphère, la biosphère et l'atmosphère.
Aux échelles de temps citées ici, l'atmosphère n'a pas de mé-
moire, et. l'océan a la mémoire courte. Mais les sédiments du fond des lacs
par exemple, ont enregistré, mémorisé les changements du milieu et les chan-
gements climatiques avec de nombreux détails. Des signaux continus, bioloyi-
ques, yéochimiques, isotopiques, géophysiques, magnétiques, etc..., sont en-
registrés dans. les lits successivement déposés. Ils peuvent être décodés, dé-
cryptés par les spécialistes des études du Quaternaire à la lumière de leur
formation géophysique, yéochimique ou biologique.
Les changements dans les tropiques : le facteur spatial
Le modèle des changements survenus dans la zone actuellement
tempérée durant les glaciations et durant la dernière déylaciation (depuis
15.000 ans), ainsi que leurs multiples fluctuations, est beaucoup mieux connu
que celui des changements dans la zone tropicale. Toutes ces variations dépen-
dent d'un mécanisme global lié aux circulations atmosphériques et océaniques
dans lesquelles les tropiques ont un rôle important. Il est donc évident que
les recherches dans la zone intertropicale doivent être intensifiées.
temps
Le passé et le présent sont les clés du Futur : le facteur
Un autre point essentiel est que les modifications de l'environ-
nement et du climat doivent êtreconsidérées à plusieurs échelles de temps :
non seulement celle des périodes de mesures instrumentales du ou des derniers
siècles, mais aussi celle des longues séries temporelles historiques, des évi-
dences préhistoriques, et encore l'échelle des temps géologiques pour les
X

données indirectes des approches du Quaternaire. Ceci car le passé et le
présent sont les clés du Futur.
Systèmes couplés et approche interdisciplinaire.
Les interactions entre la biosphère, l'atmosphère, l'hydros-
phère, la géosphère, etc... sont complexes, car il s'agit de systèmes couplés
avec des mécanismes de rétroactions multiples comme les changements d'albedo,
les téleconnections océan-continent, les bilans CO2-biomasse ou hydrologi-
ques, etc... Pour cette raison, une approche globale peut être nécessaire
pour avoir une entière compréhension des phénomènes planétaires. Ceci impli-
que une approche interdisciplinaire. Les problèmes de changements climatiques
doivent être attaqués non seulement par des climatologues et des météorologis-
tes, mais aussi par des océanographes, géophysiciens, géochimistes, géoscien-
tifiques, astronomes, biologistes, etc... Chacun a une part de la clé de la
solution, mais nul ne possède seul la solution.
Mesures satellitaires et vision globale dans l'espace.
Les progrès dans les techniques spatiales et la télédétection
permettent d'acquérir une vision globale dans l'espace d'une multitude de
facteurs climatiques et environnementaux. Les téléconnections entre les
océans et les continents ont un bon potentiel prédictif à une échelle de
temps de la saison. Pour une mesure des changements globaux à courte échelle
de temps, la donnée satellitaire est un outil essentiel s'il est étalonné sur
une vérité de terrain convenable.
Lecture des changements globaux dans le temps.
La vision globale dans le temps dépend de son côté d'un cer-
tain nombre de sites sélectionnés et possèdant un enregistrement continu,
avec si possible une possibilité de résolution annuelle ou saisonnière. Dans
ce domaine, les sédiments varvés des lacs africains ont. un très grand poten-
tiel, auquel s'ajoute celui des laminations stromatolitiques et les cernes
des arbres. Des secteurs-clés comme les paléolacs sahariens, les lacs de rifts,
l'es littoraux et les gisements de tourbes tropicales, etc..., sont des domai-
nes prometteurs pour la recherche des changements passés en Afrique.
Vers un programme pour la Survie des Hommes.
Du fait que l'Afrique est particulièrement menacée par des
changements dramatiques, un programme de recherche sur l'évolution quaternaire
de ce continent est indispensable pour comprendre la signification et l'évo-
lution de ces changements. Le rôle de 1'Homme pourrait alors être mieux dis-
tingué face à celui de l'évolution naturelle, et des actions positives pour-
raient être envisagées.
Pour ces raisons, nous croyons fermement que les articles pré-
sentés dans ce volume par 185 scientifiques peuvent être le départ pour réunir
les idées d'un projet "Géologie du Quaternaire, pour la Survie des Hommes".
Ce Symposium et Atelier de Dakar (21-28 Avril 1986) sur "Les changements
globaux en Afrique durant le Quaternaire : Passé - Présent - Futur" devrait
aider à centrer l'attention et les efforts sur des secteurs et des domaines
clés.
XI

Sujets de5 sessions scientifiques.
Les sessions scientifiques comprennent une revue des change-
ments enregistrés dans les glaces de l'Antarctique, et dans les océans en-
tourant l'Afrique, avec des articles sur les téléconnections Océan / Conti-
nent a travers le vecteur atmosphérique ; une revue du contrôle ou du força-
ge astronomique des changements climatiques en Afrique ; et l'enregistrement
paléomagnétique. Une session sur les environnements côtiers, les variations
sédimentologiques, celles du littoral, des mangroves et du niveau de la mer.
Une session sur les niveaux des lacs, la paléolimnologie, les fleuves, la
paléohydrologie, avec un regard sur les remplissages de rifts. Une session
sur les changements de végétations, les faunes illustrent la biosphère,
alors que les changements géochimiques, isotopiques et les sols et l'érosion
constituent deux themes. La désertification, les loess tropicaux, puis les
variations du milieu à 1'Holocéne sont le terme de cette vision globale.
Ces thèmes sont abordés à travers les domaines géographiques appropriés. Ils
aboutissent à 1'Homme et à son rôle croissant depuis la Néolithisation.
Conclusion.
Les voies du Futur ont plusieurs clés ; parmi celles-ci trois
sont essentielle5 : la clé des techniques comme celle des isotopes, des sa-
tellites, du géomagnétisme, des paléobiologies, etc..., des fonctions de
transfert, de la modélisation et de5 scénarios. La clé de l'approche inter-
disciplinaire des phénomènes globaux communs. La clé du temps d plusieurs
échelles, qui se lit dans les longues séries temporelles des enregistrements
continus des changements passés mémorisés dans les accumulations de sédiment5
et les construction5 biologiques.
H. FAURE, L. FAURE-DENARD et E. S. DIOP.
XII

INQUA/ DAKAR SYKPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
L'ECOSYSTEME "BROUSSE TIGREE" DE L'OUEST DU NIGER: SON EVOLUTION LORS DES
VARIATIONS CLIMATIQUES DE DUREE PLURIANNUELLE. par
AMBOUTA Karimou, Ecole Sup. Agronomique, BP. 10960 Niamey (Niger)
ICOLE Michel, Labor. Géologie Quaternaire , Case 907, 13288 Marseille-Cedex 9
Dans l'Ouest du territoire nigérien, entre les latitudes 12"30 et
15" N, des bandes couvertes de végétation alternent régulièrement avec des
zones nues. C'est la "brousse tigrée", expression qui fait référence à
l'aspect de ce type de couverture végétale sur photographies aériennes (CLOS
ARCEDUC, 1956). L'origine du phénomène est abordée dans de nombreux articles
(CLOS ARCEDUC,1956; WHITE, 1970; BOULET, 1972); la contribution à cet égard
la plus interessante est fournie par JANKE (1978), ainsi qu'il a été vérifié
par des études de détail (AMBOUTA, 1984).
L'étude de la couverture aérienne et l'examen du contexte géogra-
phique et géologique révèlent que la brousse tigrée est controlée: 1) par
sa localisation au sommet de plateaux très disséqués, vestiges de la surface
d'aplanissement fini-Continental terminal;- 2) par des conditions climatiques
correspondant à des précipitations moyennes annuelles allant de 750 mm. pour
la limite méridionale de la brousse tigrée jusqu'à l'isohyète 300 mm. au N.
C'est dans la région recevant en moyenne 500 mm. de précipitations
annuelles (autour de 13"30 de latitude) que le faciès brousse tigrée est le
mieux établi. C'est dans cette région qu'un site a été choisi, près de Gogueze
Koara, à 50 Km au NE de Niamey, pour des études très complètes: relevés topo-
graphiques précis sur deux transects, inventaires botaniques et pédologiques,
analyses de sols, études du comportement des sols à l'eau...
Les principaux faits relevés sont les suivants:
l- Les bandes s'établissent perpendiculairement aux pentes locales, c'est à
dire à peu près parallèlement aux escarpements bordiers du plateau. Ces pen-
tes varient dans un rapport de 1 à 2 entre la zone couverte de végétation et
la zone nue.(fig. 1).
2- Les bandes couvertes de végétation comportent, de part et d'autre d'une
partie centrale très arborée et très couverte , une frange amont sans arbre
couverte seulement d'herbacées et une frange aval ou les individus s'espacent,
souffrent et finissent par mourir: c'est la frange à chicots (fig. 1).
3- Les relevés floristiques (tabl. 1) révèlent la variation du biotope entre
l'amont et 1 'aval des zones boisées. Ainsi, se manifestent des espèces indica-
trices d'exigences particulières et d'autres plus résistantes, présentes dans
toute la largeur de. la bande boisée jusque dans la frange aval;.ex.: Combre-
tum micranthum et Acacia ataxacantha .
4- Les sols sont minces, d'une épaisseur voisine de 50 cm. Leurs horizons
supérieurs sont toujours encombrés de graviers ferrugineux; ils reposent sur
les grès argileux de couleur bariolée du Continental terminal, essentiellement
formé de quartz, de kaolinite et d'oxydes de fer, Les sols des zones nues et
ceux des zones boisées ont des horizons profonds semblables; la différencia-
tion -entre ces sols intervient au niveau de leurs horizons superficiels.
Sous végétation, grace à la très forte activité de la faune du sol (termites
surtout), la porosité est considérable, l'infiltration de l'eau de pluie est
rapide. En revanche, les sols des zones nues sont très peu perméables.
1

Des tests de stabilite a l'eau de la structure montrent en outre.la tres for-
te aptitude des argiles des sols des zones boisées à la dispersion. Ces sols
sont donc très fragiles lorsque la porosité et l'infiltration baissent,
dès lors que la couverture vegétale disparait.
Ces observations permettent de reconstituer l'évolution actuelle de
l'écosystème brousse tigrée. Les bandes de végétation'ne sont pas immuables;
elles se déplacent vers le centre des plateaux en remontant les pentes. En
périodes sèches' déficitaires par rapport à la norme des précipitations dans
la région, les bandes boisées maigrissent ; leur largeur diminue par dépéris-
sement des ligneux placés sur toute la frange aval .des bandes boisées. La
mort de la végétation est bientôt suivie de l'érosion du sol. Lorsque les
précipitations redeviennent normales, les bandes boisées se développent à
nouveau après réoccupation par les ligneux de la frange herbacee, voire de
la zone d'atterrissement placées sur la bordure amont (cf. fig. 1). Ainsi
toutes les bandes se déplacent au rythme des successions des périodes pluri-
annuelles, déficitaires en précipitations et des périodes plus humMes. En
même temps, c'est toute la surface du plateau érodé qui "descend" dans le
paysage à la suite des érosions qui accompagnent la disparition des ligneux
en bordure aval des bandes de végétation.
Trois enseignements sont à souligner:
I- La surface des plateauxqui portent la brousse tigrée est très éloignée
de la surface d' aplanissement fini Continental terminal originelle: elle
est beaucoup plus basse.
2- L'écosystème brousse tigrée fournit un exemple supplémentaire pour les
pays du Sahel, d'un processus biogéodynamique très actif aujourd'hui.
3- L'évolution de la brousse tigrée est une preuve de l'importance des chan-
gements globaux aux échelles de temps courtes, pluriannuelles.
REFERENCES
AMBOUTA Karimou (1984). Contribution à l'édaphologie de la brousse tigrée de
l'Ouest nigérien. Thèse Doct-Ing., Nancy, multigr. Il6 p..
BOUDET G. (1972). Désertification de l'Afrique tropicale sèche. Adansonia,
série 2, 12, 505-524.
CLOS-ARCEDUC M. (1956). Etude sur photographies aériennes d'une formation
végétale sahélienne: la brousse tigrée. Bull. IFAN, t XVIII, sér. A, 3, 677-684
JANKE B. (1978). The problem of vegetation stripes in semi-arid Africa. Geo-
ecological Research in Western Niger. Plant Research and Development, 8, 37-50
WHITE L.P. (1970).“Brousse tigrée” patterns in southern Niger. J. Eco1.,58,
549-553.
2

I Bande nue I Bande couverte
I
I
FD = Fronge de décontotion
Z N = Zone nue
FC = Fronge à chicois
---A- -
Figure 1 : Séquence modale du faciès brousse tigrée
2 B = Zone boisée
Schematic profile of brousse tigrée pattern.
Espèces
Gakgnia sokotoensis
C?oton zambesicus
Acacia ataxacantha
Cordretum nigticans
Grewia fiavescens
F H - Frange herbacée
28 4 20 0
Bos&a anpstifolia 14 4 0 10
Tableau 1: Distribution des espèces ligneuses en zone boisée
Tree and shrub distribution accross a vegetation stripe
3
I
I

.-. -__-
Zone
bots&
zone
“UP
Frange
d?
dbcantation
Tableau 2 : Quelques caractéristiques chimiques des sols de la séquence
brousse tigrée.
Some chemical data of brousse tigree pattern
A- Carat kéristiques
_.---.- ~-.
pédologiques
---- --.- -- -_-_- _______
-_~
CC
PH
- -
Hatike or9aniqun
z
---
Cnn~plexe d'fchanrje
m.e./lOn 9
pH 7- Echangp pli sol
m.e.lfOD g
TJmn
7."
-.
Hehra-Jackson
L
--_ .-___
rfiu xc1
. .__.
,%,A,
.-.
Et
-_.
Nt
----
C/N
---_--
Ca'+ MFK+ 5 T 1005
J-2-.~-.?~~2~ !~~51.-rT2!2~
4.n 3.R 1.1 0.71 0.067 11 0,on 0.66 0,23 1.77 4.5 39 0.11 0.56 0.67 0.5 0.6 0.1 12.4 2.6 0.h
-- 3.5 .-- ----- ---- -- -
4.0 1 0,39 0,030 13 0.12 0.50 0.19 0.90 6 15 0.50 2.22 2,; 0~7.5 -tZ ‘M.4 Y,6 0:
---- .---_ -- -- __- ----.
0.40 0.3H 0.11 0.90 4.2 21 0.n 1.27 1.50 0.5 0.8 n.2 11 1." n.4
- ---- --_ ____ __-----__- .--
.__ _-- .~ _ --- --._----
0,32 0.56 0.16 1.06 4.4 24 0.35 1.67 2.02 0.0 1.4 o,z 12.4 3 0.X
o.nu n.25 3.17 3.2
_-.------ - .__.. __. _.-
..--_I _---
0.30 1.1, 1.41 0.5 n.fi
-
0.1
-.--.
n.n 1.7
--_--.
0.1
1.67 2.02 0.7 2.2 n.n 13 1.7 n.4
_--- -_ -- .--- ..-.
croitte 5.9 5
B- Composition chimique globale (Y&,)
-_ _-
-__ --~_ -_._-
0.3~ 1.67 2.05 o.fi 2 n.7 14 7.R 1
_-__ _.__ __- -_ .-.-
0.57 1.95 2.52 0.5 2.1 0.0 21 3.6 0.R
?rof. Ferte
au feu Si32 Ai203 Fe283 Ti02 I+n02 Ca0 Mg0 K2ù Na20 Total
(cm)
o-5 43 835 73 30 7 0,13 0,4 1,35 2,5 0,25 997,7
Frange
herbacie 5-25 30 690 162 40,5 15
, 0,15 O,,l ( 1,3 j 2,5 0,03 992,l
1
I
25-35 ' 103 i soc 223 53 13 0213 / O>C! l,A5 I2,6 Os@3 i996,2 1
Zone O-20 1 62 730 1 1~3 35 1 10 / ~,16: 0,,5 1 1,45 i2,2 I0,15 (9?4,5
ooisée
30-@O [ 35 685 165 42 14 S,15 ! 0,l i,3
*
2.4 f O,! ?95,6
-- 1
Zone o-5 i 18 725 37j52 ) 9 û,l8 @,2 1,s i 2,5
--
1 e,zc oco, 1
nue 20-30 97 615 183 77 14 0,21 3,3 2,25 2,3 ICI,1 99i
Yatériau 3 ,4 635 1 210 42 17 1 0,l 1 0,s I3,b Il,5 1997.q
4

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "'Changements globaux en Afrique"
MORPHO-STRATIGRAPHY AND AEOLIAN ACTIVITY DURING THE LATE
ATtRNARY IN THt ARABIAN PtNINSULA
Danilo J. Anton, Earth Sciences Program
International Development Research Centre, Ottawa, Canada
Aeolian deposits and landforms are widespread in vast areas of the
Arabian peninsula. More than twenty individual sand fields larger .than
500 Km2 have been identified. However, not a11 these aeolian fields are
fully active.
In the Centre-North and North-West of the peninsula, up to 95% of
the existing dune fields (Great Nafud, Nafud As Sir, Nafud Ath Thuwayrat,
Nafud Al Qunayfidhah, Northern Dahna, Al Urayq) are kept relatively stable
by a grassy vegetation caver.
In the Southern dune fields, on the contrary, there is strong
aeolian activity in most sandy areas (Ar Rub'al Khali, Southern Dahna,
Southern Jafurah).
In between, there is a transition zone in which the aeolian fields
are only partially stabilized and in which formerly stabilized dunes have
been activated as a result of anthropic degradation of the landscape,
'(Central and Northern Jafurah and Central Dah.na).
The boundary between both types of aeolian environment is
approximately defined by the parallels 25" to 27" latitude North.
There is a strong relation between this aeolian activity and the
distribution of climatic hyperaridity.
Data from several stations peripheral to and within the Rub'al
Khali suggest that the northeastern outer boundary of this very large dune
field (550,000 sq.k.) follows approximately the 30 mn mean annual
isohyet.
Precipitation in the Nafud is slightly higher (around 40 mn per
year) and probably too much for full dune activation. It must be noted
that mean and extreme temperatures are higher 'in the Rub'al Khali than in
the Nafud and therefore the actual threshold for widespread aeolian
activity may be located at a somewhat lower rainfall level in the Nafud.
Stabilized aeolian fields are composed of a multiple variety of
dune forms, including longitudinal, transversal and pyramidal features
(i.e. Great Nafud, Nafud As Sir, Nafud Al Qunayfidhah) and extensive sandy
dikakas (Sand sheets), (i.e. Northern and Central Jafurah). The Rub'al
Khali and other Southern aeolian landforms are also highly heterogeneous,
ranging from 100-300 km long longitudinal dunes in the Western half to
well defined pyramidal and star dunes in the Southeastern edge and
dominant barchan forms in the Northeast.
There are reasons to believe that the present aeolian activity
only took place during the later part of the Quaternary. Alluvial and
lacustrine sediments, and paleosols are observed tin practically a11 major
5

dune fields. At'least fifty-three 14C age determinations of continental
aquatic sediments from many locations of the peninsula are now available
showing a bimodal chronological distribution of past humid episodes.
Twenty-six of these samples have been dated between 5,000 and 9,000
years b.p. and eighteen between 21,000 and 30,000 years b.p.. This
corresponds respectively to lacustrine sediments (underlying and perched
on the dunes), that have been identified in both the Rub'al Khali and
Great Nafud, and to the presence of two well-defined paleosols in the
Dahna with intercalated aeolian sediments.
According to this and other evidence, aeolian activity was not
pronounced during the mid-Pleistocene (only limited aeolian deposits
are found under the Great Nafud lakes and Dahna lower paleosol).
A very important humid period (semi-arid?) developed during the
first part of the late Pleistocene (30,000 - 21,000 years b.p.
approximately) followed by a first strong episode of widespread aridity in
the whole peninsula (which produced the older Rub'al Khali and Great Nafud
dune systems, the intermediate aeolian layer in the Dahna and the friable
aeolianites in the Jafurah). During this arid period wind directions were
different from present day directions. In the Jafurah, measurements of
dip directions in 24 outcrops of aeolianites showed NNE winds to be
predominant over the presently observed mainly northwestern winds. This
is in agreement with weak lineations found in aerial photographs North of
the Jafurah and several observations in the Eastern Rub'al Khali where old
NE wind directions are also being reworked by eastern winds.
A new humid. period lasting for about 4,000 years (9,000 - 5,000 years
b.p.) allowed the stabilization of most aeolian landscapes of the
peninsula. During thelast few thousand years a gradua1 aridification has
taken place; the Southern deserts are now experiencing extreme conditions
of hyper-aridity. but the protective vegetation caver of the Northern
deserts has been largely ,maintained (with only minor reactivation). In
the transition area of the Central aeolian deserts the previously stable
landscapes are being degraded into active aeolian fields mainly due to
overgrazing, traffic and artificial groundwater salinization.
6

Years b.p.
Present
5an
9axL
21 ooo-
3oalo.
5oaxL
LATE
-laEENE
EPRLY
HomENE
LATE
PLEISKICENE Older
Paleosol
a34TRAL & s. RU3'AL KtWlI IXATN4FUD
D@+NA(Anton, (McClure, (Mitneyet al, ET1983,
MB, 1984) 1976, 1978) 1983) 1984)
Present active Present active Reactivation of Recent widespread
dcnes dunes crests in fonnation/rexti-
stzbilized dunes vation of dunes.
Formation of
barchan rmd para-
bolic dune fields
Yolcnger Paleo- Youngerlakes Yolulgerlakes Dune stabiliza-
sol tion, reactiva-
tion of W. Sahba
main channel.
Intenwdiate Older dunes Formation of Friable
aq3lian lM@ltly Aeolianites.
deposits stabilized
dunes.
Lowar
aeolian
deposits
MID PND Allwial
EPRLY sedimefits
FLEISTDCENE
Olderlakes Olderlakes Excavation of W.
Sahbalowr
valley and
? deposit of
allwial forms in
hn a1 Jiwa.
Allwial Allwial Alluvial
sediments sediments sedimmts
7

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8

INQUA/ DAKAR SYPIPOSIUIu1 "Changements globaux en Afrique"
SEDDENTATION LACUSTR HDLXEtE DE LA IQIGICN IIE TXIWEfWI (MALI)
A-N. AUCOUR *, P. CAWXWL H, J.FABRE - et N.PETIT-UAIR +
* Laboratoire de G6ologie du Guaternaire,CNRG. Marseille-Luminy (France)
H Institut de Geologie du Bassin d’Aquitaine. Talence (France)
&+ Institut Dolomieu. Grenoble (France)
’ Les dbp6ts lacustres sont noHweux dans la r6giœ de Tamdanni fJ.FABIa.19831.
La p6riode humide holoc&e a d&ut6&.ces latitudes, vers 9WD B.P. et s%sSt terain6e
vars 43CO B.P. fG.CELIGRIA$ N.RTIT-LUIE et J.FABB,19641. Deux coupes, l’une des
salines d’Agorgott fFig.11, l’autre des d6p6ts de rivage d’un vaste lac situ & 30ka
au S-E de celles-ci Waijad, Fig.21 ont 6t6 Btudi4es.
A Agorgott. la coupa couvre la p6riode 7000-3800 B.P.; on observe l~alternanœ
de niveaux riches en sels fglauberite, halite. parfois wgnesitel et de niveaux de
sels (chlorure de sodium et exœptionnelemsnt th6narditel. la plupart du temps
en gros cristaux, œ qui indique un milieu de d6p6t subaquatique.
A Haijad. la coupa couvre la p6riode 8300-4400 B.P.. Dès son origine. 1Q lac
prkipitait de la œlcite peu aagn6sienne. Les skliments sont riches en diatoakts et
œtracodes d’eau douce. La r6partition des esp&ces et les variations de leur
morphologie indiquent un milieu souris à de fortes variations chimiques.
Dans les deux coupas, on observe entre 6800 et 6300 B.P. des indices
d’ass&haents r6p&%s bd-cracks, cro0tes. niveaux de chlorure de sodium
centim6triques). Des niveaux à saectite relativaent riches en matiare organique
sont interœl6s entre œs couches d’bvaporites. Un retour A une s6dimntation
lacustre plus stable est observ6 antre 65DD et 4500 B.P. A partir de 43CO B.P.,
la s&Jiœntation devient plus detritique et gypseuse. La prbence de wsctites
peut être li6e soit au lessivage de sols proches du lac, soit 6 una n6oformtion
in situ lors de la r6gression laamtre.
Ces rksultats confiraent la d&Srioration progressive du climat.6 partir de
6&lO B.P., avec de tr& nobrauses fluctuations.
BIBLICGRARIIE :
CELIBRIAS G., PETIT-MAIUSZ N. et FbBRZ J. (19841 - Age des d6p6ts r6cents de la region de
Taoudenni. E_R,bS.. Paris, t.299. 19. p.1343.
FM J. (1983) - Esquisse stratigraphique preliainaire des d4p6ts lacustres quaternaires:
In: N.RTIT-MAIR et J.RISER (Edit.), 1983:“Gahara ou Sahel? @aternaire r6cafIt
du Bassin de Taoudenni (Nali 1: p.419-441.’
BCH~IBER B.C (!9Bl, - Marine evaporites: Facies and relation to hydrocarbons and ainmal
genesis. A*A.P.G,. Short bourse.
Abteviations utiliskss dans les firnrres:
Fig.1: anyd.: anhydrite; ind/lGg: mo&re d’individus pour 1Gg de s&limsnt brut.
Fig.2: épais.: épaisseur; fr.gr. 30-20)~: puwœntage de la fraction granulom6trique
5%2D,u dans b fraction detritique; fr.gr. 49: pourœntaga de la fraction granulometriqus
E+u dans la fraction d6tritique.
Les taux de abdikantation ont 6t6 d6duits des dates 14 C et des taux de &Jiœntation
connus dans œ type de d6p6t (B.C. SCRIIEIl3ER. 19811.
9

EPAIS.
2 METRES
472ot90
AGE B. F’.
J640’250
676OkllO
”
ISEL
El
TAUX D
SEDIU.
PALEOSOL OU MARAIS
SEDIMENT LACUSTRE
TAUX DE SEDIMENTATION
ARGILE
ANHYD.
:ALCITE
0.2
;YPSE CARBONATES SHECTITE
LNHY~T
1
DETRITIQUE
/
L
<
MATIERE
ORGANIQUE
OSTRACODES
c 100s 2 IOC 1 250 IND.
DENSITE REPARTITION
FAIjNIQUE ~DES ESPECES j
CYPRIDEIS
DARWINULA
10 G
CANDONA
LIMNDCYTHERE
i:: AUTRES
CYPRINIDES
_ _ _-. iEx!Mt_ion et des faunes d’Ostracodes.
FR. .GR. SMECTITE
m
FR. GR. < 2/”
HATIERE
ORGANIQUE
AZOTE
ORGANIQUE
1 I
t
3
2
Fig.2: Wp6ts des salines d~Agorgot~.Variations sbdiasntaires.
10
i
1001
SOS 05%
- G

IMQUA/1986 DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES REW3LAIENEXTS TYPEEL HAOU;TA F??LEUR
SIGNIFICATION CLII%TIQUE
Ginette AUMASSIP
C.N.E.H.
3 rue F.D. Roosevelt - ALGER
En 1969, P. Estorges définissait une forme d'accumulation sableuse des
régions sahariennes et présahariennes inféodée à un milieu humide ponctuel.
Leurs superficies restreintes, leur forte épaisseur les apparentent à des dé-
p$ts de périodes arides. En les replaçant dans leur contexte spatio-temporel,
ils acquièrent une signification climatique qui reste essentiellement variable
- particularité pas toujours retenue - aussi m'a-t-il semblé utile de repré
ciser cette question.
Description des déubts. Ces accumulations sableuses se localisent préférentiel-
lement à proximité de sources. On peut les retrouver le long de section d'oueds
k écoulement pérenne entretenu par inféro-flux où elles se développent à partir
des berges, sur une largeur variable. Les sables se déposent dans le talweg,
et transgressent les formes environnantes. Leur puissance est variable dfun
aép8t à l'autre - ils ne dépassent pas 5 m k El Rassi, atteignent plus de 20 m
à Fown Redad et Dou Saada -, ainsi que d'un point à un autre du meme dép!%
- à El Baouita, ils passent de 1 m à 10 m -. A l'aval, le dép8t se termine par
une convexité. Ces faits soulignent bien la non identité avec une terrasse.
La masse des sédiments est formée de sables fins (mécliane moyenne =
0,130)) bien classés, dont la partie supérieure peut 8tre consolidée. Des facies
secondaires introduisent des variations régulières d'aval en amont, ce qui ne
permet pas de les assimiler à de simples placages éoliens. A El Raouita où la
forme a été définie, ces variations de facies sont plus nombreuses dans la par-
tie centrale. Des horizons noirs (JO à X? cm d'épaisseur) s'insèrent en lentil-
les dans la masse des sables, certains s'étalant sur d'assez grandes distances
Une dalle de calcaire alvéolaire (traces de tiges de végétaux) de 1 m d'épais-
seur apparaft à mi-hauteur sur la rive gauche immédiatement à l'aval de la.sou?+
ce actuelle. Vers l'amont et latéralement, le dép% s'enrick?it de bancs Saillou-
teux, de débris anguleux, plus nombreux à la base, s'amincissant à l'aval.
Nodes de mise en place. L'analyse granulométrique et morphoscopique des sables
montre
origine
la predominance d'une mise en place éolienne. Ces sabies n'ont pas une
lointaine. A Ei Eaouita, ils proviennent des gres, mal consolidés, ou
Tertiaire Continental et 6e l'AlOien-larrérrier; aans lesquels l'oued a creusé
ürre ectaiile. Ce remaniement court est bien traduit par l'aspect des quartz ;
ils n'arizlve:~t
3
cel,iir ce:: Cres,
ras 2 ües ronàs zats, r3is sont plus émous&s, plus mats que
Les horizons noire et, dalles calcaires impliquent un milieu franchement
hürlike. Ces hOri!ZOnS soirs résultent Ce la cGcomposition Ce vbgétaux mêlés
a cies sables sur le îond,de mares peu profonàes. La formaiion\de dalles calcaires
exige une eau plus profonde, un ruissellement suffisant pour mobiliser le
calcaire àe la
yax UIJ~ soürce
roche en Place.
de faible U&bit,
Lors
fixe
Ou a&pôt, une végétation
ies sables transportés
dense, entretenue
par le vent. Ces
nebhas comblent et obturent la vallée. Les effets éoliens sont atténués par un
ruissellement a faible com$tence, contrikant i l'étalement ties sables. Les
eaux de source et de CI-des circulent lentement dans la masse 6es sables, stage
rient Uans les creux, donnant localement des facies hydromorphes noir%ires. ou
de minces dalles de calcaire.-; elles ont pu maintenir une brèche dans le front
àu remblaiement. A a1 iiaouila, la position de la dalle calcaire est à mettre en
relation avec des horizons gravillonnaires, des passees caillouteuses qui coupent
la masse àes sables. Ce sont là, des manifestations d'une recrudescence
modkrée au ruissellement.
11

Signification. De teis dipôts sont avant touL b marqueurs d'un débit faible des
sources. C'est donc par ce qu'ils expriment des réservoirs synclinaux, des nap-
pes qui alimentent ces sources, qu'ils deviennent marqueurs climatiques. Ils ne
sauraient tous avoir le mErne Pige, ni la même signification.
Aux latitudes de l'Atlas 33" - 34" 1; où ils empatent de nombreuses
cluses du versant méridional ou des dépressions intra-montagnardes, ils font
valoir une phase hyperaride,. La présence d'industries préhistoriques à leur
sommet, permet de le situer aux 13" - II' millénaires R.F.
A El Rassi 32%' Ii - 3010 E un %ge plus récent est indiqué par
une occupation humaine capsienne datée de 7510 + 110 B.F. (UW 390). Le dépôt
nettement plus mince que àans l'Atlas saharien, est couronné d'une croûte gypso-
calcaire sous laquelle vient le gisement préhistorique et qui moule une ravine.
Iine incision postérieure dans le bouchon sableux montre la recrudescence des
écoulements. Actuellement, il n'y a pas de source et l'eau est atteinte par des
puits,,à l'aval du remblaiement, à une profondeur de 2 m. Dans ces conditions,
ce remblaiement ne saurait traduire la meme phase hyperariàe que ceux àe l'Atlas ;
à cette latituàe, elle n'a laissé aucune trace. Il marque un épisode nettement
plus atténué et plus tardif.
Ceci souligne les précautions avec lesquelles on doit traiter ces
formations qui ne sauraient avoir de liens obligés les unes avec les autres et
àont la signification dans un bassin artésien comme le Das-Sahara, peut aller
jusqu'à la mise en évidence d'une phase humide selon les sources mises en acti-
vité. Ici, elles peuvent tarir en liaison avec une période aride, là, elles
peuvent al;para?tre en relation avec une période humide. C'est probablement à
cela que l'on doit rattacher ces dépôts dits "travertins" connus depuis long-
temps dans le Ras-Sakara et àont certains, assimilables à ces rembiaiements
doivent être mis en rapport avec une remontée de la nappe ou de son niveau
piésométrique.
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_,_.. - -..-
---
.-I..
--_ ._ .----
Courbes granulometriques des
0..
- -
__-
__-_
-.- -
- --.

INDUA/ DAKAR SYf9POSIUM “Changements globaux en Afrique”
MICROMAMMALIAN CCIMMUNITY STRUCTURE AND LATE GYJATERNARY ENVIRONMENTS
DM. Avery
South African Museum, Cape Town, RSA.
Th8 structure of small mammal communities varies according to the environmental conditions under which
tbe community llves and it changes If those conditions change. Past variations cari therefore be used to
indicate the changes in climat8 and vegetation that caused them. Exemination of availsble samples from
South Afrlca suggests that tbere are patterns of change on a Iarger scale, as well as st tbe Ievel of the
individus1 site. The information forthcoming from micromammalian community structure would appear.
iherefore. to have some validity at a fairly general ievel, for instance that of the biotic zone, even though
the individual sets of data are very specific to tbe region from which they corne.
Seversl groups of samples provide date for dlfferent biotic zones over varying lengths of time. Fig. 1
shows the location of sites sampled. In the Southern Savanna Woodland (SSW). Border Cave and Jubilee
Shelter between them cov8r much of the Iast 100 000 years. Wonderwerk Cave, Biinkkiipkop and
Powerhouse Cave In tbe northern Cape Province provlde data coverlng approxlmately the last 10 000 years
for the central Soutb West Arid zone @WA). In th8 South West Cape zone @WC), Boomplaas Cave provides
a basis for the last BO 000 years witb further data comlng from Die Kelders 1. Byneskranskop 1. Nelson
Bay Cave and Klasies River Mouth IA. Less complate evtdance for the marginal South West Arid zona.
from Elands Bay Cave, Andriesgrond, Klipfonteinrand and Renbaan, refers to the iast 10 000 years, while
samples from Nkupe and Mgede Shelters in Natal and Fairview Shslter In the sastarn Cape Province caver
approximately the last 6500 years in the Southern Savanna Grassland (SSG). Modern samples. extracted
from barn owl ( Iyco r/bs) pellets. provide a comparlson for tbe prehistoric samples; thsy aiso. together
with Iron Age samples from approximately the Iast 1000 years, give some indication of how lhe practice of
agriculture is affecting micromammalian community structure SO that it resembles more clowly tbat of a
naturally stressed environment.
The Shannon-Wiener index of general diversity tli). which takes into account bath the number of different
species represented and the degree to which each species is equally represented in the sample, forms the
basis for interpretation. The number of species is indicated separately by the index of diversity (dl and
the proportions1 representation by the index of dominante (CI or ita complement, the index of equability le).
The basic concept for palaeoenvironmental interpretation has been discussed elsewhere (Avery 19B2a) but
cari ba summarised, in tba South African context at least, by the statamsnt that tbe higher tbs index of
general diverslty the greater the predictabillty or stabllity of cllmatic conditions. In particular. dominante
of one or a few species will tsnd to decrease under these circumstances. Generally speaking there wlll
probably also be an increase in the number of species represented but the present examination shows that
there appears to bs no discsrnibla pattsrn in tbis index chat could be usaful sitber in interprstation or In
prediction. For these purposes the Shannon-Wiener function and either dominante or equability look most
hopeful.
Values for gsneral diversity (Figs 2-3) were plotted on asmi-log papsr to allow adsquata rspresentation of
the shorter time-scale of the more recent samples. Fig. 2 shows that lhe main tore of samples forms a
pattarn in which values for Upper Pleistocene samples generally fall below 2.2 whereas Holocene values are
generally higher than that value. witb the changeover falling neatly at about 13 000 BP. Indeed the
average value of H for Upper Pleistocene samples is 2.02 in contrast to 2.22 for the Holocene, and 2.31 if
the marginal SWA and SSG scores are excluded. It is also interesting to note that during the Holocene lhere
was greater regional variation in mean values than appears to have bsen ths case during the Upper
Pleistocene. The SSW and SWC. which are represented in bath time periods. are very similar during tbe
Upper Plsistocens (SSW- 2.05; SWC - 2.01) whsrsas the SSW shows a much lower valu8 for ths Holocene
(2.14 as against 2.28 for the SWC). This is understandable in terms of present conditions since the climate
is considerably less tamperata or predictable in the interior. It is also important to nota that th8 range for
the SWC is considerably greater than that for ths SSW. This may be either because the latter lies ut a
15

lower latitude or because a mxnber of sites in the former were inland durlng the Iast glacial maximum but
are coastal during interglacial psrlods; It could also be a comblnatlon of botb factors.
There is also a decline in values of H in the central SWA and In the SSW during the last 500 years. At
Jubilee Shelter In the SSW this la almost certalnly connected with the advent of agriculture and the
sstablishment of a sedentary way of life by negroid people during the Iran Age (Avery in prep.1. In the
central SWA and, to a certain exlant, in the marginal SWA the evidence probably indicates a general
decrcme in predicatibility or increasing fluctuations in climatic conditions. Hodern data from a number of
sites in the marginal SWA tend to suggest that this is a trend that has continued up to the present. It could be
argued that the long-term effects of agriculture will have enhanced tliis pattern except for the fact that in
the SWC, where there has also been farming for as long, if not longer. the pattern is reversed. in tbe SWC
all the modem samples show a value of H that is higher than that for any of the prehistoric samples. The
present climate of the SWC is equable, particularly In the coastal region. without eltber extremes of
temperature or rainfall deflcits. The situation in the marginai SWA, especially away from moderating
affecta of aea fogs. is quite different and it Is possible chat what is king indicatad is tha relatively greabr
effect on the vegetation of the practice of agriculture in a harsher environment. If one factors out
apparently arteflcisl super-abundances of particular species it is possible that variation In values of H could
give some indication of the relative effects of farming under different conditions, especially in the past.
The index of general diversity provides an indication of trends in past climatic conditions and it is
effectiveiy a summary of much other evidence. its precise regional interpretation depends on the
underlying data base, cornprislng such factors as th8 identity of the species. variation in their proportional
representation. and changes in individual tlze and in population structure. At a higher levsl. however. it
appears that rnere genersl statem8nts cari be made using denominators cornmon to more than one regim. As
more samples becoma available SO the resolution should improve and the patbarns become clearer.
Bibliography
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South Africa~ Journal of Sctènce77: 265 - 273.
Avery, D!l. 1982a. Micromammals as palaeoenvironmental indicators and an interpretation of the late
Quaternary in the southern Cape Province, South Africa.
ffuseum 85: 183-374.
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Avery. DM. 1962b. The micromammalian faune from Border Cave, KwaZulu, South Africa. Journa/ of
Afch8edogicai S~i@/x~ 9: 187 - 204.
Avery, DM. 1983. Palaeoenvironmental implications of tbe small Guaternary mammals of the fynbos region.
/n Deacon, HJ, Hendey. 0 b Lambrechts, JJN, SUIS. Fynbos palaeoecology: a preliminary
synthesis . South A frican ffaf ha/ Scibnlif7c Progrommss RuporJ 75: 139 - .155.
Avery, DM. 19B4. Micromammalian population dynamics and environmental change: the lest 18 000 years
in the southern Cape. in: Vogel, JC, GO! Lde C8inoroic pa/asoclimafes of ihe soufhern
hemispkvv? 361 - 369. Rotterdam: Balkema.
Figure Captions
1. Location of sltes (P - prehlstorlc; m - modem) mentioned in the text. (AG - Andriesgrond; BC -
Border Cave; BK - Blinkklipkop; BNK - Byneskranskop; BP - Boomplaas; CV- Congo Valley; DK -
Dle Kelders; DP - Diepkloof; EBC- Elands Bay Cave; FS - Fairview Shelter; GT - Glentyre; HV -
Horseshoe Valley; JS - Jubile8 Shelter; KF - Klipfonteinrand; KH - Kleln Hagelkraal; KRH - Klasies
Rlver ~%MI; PIS - flgede Shelter; NBC - Nelson Bey Cave; NS - Nkupe Shelter; PC - Powerhouse
Cwe; RB - Renbaan; WK - Wonderwerk)
2. Distribution Of values Of th8 generat index of diversity (HI. showing a basic trend towards higher
valües in the Holocene than In the Upper Plelstocene.
(SOUthern Savanna Woodland r; Southern Savonna Grassland A; central South West Arid 0 ;
margfnal S~~UI West Arld + ; South West Cape n ; modern samples plaC8d separately on the leftj
16

Fig. 1
;
I
. l * .
. ’ .
.
.
.
.
‘* . l .
. . . i
. . .
. . cd .mm
. m* J
1 v ..a- .L
Fig. 2 1 .
50 100 500
.
17
x 100 y’ BP
I

Fig.3
2.2
2.0
.
I
I IN v .
I
I .1.5
Fluctuation In values OP the nersl dlverslty Index In AI the uthern Savanna WoofJland (BC - Border
Cave; JS - Jubilee Shelter, with the dominant semi-commensal species ,+~o~Ys nrfs/8nsis JSa
- Jubllee Skelter wlthout B.rosfh?nsis); BI the central South West Arld (WK - Wonderwerk; BK :
Blhkklipkop; PC - Pswerhouse Cave]; snd CI the South West Cape (BP - Bbomplass Cave; DK - Die
Kelders 1; BNK - Byneskranskop 1)
18
I

INQUA/ DAKAR SYKPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
VARIATIONS DU MILIEU A L'HOLOCENE DANS LES AURES
(ALGERIE)
Jean-Louis BALLAIS
Faculté des Lettres et Sciences Humaines de Tunis, Tunisie
Dans le massif montagneux des Aurës, élément le plus élevd de 1'
Atlas saharien (2 326 m au dj. Chelia), 1'Holocène peut se décomposer en
quatre périodes : Holocëne inférieur aride, Néolithique humide, Holocène
supérieur, période historique.
Le passage du Pléistocène supérieur à 1'Holocène inférieur pré-
sente les caractéristiques d'un Catapluvial : à l'accumulation et à l'éro-
sion aréolaire succède l'incision linéaire, d'abord assez réduite. Sur le
Piémont méridional, un episode éolien régional met en place une croûte
gypseuse alors que, sur le Piémont septentrional et dans l'étage moyen
(environ 1 IOC m - 1 700 m),se forme un encroûtement calcaire. Puis l'en-
taille majeure se généralise, dégageant la terrasse du Pléistocène supé-
rieur (terrasse II) (fig. 1).
Sablon éoliana ot d&St gran- -.
sier inférieur & la turœœ plus flac& ? IastaU.ationd~ Capsims
Ill
D6ptkfinsupdrirrnd.ktnc
mss. xa
P&&èSO
Ablation daa sols
plus bumiàc.
plllm CimA ?
plus ac 7
COlmd.saticm 2wmi.œ
Pinde IA mloni.mtiona-omiaa
227oB? SUbSWtl.qUO
EnWlinéaiœdœW haslcau h Actud
Fig. 1 : Evolution morphoclimatique holocëne
L'Holocène inférieur, aride, dure vers vers 6 500 BP. Il est mar-
qué surtout par l'accumulation de sables éoliens un peu à l'Ouest des Aurès,
sur le Piémont des Zibans, sous l'action de vents efficaces du NW, le long
d'une trajectoire NW-SE, depuis le bassin du Hodna vers le Grand Erg Orien-
tal, qui fonctionne à chaque période sèche depuis au moins le début du
Pléistocène moyen. Une faune d'Hélicidés, au sommet de ces dépats, confirme
la sécheresse du milieu. Au même moment, des industries du Paléolithique
19

moyen-supérieur (fig. 2) sont éolisés sur le Piémont méridional. Dans 1'
étage moyen, s'accumule alors le dépôt grossier inférieur de la terrasse Ia
qui indique une reprise de la désagrégation mécanique et, probablement, de
la gélifraction en altitude.
Fig. 2 : Sites préhistoriques des Aurès et de leurs bordures
L'humide néolithique, plus humide et plus frais que l'Actue1,
dure de 6 500 à 4 300 BP environ. 11 se caractérise par une stabilité
générale des versants. La terrasse Ia continue à s'édifier lentement, mais
elle prend un faciès fin, limoneux, souvent noirâtre, indiquant des écoule-
ments lents et réguliers des "oueds". L'importance de l'humidité est aussi
montrée par le développement de la pitdogénèse jusque dans l'étage inférieur,
sur les sables dunaires de 1'Holocène inférieur; plus haut, se forment des
sols vertiques ou bruns. Le ruissellement diffus tronque en glacis les
sables éoliens du Piémont méridional des Zibans. Une faune d'Hélicidés de
l'étage inférieur, dans laquelle domine Helicella setifensis, confirme 1'
humidité du milieu. Enfin, dans le gisement néolithique de la grotte Capé-
letti, vers le sommet de l'étage moyen, les pollens indiquent un groupe d'
essences à caractère "boréal" (comme Bet&a, AInus, Ulmus, Carpinus) en
même temps qu'un groupe à caractère "méditerranéen"!'(Castanus, Pinus pin-
aster, Fraxinus xanthoxyloides, Erica arborea) et les macrorestes l'exis-
e,
20

tente de Taxus baccata *qui nécessitaient des précipitations très supé-
rieures aux 450 mm annuels actuels. Les gisements épipaléolithiques sont
souvent remaniés dans les dépats de cet humide qui se marque d'abord au
Nord (dès 6 530 + 250 BP), puis au Sud (6 320 + 120 BP) en raison des
différences d'altitude et se termine vers 4 670 + 130 ou 4 340 2 200 BP).
L'assèchement post-néolithique, à 1'Holocène supérieur, est
indiqué par la reapparition de dépôts éoliens (quelques décimètres de
sables et pseudo-sables gypseux) dans l'étage inférieur. Dans l'étage
moyen, le dépôt fin majeur de la terrasse Ia est parfois entaillé par un
chenal remblayé de galets qui débordent ensuite sur la terrasse. Dans 1'
étage supérieur, de minces talus d'éboulis à matrice limoneuse brune re-
couvrent alors les éboulis néolithiques. Cette légère reprise de la désa-
grégation mécanique et de l'accumulation grossiëre est surtout due à 1'
éclaircissement de la végétation par l'accroissement de la sécheresse et,
peut-être, par une deforestation (dont nous n'avons pas de preuves) par
des pasteurs transhumants installes depuis le Néolithique.
La période historique commence par une phase subhumide pré-
romaine, au cours de laquelle le faciès fin supérieur (dans l'étage moyen)
ou le limon des palmeraies (dans l'étage inférieur) de la terrasse Ia se
dépose. Les rares analyses polliniques effectuées dans les Nementchas mon-
trent des contradictions peut-être liées à l'occupation humaine. Le maximum
d'humidité pourrait se placer vers 2 270 + 80 BP. Ensuite, la construction
de la terrasse Ia s'achève par le dépôt de quelques décimètres de limons
caillouteux issus d'une phase généralisée de décapage des sols, de remanie-
ment des gisements néolithiques et des couvertures de glacis, à la suite
de la colonisation romaine. Enfin, la terrasse Ia s'individualise grâce à
une entaille vigoureuse des oueds (souvent 4 à 5 m) qui, après au moins la
phase d'arrét de la très basse terrasse Ib, se poursuit actuellement.
Sélection bibliographique':
BALLAIS J.-L. (1981-1984). - Recherches géomorphologiques dans les Aurès
(Algérie), Thèse Doct. ès-Lettres, Paris 1, A.N.R.T:, 2 vol., 626 p..
BALLAIS J.-L. (1984). - Les grandes phases de modification de l'environne-
ment dans les Aurès (Algérie) au cours de la période historique, Bull.
Assoc. Géogr. Franç., no 499, p. 73-76.
BALLAIS J.-L., ROUBET C. (1981-1982). - Morphogenèse et préhistoire dans
les Aurès (Algérie), Rev. Géol. dyn. Géogr. phys., 23, 5, p. 375-384.
LUBELL D., HASSAN F.-A., GAUTIER A., BALLAIS J.-L. (1977). - The prehistoric
cultural ecology of Capsian escargotières, Libyca, XXIII, Alger, p.
43-121.
ROUBET C. (1979). - Economie pastorale préacjricole en Algérie orientale :
le Néolithique de tradition capsienne.'Exemple : l'Aurès, CNRS, Paris,
595 p.
21

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique”
SISMICITE DE L’AFRIQUE DE L’OUEST
Bellion, Y. & Robineau, 8.
Dëpartement de Géologie,
Université de Dakar-Fann, Dakar, SENEGAL
Le séisme meurtrier de Koumbia du 22 décembre 1983 en Guinée, a
brutalement rappelé que la sismicité de l’Afrique de l’Ouest, bien que faible et
diffuse comparée a celle de l’Afrique de l’Est, n’est pas négligeable.
Dans un article publie récemment dans le Bulletin de I’ASEQUA (11, les
auteurs dressent un inventaire historique des séismes survenus en Afrique de
l’ouest. Malgrè les imperfections inhérentes a une telle méthode et les
discussions qu’elle suscite, cet inventaire qui couvre la période 1618 1984,
a permis de recenser une cinquantaine de séismes d’importance générale
moyenne à faible ; cependant 8 d’entre eux ont sans doute atteint ou dëpassë
la magnitude 4,5 et 4 la magnitude 6.11 apparaît en outre que les séismes, et
leur épicentre determiné ou déduit, se répartissent selon trois zones (Fig.) ou
ils semblent liés a des accidents anciens trés différents.
Dans la partie sud du craton ouest-africain (Côte d’ivoire, Ghana, Togo),
les séismes se situent au voisinage de grands accidents d’orientation
subméridienne a NNE-SSW et sur lesquels ils s’alignent parfois ; ces
accidents semblent plus particulièrement actifs près de la marge
continentale même si des séismes se produisent parfois très à l’intérieur du
continent. Au Ghana, 1”‘Akwapim fault zone” qui correspond au segment le plus
méridional de la suture panafricaine en est le meilleur exemple . La région
d’Accra est en effet la zone la plus instable de l’Afrique de l’Ouest ; elle
montre une sismicité permanente et a connu, depuis
.destructeurs de magnitude supérieure à 6.
1862, trois séismes
Dans la zone côtière de la Guinée, les séismes se localisent au voisinage
d’accidents hercyniens orientés NE-SW et NNW-SSE et qui ont rejoué à
l’ouverture de l’Atlantique central, permettant ainsi la mise en place de
dolérites. Ces accidents qui affectent surtout la partie ouest du bassin
palèozoïque de Bové sont particulièrement instables au voisinage de la côte
entre les terminaisons des deux zones de fractures océaniques de Bissau et
de Sierra Léone. Ces séismes, pour lesquels on manque de données précises ,
traduisent le rejeu d’accidents de type marge , paralléles à la côte , et
d’accidents de soc.le comparables a ceux du Ghana ou de la Cote d’lvoire.
Les séismes les plus septentrionaux, beaucoup plus épars, s’alignent sur
de grands linéaments dits guinëo-nubiens (2) qui affectent l’Est de la Guinée
et le Sud du Mali, de Bamako ti Tombouctou, et délimitent un long couloir
tectonique a travers l’Afrique . Les séismes résultent du rejeu de ces
accidents qui ne peuvent être réactivés que par des mouvements diffërentiels
liés à des contraintes
produit sur une faille
intracontinentales.
E-W rejouant en
Le séisme de Koumbia qui s’est
normale dextre(31, constitue le
meilleur représentant de ce groupe.
23

Comme BACON & BANSON (4), nous doutons d’une origine “océanique” pour
des rejeux sur des failles que cette étude montre actives bien a l’intérieur du
continent. Dans la plupart des travaux antérieurs, la sismicité côtière de
l’Afrique de l’Ouest est reliée à l’arrivée de grandes fractures océaniques sur
la marge. Certains auteurs proposent même une réactivation depuis la dorsale
médio-atlantique. Les zones de fracture peuvent certes favoriser l’instabilité
de certaines failles en bordure de la marge mais celles-ci sont par ailleurs
activées par des mouvements différentiels intraplaques. L’existence de tels
mouvements au cours de périodes récentes. a été démontrée par plusieurs
études (voir 2) et nous les lions à la mise sous contrainte du continent en
arrière de la collision Europe-Afrique.
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . .
. . . . . . .
. . . . .
. .
- -
C”ttlYm”IL
--
1- BELLION Y., HEBRARD L., ROBINEAU B. (1984). Sismicité historique de
l’Afrique de l’Ouest. Essai d’inventaire. Remarques et commentaires. Ass.
Sénégal. Et. Quatern. Afr., Bull. Liaison, n’ 72-73.
2- GUIRAUD R., ISSAWI B., BELLION Y. (1984). Les linéaments guinéo-nubiens :
un trait structural majeur à l’échelle de la plaque africaine.
Paris, présenté à la Séance du 4 juin 1984.
C.R. Acad. SC.
3- DORBATH C., DORBATH L., GAULON R., GEORGE T., RAMDANI M., ROBINEAU B. ,
TADILI B., ( 1984). - âeismotectonics of the Guinean earthquake on december
22, 1983. Geophysical Research Letters, 1 1, p. 97 1.
4- BACON M. and BASON J.K.A. (1979). - Recent seismicity
Ghana. Earth Planet. SC. Letters, 44, p. 43-46.
of southeastern
24

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
REGIONALISATION DES VARIATIONS TEMPORELLES RECENTESDESPRECI-
PITATIONS DE LA ZONE SOUDAN~-SABELIENNE (DE L'OCEAN INDIEN A
L'OCEAN ATLANTIQUE)
BELTRANDO G., Institut de Géographie d'Aix- 29, avenue Robert
Schuman -- FT13621 - AIX EN PROVENCE.
CHARRE J., Institut de Géographie Alpine - Rue Maurice Gignoux
F-38031 -- GRENOBLE-CEDEX.
E.R.30 du CNRS/Biologie Végétale--B.P.68
St MARTIN D'HERES CEDEX.
DOUGUEDROIT A., Institut de Géographie d'Aix- 29,
--F-38402avenue
Robert
Schuman --F-13621 - AIX EN PROVENCE.
E.R.30 du CNRS/Biologie Végétale--B.P.68 --F-38402-
St MARTIN D'HERES CEDEX.
La méthode utilisée est un modèle de type analyse de la variante
avec rotation à deux facteurs, l'un spatial, l'autre temporel, adapté
à l'étude de réseaux de stations pluviométriques par un groupe de travail
grenoblois (Lebreton et al., 1984). Ce modèle s'écrit :
P P
ij= .j
B
+Olj li +a 2j B2i + . . . a q,j Rqoi + Eij
avec :
P. * = valeur observée des précipitations
iJ
j (mm)
p '= valeur moyenne des précipitations
.j
6ki = valeur en mm de la composante
de l'unité
à la station
temporelle k,
de temps i à la station
j (mm)
l'unité de temps i,
'kj
coefficient
=
composante
stationnel'(sans
k,
dimension) de la station j vis-à-vis de la
Eij = résidu de l'unité de temps i à la station j en mm
Les variations temporelles résultent de la, combinaison des différents
coefficients 6 dans la limite de la qualité de représentation de chaque
station (influence régionale) et d'un résidu (influence locale).
Les calculs initiaux, une fois sélectionnés, le nombre q de composantes
8 significatives, permettent de connaître la variante cumulée prise
en compte par les q composantes. A l'aide d'une rotation orthogonale
d'angle e du repère défini par les composante Bk, on cherche la transforma-
tion permettant de minimiser un critère de simplicité calculé sur les
coefficients a , suivant la méthode OBLICIMIN (G. Feyt, 1985). Les nouveaux
coefficients stationnels ainsi obtenus permettent de mieux individualiser
des stations, ou des groupes de stations, dépendant les uns des autres.
La variante prise en compte par les q composantes est inchangée, mais
l'information apportée par les coefficients stationnels et les composantes
temporelles est combinée différemment.
L'étude concerne les précipitations de la zone llsoudano-sahéliennell,
c'est-à-dire une bande d'Afrique boréale s'étendant en latitude entre
les isohyètes 200 mm au nord et 1200 au sud et en. longitude de l'Océan
Indien à l'Océan Atlantique. Deux séries d'analyses ont été initialement
menées, l'une portant sur l'ouest, du Sénégal au Tchad inclus, la seconde
sur l'est, du Niger à la Somalie.
25

De nombreux auteurs ont décrit l'homogénéité climatique du Sahel occidental
tant du point de vue des caractéristiques moyennes qua de la variabilité
interannuelle. Cela a permis de décrire une histoire d'ensemble:sécheresses
de 1911-1914, 1931-1932, 1968-1973. Une analyse de variante (1935-1975)
confirme cette homogénéité, puisque la première composante (40 % de la
variante) décrit cette histoire moyenne (fig.1) : période assez seche
de 1940 à 1949, très humide de 1950 à 1958, moyenne de 1959 à 1967, très
sèche après
-nl 181
1968. Une deuxième composanJe (10 % de la variante) apporte
Fig. I-Sahel occidental (analyse de la variante sans rotation sur les
totaux annuels) : Ire composante temporelle (histoire commune du Sahel).
un correctif : il arrive que le Sénégal et le Niger s'opposent ; certaines
années, l

SaheZ occidentai! (analyse de la variance avec rotation sur tes totaux
anme 1s ) . Fig. 2 (en haut) - Ire composante temporelle (le Sénégal).
Fig. 3 (en bas) - 2e composante temporelle (du Mali au Niger).
mm
0
100
HIVER
Sud-Soudan au Kenya (analyse de la variante avec rotation sur les précipita-
tions d’hiver).
Fig.‘ 4 (en haut) - Ire composante temporelle (Ouganda et Kenya occidental).
Fig. 5 (en bas) - 2e composante temporelle (Kenya).
27

La première composante (38,5 99) de la variante à l'échelle
annuelle décrit une histoire surtout marquée par la partie méridionale
(sud-Soudan; Ouganda-Kenya caractérisée par un double maximum des pluies),
alors que la deuxième (9 % de la variante) apporte une nuance supplémentaire
en marquant une opposition entre cette partie et le reste de la zone,
le nord, caractérisé par un maximum estival unique. La limite entre ces
deux sous-ensembles passe par le Bahr-el-Gazal. Les analyses à échelle
saisonnière confirment cette opposition.
Deux analyses complémentaires avec rotation ont donc été menées séparément
sur ces deux sous-ensembles. Au sud, apparaissent une série d'années
à précipitations déficitaires (Fig. 4 et 5 : exemple de l'hiver) moins
nombreuses qu'au nord, même si certaines sont communes (Fig. 6).
I 1 I I I I I I I
35 40 46 50 55 60 65 70
Fig. 6 - Sahel--oriental, du Niger à l'Ethiopie (analyse de la variante
avec rotation sur les précipitations d'été) : Ire composante temporelle..
D'après une étude de corrélations entre les composantes temporelles obtenues
pour le Sahel occidental et la zone septentrionale de l'Est, il y a indépen-
dance parfaite (0.04 à 5 % d'erreur ) entre cette dernière et le Sénégal.
En revanche, on trouve une corrélation significative entre le Sahel occiden-
tal (du Mali au Niger) et l'oriental (du Niger à l'Ethiopie). Il existe
bien une histoire commune récente d'une vaste zone sahélienne de l'Afrique
boréale, différente de celle des bordures occidentale et .orientale à
même latitude.
28

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
ASTRONOMICAL INSOLATION IN TEE TROPICS
A. Berger
Universitb Catholique de Louvain
Institut d'Astronomie et de Ceophysique G. Lemartre
2 Chemin du Cyclotron
1348 Louvain-la-Neuve, Belgium
Among the longest astrophysical and astronomical cycles which might
influence climate (and even among a11 forcing mechanisms external to the
climatic system itself) only those involving variations in the elements
of the earth's orbit have been found significantly related to the long-
term series available in the geological record.
However, as the climate system is thermally driven by solar insola-
tion, there is a real interest to check whether or not there are some
relationships between insolation parameters and the climate at the global
scale. The difficulty which then first arises is to determine which are
the most realistic latitudes and during which periods of the year. The
adjustment may be tested in the time and/or the frequency domains. This
is why the different kinds of insolation which are supposed to be used
for modelling the climate or for simulating the climatic variations, are
carefully reviewed (computation, accuracy and spectrum).
These insolation parameters are : half year astronomical seasons
(length, total and mean insolation), half year calorie seasons, astronomica1
and meteorological seasons (length, total and mean insolation),
monthly
tions.
mean insolation, mid-month (solar date)
s
and calendar date insola-
These insolations depend upon (i) 4 astronomical parameters which a11
affect the total energy received by the planet : the astrophysical solar
constant, the length of the tropical year and of the day, the secularly
variable mean distance from the Earth to the Sun (defined by the eccen-
tricity, e), (ii) and 2 other ones which re-distribute differently the
energy among the latitudes and months : the climatic precession, e sin 3,
and the obliquity, E. This dependance is summarized in table 1.
The accuracy of the long-term variations of the astronomical elements
and of the insolation values and the stability of their spectrum have
al,so been analysed by comparing 7 different astronomical solutions and 4
different time spans (O-O.8 Myr BP, 0.8-1.6 Myr BP, 1.6-2.4 Myr BP and
2.4-3.2 ~yr BP). The general conclusions are for the accuracy in time
that improvements are necessary for periods further back than 1.5 Myr BP.
About the stability of the frequencies, the fundamental periods (around
40, 23 and 19 Kyr) do not detoriate with time over the last 5 Myr but
their relative importance for each insolation and even astronomical para-
meter is a function of the period considered.
29

Table 1 Insolations as a function of astronomical parameters (i+ means
stronger dependancy).
Mid-month insolation at equinoxe
at solstice
Half-year astronomical seasons
- total insolation
- length
- mean in polar latitudes
in equatorial latitudes
Calorie seasons polar latitudes
equatorial latitudes
E e sin 3
+
+ ++
+
+
++ +
+
+
+
Meteorological seasons (astronomical definition)
- total insolation +
- length +
Meteorological seasons (monthly mean) + ++
Not only these fundamental frequencies are alike but the climatic
series are also phase locked and strongly coherent with orbital varia-
tions. Moreover, most recent models outputs compare favorably with data
of the past 400 000 years. Thus the mode1 predictions for the next 100
000 years are useful as a basis for forecasting how climate would evolve
at orbital frequencies in the absence of anthropogenic disturbance : the
long-term cooling trend which began some 6 000 years Will continue for
the next 5 000 years, this first cold peak will be followed by an amelio-
ration around 15 000 YAP, by a cold interval centered .23 000 YAl? and by a
major glaciation at around 60 000 YAP.
Against these long-term insolation variations, there is a secular
trend which amplitude varies between hundredths to tenths of one per cent
(more or less similar to the one associated to solar activity as measured
by satellites) with quasi-periodicities associated to the motion of the
moon (%19 yr> and of Jupiter (~12 yr).
30

INQUA/ DAKAR SY!!POSIUM "Changements globaux en Afrique"
.LES PROBLEMES DU QUATERNAIRE AFRICAIN
VUS PAR LA THEORIE ASTRONOMIQUE DES CLIMATS
(Faits établis et Progrès souhaitables)
Etienne A. BERNARD, météorologiste honoraire,
Institut Royal Météorologique, 3, Avenue Circulaire,
1180 Bruxelles
Unexemièrepartie ---- ---
“Rythmes climatiques et stratigraphiques” apporte la preuve générale
de lataorie astronomique des climats, si longtemps dénigrée, mise en doute ou ignorée : “les
rythmes des climats astronomiques d’insolation des latitudes ont toujours contrôlé l’évolution
des climats réels dans l’échelle de temps de dix mille à cent mille ans”.
Le régime de l’insolation 1 d’une latitude h quelconque dépend en effet des 3 éléments
astronomiques que voici :
1. l’obliquité 8 de l’écliptique, angle d’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre sur
l’écliptique
2. la position II du périhélie par rapport au point vernal y de l’époque
3. l’excentricité e de l’orbite terrestre.
Depuis que le système solaire existe, &, II et e n’ont jamais cessé d’osciller sous l’effet des
perturbations gravitationnelles que les 7 autres planètes exercent sur la Terre. Comme résultat
d’un théorie qui, depuis Laplace et Lagrange s’affine toujours davantage, la mCcanique’cé!este
exprime ces oscillations par les lois très simples suivantes :
d=E+zCicos(-t
i
2K
Oi
+$) ,
e sin II = 7 Mi sin (F t + pi)
i
(1)
e COS II = c Mi COS
1
2n
(T f +Pi)
i
Les périodes Oi et Ti des fonctions périodiques ordinaires que ces expressions additionnent ne
dépendent que des masses des planètes et des demi-grands axes de leur orbite. Avec l’évolution
du système Terre-Lune, elles ont augmenté lentement dans l’échelle géologique. Cependant, leur
ordre de grandeur est resté de 10.000 à 100.000 ans.
La preuve générale de la théorie astronomique a valeur universelle car elle est apportée par
l’ensemble des rythmes sédimentaires observés en tout temps et en tout lieu. Elle tient dans la
chaîne causale formée des maillons M1 à M4 suivants :
LO~S(I) dela
mécanique
céleste
Ml M2 Al3 M4
Le lien A, conséquence de laloi de la gravitation, à la même force que cette lpi. Le lien B résulte
des faits constatés : tous les traits qualitatifs de M4 se retrouvent dans Mz. Quand on peut
mesurer les périodicités dans les faits, les prédictions par les rythmes Mz se vérifient. A cet
égard, des preuves nouvelles sont apportées. L’existence dans les rythmes sédimentaires d’effets
31

de battement et de mégacycles formés du nombre prédit de cycles apporte la preuve irréfutable
que ces rythmes obéissent aux relations (1).
On ne peut passer de M2 à M4 que par le maillon intermédiaire M3 des rythmes des climats
réels. On définit ceux-ci par le système des régimes de la température et des précipitations.
L’évolution de ces rythmes a contrôlé celles des sols, du tapis végétal, de l’érosion, de l’écoulement,
du transport et des dépôts des sédiments. Ces rythmes sédimentaires universels sont les
témoins fossiles des rythmes disparus des climats réels et des rythmes de leur cause, les climats
d’insolation dont la théorie retrouve les traits. La solidité du lien D, si souvent contestée, est
donc établie par les rythmes stratigraphiques universels que les coupes géologiques du paysage
met partout sous nos yeux.
Une seconde partie ” Les climats quaternaires, spécialement africains” démontre la possibi-
lité de réétablir l’évolution rythmée des climats réels de l’Afrique au cours des 3 derniers mil-
lions d’années. Deux situations favorisent l’atteinte d’un tel objectif.
1. Par l’observation des positions planétaires à l’instant initial (te = 1985), on peut calculer
numériquement tous les paramètres des relations (1) et réétablir avec certitude, pour les 3
derniers millions d’années, les rythmes de b, II, e, donc ceux des climats d’insolation I (X; b, II,
e). On dispose ainsi providentiellement d’une échelle chronologique absolue pour insérer les
concordances des faits du Quaternaire.
2. Le Quaternaire est dans un “Age glaciaire”, installé depuis la mise en place de l’Antarc-
tique et du Groenland sur les calottes polaires. Les phases glaciaires et interglaciaires qui en
résultent ont amplifié considérablement les rythmes climatiques et leurs effets.
On précise d’abord l’objectif : reconstruire pour le Quaternaire africain l’évolution des 7
types climatiques de Koppen, fondés sur les régimes thermiques et pluviométriques. Ces types
sont : Af et Am (forêt ombrophile, forêt de mousson), Aw (savane), Cw (forêt sèche), BS
(steppe), BW (désert), Cs (climat méditerranéen ). Sous le contrôle astronomique des climats
d’insolation, ces types ont subi un continuel balancement autour de l’équateur pouvant attein-
dre 10’ d’amplitude. En concomitante, ont eu lieu des expansions ou des contractions des
territoires assignés aux types et du tapis végétal qui les caractérise.
On définit ensuite les grands axes méthodologiques de cette recherche en précisant ces axes
par des exemples. A cette fin, l’auteur développe ses conce ts et analyses théoriques (1962,
1967 et 1974) : “Modélisation des pluviaux et interpluviaux ! ondée sur les climats d’insolation,
sur les circulations atmosphérique et océanique et sur la circulation de mousson. Classification
des pluviaux (isopluvial, displuvial). Evolution des lacs et des glaciers africains. Genèse, stabilisation,
disparition d’une calotte glaciaire et effets climatiques en Afrique (les derniers 50.000
ans). Déphasages de l’ordre de 5.000 ans entre les situations extrêmes des climats d’insolation et
les réponses retardées des climats réels.”
En conclusion, on résume l’histoire de la théorie astronomique des climats depuis la
publication en 1920 par M. Milankovitch de sa théorie mathématique des climats et des phases
glaciaires quaternaires. On analyse les causes de la méfiance que la théorie a suscité chez les
météorologistes et qu’elle continue de susciter chez les naturalistes, récolteurs des faits du
Quaternaire quand ils cherchent à insérer les faits dans le cadre de l’évolution paléoclimati-
que. Les leçons de cette analyse conduisent à proposer un “Programme interdisciplinaire”
pour que théoriciens du climat et spécialistes des faits consolident mutuellement leurs con-
naissances du Quaternaire africain et pour qu’ils en accélèrent le progrès.
L’auteur termine en affirmant sa conviction. La puissance du cadre théorique disponible
et les grands progrès réalisés dans le déterminisme des climats actuels d’une part, la riche ré-
colte de faits significatifs et quantitatifs d’autre part, justifient l’entreprise d’un tel Program-
me et la mise à sa disposition des moyens qu’il exige et qu’il mérite.
32

BIBLIOGRAPHIE
MILANKOVITCH, M (1920) Th éorie mathématique des phénomènes thermiques produits pnr la
radiation solaire. Paris, Gauthier-Villars, 339~.
BERNARD, E.A. (1962) Th éorie astronomique des pluviaux et interpluviaux du Quaternaire
africain. Acad. Roy, SC. Outre-Mer, Bruxelles 232~.
BERNARD, E.A. (1967) P a 1 eoclimatology - Astronomie cycles, pp 723-727 in : FAIRBRIDGE,
R.W. ed. the Encyclopedia of atmospheric Sciences and Astrogeology, vol II. lieinhold
Publ. New York, 1200 p.
BERNARD, E.A. (1974-1975) Les bases énergétiques de la paléoclimatologie théorique et
l’évolution des climats, Ciel et Terre, Bruxelles,
1. Faits et théories. Système des causes, vol 90, pp 4134.~4,
2. Evolution des causes astronomiques $104-105 ans), vol 91, pp.41-74,
3. Evolution des causes géologiques (10 -108 ans), vol 91, pp. 89-518,
4. Evolution
161-219.
des causes cosmologiques (lOg ans) et solaires (10-103 ans), vol 91, pp.
Fig 1. Les 4 élimenu astronomiques des climats,
dur aux mquvemenrr de la Terre ~YU,,X du Soleil:
2 Cléments dc la trrnslntion nnnueilc : 1 , c
2 Cléments de la rotation diurne : .%, Il
Points et directions caractdrisriqucs
~~~~~~~~--~~~-~~----- I
s centre du soleil
T centre de Ir Terre /
a
Elimcnrs de l’orbite (translation)
~~--~~~~--_~---___-____
‘demigand ZIXC OA
(demi-petit axe OB = b)
0 centre de l’orbite elliptique . .
min. en P périhélie
ST nyon-vccrcur p
I max. en A rphélie
SN normale i I’iclipkque
SPn parallèle P l’axe terrestre TPn
sh S, trace du plan NSP,, sur I’écliptiquc. ligne
l
l
e
&
n
.exccnuiciré E - -- J,‘7br
OA 1
---------_____
Eléments de In rotation
obliquité de I’icliprique
position du périhClie pu rapport j 7
des so~sticcs : d’hiver Sh , d’été S,
L’attraction de Ir Lune et du Soleil
E, pcrpcndicukire i Sh S, , bgnc des équi-
EP
noxcs : dc printemps Ep, d’automne E,
’ sur le bourreler terrestre et les nrtrncrions
pLnéoircs déplxcnr Icntemenc l’axe SP, ,
Y poinr vernal de l’époque, nice de EPS ,ur y CI P dans le sens des flèches. En consé.
la sphère cClcste. quence Il varie de 0’ i 360’ selon une période
moycnnc de 21.500 nnr.
La Fig 1. est établie pour l’époque xtucUc (t,, = 1985.0) : P, étoile polnire, 7 entre Aquarius
et Pisccs, 8 = 23’44, II = 102*68 , c = 0,01672
33

BIBLIOGRAPHIE
MILANKOVITCH, M (1920) Th éorie mathématique des phénomènes thermiques produits par la
radiation solaire. Paris, Gauthier-Villars, 339p.
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2. Evolution des causes astronomiques (704-10’ ans), vol 91, pp.41-74,
3. Evolution des causes géologiques (10 -10’ ans), vol 91, pp. 89-118,
4. Evolution
161-219.
des causes cosmologiques (10’ ans) et solaires (10-103 ans), vol 91, pp.
34

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LE QUATERNAIRE ANCIEN DANS LA BOUCLE DU NIGER
Jean-Pierre BLANCK
Centre de Géographie Appliquée
3, rue de l'Argonne
67083 STRASBOURG Cedex
Après la traversée de la cuvette lacustre, le Niger, bloqué vers
le Nord par les massifs dunaires, oblique vers l'Est en empruntant les cou-
loirs interdunaires. Dans son périple vers l'Est, le Niger franchit succes-
sivement trois seuils de plus en plus étroits, à Garez Goungou, à Bosahalia
et à Taoussa. A la sortie de ce dernier, il se dirige résolument vers le SE
jusqu'à son entrée au Nigeria. Ainsi entre Tombouctou et Labbezenga (fron-
tière avec la République du Niger) le cours du Niger se situe entre 17"05
et 15" de latitude Nord. Il délimite trois ensembles morpho-structuraux :
- le bassin Précambrien du Gourma, situé à l'intérieur de la Boucle.
Ce bas plateau est constitué par les formations du groupe Idouban
qui franchissent le Niger à Ansongo et s'étendent vers l'Est.
- le massif dunaire de 1'Azaouad au Nord de la Boucle, caractérisé par
des alignements dunaires orientés ENE-OSO, séparés par des dépres-
sions interdunaires.
- le fossé de Gao, rempli par des sédiments marins crétacés et éocènes, .
puis par les formations lacustres du Continental Terminal. Celles-ci
affleurent sur la rive gauche du Niger de Taoussa à Ansongo.
Ainsi des modelés se sont développés sur des substrats de nature différente.
Par ailleurs, pendant la période aride de l'ogolien, toute la région a été
envahie par les sables dunaires, qui ont recouvert les modelés préexistants.
Ce n'est que dans les secteurs OU la couverture sableuse a été déblayée qu'
apparaissent les formations et le modelé du Quaternaire ancien.
L'opposition des modelés entre rive gauche et rive droite nous
amène à suivre cette distinction dans l'exposé.
1. Le Quaternaire ancien sur la rive gauche du Niger en aval du seuil de
Bosahalla
A) Les formations cuirassées sur le Continental Terminal.
Elles couronnent la plupart des buttes et collines découpées dans
les sédiments lacustres du Continental Terminal. On les trouve à des alti-
tudes comprises entre 270 et 360 m. Les formations cuirassées présentent
trois faciès différents :
1) Le faciès conglomératique : c'est le plus caractéristique. Il est consti-
tué par des galets et des galets émoussés. Les quartz sont nettement pré-
dominants, et les gres sont rares. Le ciment est soit uniquement siliceux
de couleur noirâtre, soit siliceux d'aspect saccharoïde avec des oxydes
de fer, ce qui conne à. la cuirasse des colorations rouge vif ou rouge
foncé. Ce type de cuirasse arme le bas plateau mollement ondulé entre
Bosahalia et Bourem, situé à 270 m d'altitude. En affleurement il se pré-
sente en dalles décimétriques horizontales, ce qui donne l'aspect d'une
cuirasse de nappe phréatique.
35

2) Faciès gréseux noir-violacé : il s'est formé dans les couches gréseuses
du Continental Terminal par enrichissement en fer et en silice.
.
3) Faciès nodulaire : constitué par des accumulations de fer sous forme de
nodules de taille centimétrique. Ce faciès s'est formé dans un matériau
argilo-sableux. Les grains de quartz sont en majorité de la taille des
sables moyens et de forme anguleuse. Le ciment est essentiellement fer-
rugineux et siliceux, et comporte des taches jaunâtres. Ce faciès est
caractéristique des accumulations de fer dans des conditions hydromor-
phes.
Bien que localisé au seuil de Taoussa il faut signaler ce faciës formé
dans les oolithes ferrugineuses, qui donne une cuirasse trës dure, de
couleur noire brillante. Les oolithes sont fondues dans une masse noire,
leurs contours ne se distinguent plus et leur structure concentrique
n'est que rarement visible.
Ces différents faciës correspondent â ce que.BEAUDET et Alié (1981)
ont appelé la "cuirasse fondamentale".
B) Terrasses fluviatiles caillouteuses.
1) Terrasses caillouteuses en amont du seuil de Taoussa. Deux lambeaux ont
été conservés à l'entrée du seuil de Bosahalia. Ils sont constitués oar
des galets de quartz et de quartzites essentiellement, plus ou moins'fer-
ruginisés. Tous les galets sont bien émoussés et recouverts d'une pelli-
cule argileuse rouge. Le mode se situe entre 4 et 8 cm. On observe à
0,6 m de profondeur un cuirassement irrégulier à ciment ferrugineux.
2) Terrasse de l'aérodrome de Gao. Elle comprend en surface, une cuirasse
â faciès conglomératique. Le matériel est composé de galets et de galets
(mode entre 4 et 6 cm) mélangés à une matrice sablo-argileuse rouge. Les
galets sont en général très altérés, seuls sont reconnaissables les grès,
les quartz et quartzites. Entre 1 et 3 m de profondeur le dépôt fluvia-
tile est constitué par une alternance de lits sableux et caillouteux,
dans lesquels on observe un grand nombre de manchons cylindriques creux
de 2 â 8 cm de diamètre. Les parois de ces manchons sont formées par des
oxydes de fer dont l'accumulation a pu se produire autour des racines.
Compte tenu de la nature du ciment (argile ferrugineuse) et du degré de
cimentation nous attribuons à la cuirasse sommitale un âge intermédiaire
entre les cuirasses sur le Continental Terminal (plus anciennes) et le
cuirassement de la terrasse de Bosahalia (plus récent).
Ce systëme de terrasses se retrouve au Sud d'Ansongo : une terras-
se caillouteuse cuirassée, plus ou moins démantelée (Algadri, 290 m) domi-
nant une terrasse caillouteuse (250 m #) dans laquelle les galets sont par
endroits cimentés par les oxydes de fer.
C) Glacis cuirassés
Au pied des collines du Continental Terminal s'est développé un
système de deux glacis étagés. Cette disposition s'observe clairement dans
la vallée du Niger à la hauteur d'Amakouladji.
1) Glacis supérieur : il est constitué par un matériel sablo-graveleux. Aux
granules et graviers de quartz sont mélangés des débris de grès et de la
cuirasse conglomératique siliceuse sur le Continental Terminal. Ce maté-
riel a été fortement ferruginisé avec accumulation des oxydes de fer
36

2)
sous la forme de nodules de plusieurs cm de longueur. Lorsque ces nodu-
les sont cimentés entre eux ils donnent une cuirasse, qui par endroits,
a été quasi complëtement démentelée. Ce glacis domine le glacis inféri-
eur de 3 à 5 m.
Glacis inférieur : le matériel sablo-argileux à sableux avec mélange de
granules de quartz, l'absence de triage , sont tout à fait caractéristi-
ques de dépôts mis en place par le ruissellement. Lorsqu'il affleure ce
matériel est recouvert d'une patine noire millimétrique et il se durcit.
Il se forme même, lorsque le glacis est entaillé, une véritable cuiras-
se d'aspect vacuolaire. Ce durcissement se produit également dans les
oolithes ferrugineuses tronquées par des glacis d'ablation qui se rac-
cordent aux précédents.
II. Le Quaternaire ancien sur la rive droite du Niger
A) Glacis et épandages au pied des buttes cuirassées du Tertiaire (Sud
de Garbamé).
A une dizaine de kilomëtres au Sud du Niger s'élëve une série de
collines schisteuses, couronnées par une cuirasse d'accumulation relative,
dont l'altitude est comprise entre 300 et 330 m. Cette cuirasse de 2 m et
plus d'épaisseur recouvre les schistes altérés. Au pied de ces buttes les
schistes altérés ont été tronqués par des glacis sur lesquels s'est êgale-
ment formée une cuirasse. Celle-ci est moins épaisse (10 â 40 cm). Certàins
glacis tronquent des affleurements de grès-quartzites, auxquels ils ont ar-
rachés des graviers et des granules, ce qui donne une cuirasse congloméra-
tique, avec des cavités dues au lavage du matériel peu cimenté.
Vers le Nord ces glacis cèdent la place à des épandages hétéromé-
triques, de galets et graviers de quartz, de débris de cuirasse, mélangés
à des sables et des gravillons contenant une forte proportion de concré-
tions ferrugineuses.
B) Affleurements de cuirasses dans la berge du Niger.
Entre Balessadjié et Gao, nous avons observé, en plusieurs endroits,
des affleurements de cuirasse, qui sont recouverts par la haute terrasse sa-
bleuse du Niger. Situés à quelques mëtres au-dessus du niveau des hautes
eaux du fleuve il s'agit bien d'une formation ancienne. Le matériel est sa-
bleux, mal trié et le ciment est constitué par des oxydes de fer ce qui lui
donne une couleur rouge vif par endroits.
Ainsi l'évolution de la Boucle du Niger au Quaternaire ancien a
été marquée par : I
- une période d'épandages avec des écoulements fluviatiles importants
suivie par une période d'entaille et de cuirassement
- deux périodes de façonnement généralisé par le ruissellement avec
des écoulements concentrés localisés le long des grands axes, et ac-
cumulation des oxydes de fer
- deux périodes de cuirassement.
37

BIBLIOGRAPHIE
BEAUDET G. et alié (1981) : Reliefs cuirassés et évolution géomorphologi-
que des régions orientales du Mali. Zeitschrift fiir Geomorpho-
logie, N.F, 38, p. 38-62.
BLANCK J.P. (1968) : La Boucle du Niger (Mali). Cartes géomorphologiques et
notice ; projet d'aménagement. C.G.A., Strasbourg, 12 cartes,
30 p. et 42 p.
DEFOSSEZ M. (1958) : Contribution à l'étude géologique et hydrogéologique
de 1a'Boucle du Niger. Thèse, Strasbourg, 221 p.
RADIER H. (1959) : Contri bution à l'étude géologique du Soudan oriental
(AOF). Bull. Serv. Géol. et Prospect Min., Dakar, 26, 550 p.
PETIT-MAIRE N., GAYET M. (1984) : Hydrographie du Niger (Mali) à l'Holocë-
ne ancien. C R. Acad. SC. Paris, T. 298, Série II, 1, p. 21-23.
TRICART J. (1965) : Rapport de la mission de reconnaissance géomorphologi-
que de la vallée moyenne du Niger. Mém. IFAN, Dakar, 72, 196 p.
38

INQUA/ DAKAR SY~?POSIUM "Changements globaux en Afrique"
Paléoenvironnements quaternaires au large de la Guinée :,
analyse multivariée de données micropaléontologiques et
min&ralogiques.
Laure BLANC-VERNETl. Michel MOIJLLADE* et Christian ROBERTl.
.
1. Géologie Marine, Faculté des Sciences de Luminy, Case 901,
13288 MARSEILLE Cedex 9, France.
2. Micropaléontologie et Géologie Marine, Université de Nice,
Parc Valrose, 06034 NICE Cedex.
Lors de la mission Equamarge (1983), la carotte KS 03 a été prélevée sur la
pente du plateau marginal de Guinée (latitude : B"58.02N ; longitude : 16"50.
41w ; profondeur : 1940m ; longueur : 3,67m), dans une zone actuellement sous
'influence de l'eau profonde nord-atlantique (NADW). Les résultats des analy-
ses micropaléontologiques, minéralogiques et isotopiques paraîtront dans un
volume des "Résultats des campagnes à la mer" de 1'IFREMER (J. MASCLE coor-
donateur). La présente communication tient compte de données concernant la
distribution des foraminifères et des minéraux argileux.
Les données quantitatives ont été traitées statistiquement sur un micro-
ordinateur Apple IIe : régression multiple pas à pas et analyse factorielle
en composantes principales (programmes J.de la GARDE, 1983). Le grand nom-
bre de variables disponibles a nécessité l'élimination des formes rares ou
présentant peu de variations. Il a été retenu : - neuf espèces de foramini-
fères benthiques représentatives d'habitats divers, plateau, pente, eau pro-
fonde nord-atlantique, - un groupe de foraminifères planctoniques, Globoro-
talia du groupe menardii-tumida, particulièrement sensible à la température
de l'eau (ERICSON et WOLLIN, 1968 ; BRISKIN et BERGGREN, 1975), - trois para-
mètres minéralogiques, les rapports d'abondance relative smectitefillite
(S/I), kaolinitelillite (K/I) et smectite/kaolinite (S/K), qui rendent com-
pte de l'origine des minéraux. L'illite est présente en abondance au large
des secteurs nord-sahariens (SARNTHEIN et al, 1982) ; la smectite est pré-
sente depuis le Maroc jusqu'aux régions sahéliennes où elles sont dominan-
tes ; la kaolinite, présente au Sahel, domine dans les zones équatoriales
(PEDRO, 1984).
Régression multiple pas à pas.
Deux variables explicatives apparaissent liées de manière significative à la
distribution des foraminifères "chauds" du groupe G. menardii. 1. Uvigerina
peregrina : cette espèce benthique est bien représentée en Atlantique lors
des périodes glaciaires pendant lesquelles la production d'eau profonde nord-
atlantique (eau bien oxygénée) est diminuée. 2. Bulimina aculeata : l'inter-
prétation de cette espèce est souvent délicate en raison de sa large distri-
bution bathymétrique et de sa présence éven,tuelle dans des sédiments déplacés.
Quoi qu'il en soit, cette espèce peut ici être considérée comme un marqueur
de climat chaud, comme c'est le cas également dans le bassin des Canaries
(LUTZE, 1979).
Analyse factorielle en composantes principales.
Une première analyse concerne uniquement les foraminifères (fig. 1). Le fac-
teur 1 influencé d'un côté par G. menardii et de l'autre par U. peregrina
semble avoir une signification thermique. Les variations de ce facteur pour
les différents échantillons de la carotte permettent d'obtenir un graphique
39

qui reproduit globalement l'évolution du climat au cours du temps, telle qu'
elle peut être déduite de la distribution des foraminifères planctoniques et
des mesures isotopiques (MOULLADE, VERGNAUD-GRAZZINI, travaux en cours).
Néanmoins, l'intensité des variations n'est pas respectée, et quelques déca-
lages apparaissent. Le facteur II individualise deux groupes d'espèces ben-
thiques, l'un comprenant les espèces caractéristiques de l'eau profonde nord-
atlantique (SCHNITKER, 1980), l'autre composé de B. aculeata et Nonion barle-
eanum : il s'agit de deux assemblages interglaciaires.
Une seconde analyse associe les données micropaléontologiques et minkalogi-
ques. Le facteur I pourrait ici encore être interprété comme un axe ther-
mique, mais la très forte contribution des rapports S/I et K/I pourrait si-
gnifier l'existence d'une liaison entre le facteur 1 et les apports en pro-
venance du Nord. Le facteur II apparaît lié essentiellement 2 la variable
S/K, qui augmente pendant les périodes d'aridité. Une relation semble donc
exister entre la répartition de certains foraminifères benthiques liés à
l'hydrologie profonde et l'aridité du climat. L‘examen du graphique montre
que seuls les assemblages "chauds" sont concernés : les espèces des deux
masses d'eaux interglaciaires isolées par l'analyse préce'dente (fig. 2) se
trouvent maintenant (fig. 3) réparties le long du facteur II. Les variations
de celui-ci au long de la carotte font apparaître trois ensembles : de la
base de la carotte à 2,7m, de 2,7 2 1,3m, de 1,3m au sommet de la carotte.
L'ensemble médian (2,7 à 1,3m) correspond à une période durant laquelle le
facteur II, qui représente l'association de l'aridité et des espèces inter-
glaciaires, est constamment positif.
Conclusion.
Au large de la Guinée, les variations du climat,mises en évidence par la
distribution des foraminifères planctoniques, ont eu une influence prépon-
dérante sur les masses d'eaux profondes et la distribution des foraminifères
benthiques qui leur sont liés, ainsi que sur les apports de minéraux argi-
leux. En outre, l'existence de périodes interglaciaires arides est probable.
Références.
BRISKIN M., BERGGREN W.A., 1975 : in Late Neogene Epochs boundaries, SAITO,
BURKLE ed., Am. Mus. Nat. Hist. (N.Y.), 1 : 167-198.
ERICSON D.B., 1968 : Science, 162 (3859) : 1227-1234.
LA GARDE .J. de, 1983 : Initiation à l'analyse des données, Dunod, PARIS, 158~.
LUTZE G.F., 1979 : Initial Reports DSDP, 47 (l), von RAD, RYAN et a1 ed.,
U.S. Gov. Print. Office, WASHINGTON D.C., 419-432.
PEDRO G., 1984 : Sci. Géol. Bull., 37 (4), 333-347.
SARNTHEIN M. et al, 1982 : in Geology of the Northwest African continental
margin, von RAD et a1 ed., Springer-Verlag, BERLIN : 545-604.
SCHNITKER D., 1980 : Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 8 : 343-370.
40

41
.
\
\
\
\I
;Y 9
' t;
8.8-I \

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
INTRODUCTION.
SEC!HERESSE ET EVOLUTION DES SEDIMENTS
FLUVIO-MARTNS Au SENEGAL
Ca4 de la Ba44e Ca4amance.
P.BOIl’IN -J.Y. LOYER - B.MOUGENOT - P.ZANTE.
Pédotogue4 ,ORSTOM, BP 1356 Vaharr SENEGAL.
La 4 échehe44 e que COnnUZX ta zone .inXehXhOpicUte
d epui4
payhagu
15 an4 a
4ahWien4.En
4 en4ibeement
tni.tieu 4al@
addecXté k2a
ce ph@nom&ne
physionomie
ctimatique
de4
peut
UVOih de4 h@zIehcUbbiOnb hapide4 e.t phodonde4 4uh te4 4o.t4 ghàce
à ta ghande mobilité de4 4et4 40~4 cc24 climat4 chaud4 à dohate
demande évapohatoihe. En Bu44 e Ca4 amante, le4 4 ediment4 de
mUnghOVe pah.ticuti8hemen.t cl en4ibte4 à ce4 dtucXua.tion4
ptuViOmé~hiqUe4 en hUi4On de teUh ghande in4tabikté
chimique
et 4thUC&khUte ( ViEiLLEFON 1974))
ont ptre4enXte’ depui4 te début
du diècte une tZvbk%ttion qui en a dai;t un v&hitable labohatoihe
nU.?khet.~Un4 ce&te chhonogogie, te4 hetev&4 ctimatotogiqueb de.
ta station de Ziguinchoh (Ba44e Cabamance) e,j,(ec-tuEls depui4
1935 metXten$ en lvidence deux pha4e4 (cd.dig. l).Ce 4onX:
-Une pehiode de 1935 à 196b,il pt?.LViOm&hie “nOhmUt~“, avec
peu4 de 1500mm de ph~CipitUtiOn4 hépUhXic4 4uh 5 à 6 moi4.
-La petriode actuelte où,de 1968 à 1985,la ptUViOm@hie e4X
Xhè4 d&diciXaihe.Ll&cahX pUh hUpp0h.t ii ta moyenne qU.hIqUenrKLtfi?
1931-19S5 e4t négatid et .ta 4ai4on de4 ptuiie4 e4.t rrcduite à 3
ou 4 moi4.
Une XhOi4ième pha4e pOUhhUiX appahacthe dan4 e’hypothè4 e
d’un hCdOUh à .ta nOhmU&tZ p.kkViOmé$hiqUe.
Le4 condition4 c.tXmatique4 4ucce44ive4 0nX addeeX6
le4 pay4age4 et le4 4ot4 .Le4 di(d&enct4 de hégim& hydhique
ont indu2 une ambiance gtochimique pahticugikhe à chaque
péhiode,te mode d'aménagement du mi.Lieu devant en Xtenih compate.
La 4iXua$tion pa44Ee dominée pah t?‘acidite potentielte.
-
sou4 7 500mm de phécipitation4,la bu44 e piZa.ine .t?i~~OhUtc
de .k!’ &4tuaihe du ,jgc?uve Ca4amance, constituee de 4 ediment4
btuvio-mahin4
htCen%il,c)t XhOUVe boumirse à un hégime hydhique
équi.tibhE entrre le4 inondaXion4 mahine4 biquotidienne4 ou bimen4ueiYe4
(cycle4 de4 mahtZe4 1 et te4 appoht4 d’eau douce i44ue
du hui44ekTement de4 ba44in4 veh4antb,en 4ai4on de4 p.tuie4,
auqueL 4 I ajoutent le4 than4 deh-t4 de nappe4 touXte. l’année.
L'UppOht d'eau douce 1242 donc U44uh& de dagon quasi-
pehmanente,~imitan~ dan4 1% Xemp4 une pha4 e. de compohtement
tagunaihe ( fjin de 4ai4on 4&che) pendant .t!aquelYe .t'e4tuaihe
doncaXonne tempohaihement de. ducon invehbe,la Ca4 amante
4’appahentant dOh4 davantage à une. “R

Au niveau 6co.Eo i ue,cette 4ituation initiale pehme2 ii
la végéGZLon pionnLcehe ---=-ch a Manghove 2 base de palétuvieh4
Rhizophotta de coZoni4eh la VabiéhQ et de 4 ‘y dévek!oppeh dan4 de
bonne4 condition4.Dan4 te.4 zone4 plu4 en hEthQi.% pUh hUppOht au
couhb d’eau,atteignanX une peu4 boh;te 4aLin.ité en 4ai4on 4&che,
la 4 équence 4e pou4ui.t avee te4 pUk!é.hViQh4 Avicennia
adapté4.1 e4 4uhdace4 de Tanne4 vLd4 1”) et‘ 6. hatophyte4
hEdui.te4 , e.t Ce4 $ehh&4 non dutEe (Tehha44e4 eX d-Cte4
mieux
bon-t
de
ba44in4 vw4anaZ4) 4ovz.t ~tizicuttivEe4. (LAMAGAT - LOYER 1985).
Au niveau édoto i ue,ce hégime d’inondation
ee dévetZjTpement dwgénè4 e initiatel~ déehi.t~eh~%
VIEILLEFON ( 7 914) dominée pUh te4 phoce44u4 d’hydhomohphie
pehmanente qui chéent de4 condition4 anaéhobiie4. L’abondance de
mati&he ohganique pEhm&t ta héduc.tion de4 4utbake4 mahrrin4 en
4uef$uILe4 ,patr l’ a@ion de4 bactéhieb 4ulda-to-héducXice4 .Ce4
4utduhe4 .4OnX abondamment dixé4 au niveau de4 hacine4 de
Rhizophoha 40~4 dOhme de pyhite ,te dt2.h k%.tWX appohté pUh te4
oxyde4 de dQh i44u4 du ptfteau continental (MARIUS 1986) .Le pH
hQ4tQ voi4in de ta neu.thatitE et ta 4aL’ini;té voi4ine de ceeee
de l’eau
phépondéhent4
t’oxydation
bauitate. La
de meh.Le4 phénom@.ne4 de
.Si ce-4 condition4 ne dont
de4 4ulZbuse4 en 4ulda.te4 phOVOqUe
pédogEnE.4 e de ce4 va4e4 e4t donc
/réduc;tion sont
pa4 maintenueb,
une acidi~ieation
e44entieltemen-t
cahactéhibée pah cette acidit& pOtU&iette ini;tiaile.
condition4
Le4 aménag ement4
tiennent compte
agiricote4
de cet
pn&coni4 64
équilibhe bhagiiee
4ou4 ce4
maintenu
Pah
.thadi&~netXe
hizicuLtuhe
dEchite -‘pah
eng o&g ement qua4i pe&manent . En hiziCU&tuhe
te4 paybanb phu.tiquent 4uh ce4 va4e4 la
phodonde de manghove don.t {a .ttechnique a été
PELiSSZER (7966): de44atemen.t à eteau douce puid
h.iziCu&tuhe 4ubmesgde eaZ nemi4e en 4ubmePr4ion pUh t’eau 4 atée
en 4ai4on
iJ.‘est
4&ehe.
4uh ee phincipe de la double dubmehdion qu’a& été
conçu4 en
bahhag e à
1’963
double
te4 aménagement4 an.t.i4et
4en4 :bloquage de4 eaux
de
4afZ&e4
ta
et
rrégion,patr
rétention
d’eau
pou
douce
éVi.tteh
pendant
toute
la h.iZ.kUt-&LhE
acidi~ica.tion.
pui4 hQmi4e
Le4 p/remiiZ&e4
en eau
tentativ
4alée
e4 de
mi4 e en
n’avaienit
valteuir
pu4
de ce4
macthidé
wa4e4
.te
,e~~ecakée4
phénomène
aphk4 dhainage
d’acidi~ication
&t
,ont
qui
en
eddc~X toujouhb abou.ti à t’abandon du ptrojet aphli4 con4tatat~on
de ta chute du pH.Pheci4on4 -tou~te~oi4 que ta toxicité de4 4og4
aeid&~iE4 et 4u/rsalé4 ti’ avait pu4 Eté identiaitfe.
- La diXua.tion actuelYe : acidi,$icaXion - et 4uh4 atuhe.
Le d @,$ic.i.t p~uviom&thique enrregi4ttré depu.i.4
1968,accentutZ pu& une eonttrac-t.i.on de ta 4ai4on pluvCeu4e,a
phodondtZment et trapidement modi,f.Lie’ ce dhagite équ.iLibhe .Le4
%Xii4 daibte4 quantLit& d’eau hui44etée4 4uh Le ba44in Veh4Un.t
a44 ociécz.4 aux daible4 pente4 longitudinales de4 valCée4 ont
déclencheZ un ~oncLionnemen.t inveh4e de fite4.tuai&e parc int/ru4ion
d’eaux mahine4 Veh4 .t’amon.t.La tongueuh de ta 4ai4on 4Lche 40~4
---------------------------------------------------------------
(*)T&kme veknacu&Uze Sénégalai désignant le4 étendue4
4uh4akXe4 dépouhvue4 de végétation.
44

Ci CtimaX th &4 COnthU4$d à b0h.t POUVOih évapohatoihe y a
bUVOhi4é ta concenthation en set de4 eaux de ?suh~ac,e:~a
Cabamance po442de aLotr4 un donc.tionnemenX de Xype tagunaihe.
Cette 4échehe44e ckYimaS.ique a engendhfl au niveau
physiologique et écologique de4 con4 &qutence4 dhamatique4 p0f.M
ta poputa.tion de paGtuvieh4:te peuplement de Rhizophoha a .te
phemieh été atteint pah ta moktatlté et pa&tiettement semptacE
pair Avicennia , Lui-même actue.Uement décimé ta
6u&4atu~e.C.MARlllS (1985) e4time à t'examen de4 pho.t$aphied
aékiennk4 que 30 à SO% de4 pak!&tuvieh4 de Ca4 amante auhaien.t
di6pa-w depuis 1969. Pahatt&?ement -!Xc, 4uhdace4 de tanne4 vid4
ont con6id6habtement augmenté au ddtkimen.t de4 unité4
ptrécéd ente4 , mai4 au44.L des hiziiZhe4 douce4 .La paogke44ion du
dtronx de 4a.tuhe atteint actuekYemen.t ta bohduhe du plateau
conaXnentat oii ta pak?metraie e4t ?ouvent dégkadée.
Veux phOce44u4 gtochimiques adbec.tten2 te4 46dimenZ4
duhant cette pctriode:
-Une acfdi~ica+n de’ctenchée put t’abai44emen.t na,tuhet
de4 nappe4 e phovoquee patr t’oxydation de4 composé4 4dduhé4
40~4 tlin~tuence de4 bactéhie4 “4utdoxydante4”. Le pH chute
;h;;, (va&+? 4ouvent infjéGeuke4 à 4,5 I .Simuttanément te4
hac~nache4 4 e dEcompo4 ent entkatnant une ma.tuhation
phybique tente de ce4 va4e4:ta den4ité augmente,une 4 -thuC-tUh ‘2
appahaît . L’oxydation patrtiette du derc et du 4oudhe aboutit à
ta 6otmaXLon d’un 4ukZdaXe de deh cahactéhistique : ta 3aho4ite
(K,Na) Fe (SO ) w(.OH)
-Und at!iBi&cS~’ non plu4 pou44ée voit le. pH chuteh à 2 ou
3 .Ve4 photon6 4 ‘6changen$ UtOh4 au niveau de4 a/rgiled qui
tibèhent de t'aLuminium.Van4 cehtain4 ca4, en p/re’4 ence
d ’ aluminium et de 4ut$aXte4 en quantité importante et à bas
PU, on ob4ehve .ta ~ohma-ttion de dueda-teb d’Atuminium Xee4
q u ’ A.tunite ou Tamanugite . C e4 minéhaux 4 ont Xhè4 Irahement
ob4 ehvé4 dan4 Le milieu natuhet et .teuk4 condition4 de
dOhmU.tiOt? bon$ .t?’ ob jeX d’ étude4 . (ORSTOM DAKAR)
-Une 4a.tXni4a.tion pUhk0u.t con4tatée (BOlVZN et LE SRUSQ
1984) et atteignant bon pUhOXy4ftIe ce4 detrniètre4 année4 4 e joint
au phénoméne d’acidibication et en ma4que te4 ed5et4 4uh te
mitiieu na.tuhet . Au niveau de4 eaux de 4uhdace,LE RESTE (1983) a
note une “Aituation extkêmement ghQVf2." avec en bin de 4aibon
de4 ptuie4 une ba.tZiniXte exceptionnettement Uev&e ,4upéhieuhe à
cette de -CIeau de me& en Zou4 point4 de La Cabamance,e-t 4uhtou.t
un g/radient de 4a.tini-tte ckoi44ant de t’avak’ veh4 t'amont,oU on
peut atteindre ttloi4 boih ta 4atinité de L’eau de meh.
Au niveau de4 4ot4 de Tanne4 ,on note de4 manit$e4XaXion4
4atine4 de suadace généhati46e4 avec ph6cipitation de 4eg 4ou4
dohme de choûte chgohuhée-4 odique et magné4ienne ou de4
6 ohmation4 à 4Xhuctuhe poudheu4e à ba4e de Uabite mai4 avec
appahi.tion du gyp4 e 40~4 doarme d’ aiguiUe6. Cet indice d’ atlidite
n’avait jamaib été ob4ehvé duhant ta pgkiode humide
anttfkieuhe.(MARIUS 1955).
Endin, et venant agghaveh phénomkne,te4 nappe4
du ptateau continentat’6e 4ont
phh6atique4 abai ée4 et ee
ghadient de phe44iOn actuel pi2hme.t aux nappe4 4a1Ee4 du domaine
dkfvio-mahin de 4 ‘écouteh veh4 te pta$eau,en contaminant te4
45

Au niveau des amEnagQmQn.t4 hydho-aghieo.lJQ4,
.t I acidi~ication 4'é;tant déjà mani6Q4~dQ,kZ’aeidi~~ potQntiQt8Q
n’appahact p.tu4 comme ta conthainte mUjQUhQ 6 ma~t/r.i4eh pourr
;LX~ JLiZicUt~UhQ.PUh conttre la photeetion eonthe et, phoghQ44ion
4 et4 et -ta hh.LpihU+tiOn de4 tehhe4 deja atteinte4
appahai44 Qnt comme une pfiiotritte en cQt;tQ péhiodQ.L’hypQh4a~uhQ
intehdit déjà ta hizieu&tuhe phodonde, et 4Uh;tOUJt
C’acididication na~uhQ-!XQ hQmQt Qn cau4Q la conception de4
ouvhag Q4 anC-4 el à double 4Qn4 -tQL4 qu’il4 on.t été concu4 Qn
pt?hiodQ humidQ.LQuh nécQ44ité n’appahaît peu4 pui4quQ
et acididieation 4’Qs.t déjà manidQ4XeQ et que le4 sot4 4ont
pu4464 du 4tadQ potQn.tiQ.ttQmQn~ sul!da.tC-acide au stade sutdaX&
ou paha4udaté-acide.
Pu& conaZhQ,~'QndiguQmQnt d$dini;tid et t’a44aini44QmQn.t dQ4
zone4 Qndigu&Q4 (ta potdEhi4aCon) 4 ’ avghent nécQ44aihQ4 Qn de
nombheux Qndhoit4 de ta Ca4amancQ.
& hLtua.Con,~LLtwLQ : d~naa&meti~atidLténén~du&e?
QUQt avenih Peut-on enviaagen pouh te domaine Ftuviomahin
de ta 8a44Q Casamance ? Ce$ avenih e4.t dofiction de4 deux
.conthaintQ4 majQuhQ4 qui p84Qnt 4uh eQ mi.C.Qu : ta 4Uh4UtUhQ Qt
t.’ acidixé, mais est au44i f(oncZtion des dwx 4 c6nahio4
ctimatiq ue4 envia ag Qab.tQ4
une "notrmak!e" p-!ZuviométhiquQ.
: 4 6ehQhQ44
1 cd dig.
Q pQhbistan.tQ
I )
ou hetouh à
4échesedb
Au444
Q que l’
tongZQmp4
on eonna.tt,la
que pQn4i4tqhon4
4ituation
eQ4
déc&ite
condition4
phtlcédemment
de
ne dQhU qu’empiheh.
L’évotution
ac~uQLCQmQn.t pehceptible dan4 lQ4 pahtiQ4 le5
pLu4 à .t’avak? du ba44in de la Ca4amancQ (rregion d’044ouye)
menthe
menacee
limi.tteQ
qu’à
pas
de
long tQhmQ ta qua4i .tota&Xe’ du
la 4uh4atuhQ et .t’acidi~ication.SQufZQ
La Manghove,à prroximit6 immédiate
ba44in
du
vehbant Q4-t
une pahxie
Litto&aC,nQ
vehhait pu4 4on Ecologie phodondémenzt modidi6e.
En CQ qui eoncehne te4 sot4 ,une g~fl6hUti4QtiOn de4
mani~Q4taLLon4 d ’ acidi;tt est dOh4 a pkévoih,avee dea
con4Cquence4 didd.i.citemen$ Q4atimab.tQ4 .tant au niveau de4
eahac.t@h.i4tiquQ4
dea sot4 et de. la mi4Q Qn valQuh,quQ dQ lu
hévQh4ib.&iA6 du phCnomEnE.Pak ait.tQuh4 ta phopagation de Ca
4aluhQ Q4.t exa2Ememenat inqui&tantQ.
En ma&l.iZ.ke d'aménagQmQnt,la k.&tQ con$hQ .ta 4cduhe dQviQnt
une. uhgence. La ptupahe-t de4 zone4 acididiCQ4 4ont, à nothe. avi4,
pold6hi4ab.tQ4 .Néanmoins ,lQ4 pkemiltre4 QxplhiQncQ4 d 'aménagemen.t
1 Guide[, ouvhagQ4 du PIVAC e&. . ) montnent qu’un de4batemen.t des
sot4 Q4t diddi.citQ à obtenih et 4uppo4Q de4 $hUVUUX d’a44aini4semer&
do& gQ4 modalite4 hQ4tQn.t à phécib eh.De CXud Q4
hydhodynamiquQ4 4on.t ae.tueMement 4uh cc
thlme.L'impaeX de .tet4 aménagemen.t 4Q dQzgi.t ~~$!~rnenX 4 enX.ï/z
en 2onQ non am5nagCQ:Qn .!Zimia2ant te4 4UhdUCQ4 evapohatoihQ4 QX
Qn diminuanx tQ happoht Su&daee/Votume d’Qau,.tQ bitan 4aCn dc
~‘QnbQmb.tQ du bæbhin veA5ant ne veA.haiA a!né.tiohk?. En&&& po,&&(.&E agG-
CO&Q du ho& hU&l& atidti dUc&% ebt mc& dé&&& au S&$gd.La .&avaux
e.tie@h à iX'OR.STOM VAKAR. pwwttent néanmoiti de phécineh k.4 point% huAan&:
-Une Longue phane de hubmes&on CC& pIun Q~&i.cacQ qu’wz amend~mment ca.&qUQ
peuh indu-h UMQ hmontée. de. pff.
-bh CmenCU hubiai patr &Q nii,duti au &LU~ él?QvE d’u&nitium en 4o.&&on
betnb.&nt Q~~icacement Levées à pah,ti~. d 'amendemen& aux deeh& dQ phoh pha;tti .
46

- Un 601 hL&@@ acide dtiha@ h&5.& p.i?uh phoductid (powr &e niz) qu’un
6o.t non aticli~ié mais hypQh4aLé.
Ban4 Phypo$h6!4Q d’un hQ$OUh à la “nohmate”
ptuvioméZhiquQ,it Q4Z phobable que t'ensembte dQ4 eaux du
domaine d-tuvio-makin hethouvehaien~ hapidement un niveau de
4a.tuhe. accQp~abtQ.VQ même ta ptupQhL? de4 zone4 de Manghove peu
deghad6Q4 hQ%thOUVQhUiQn~ 4an4 doute un d6vQtoppQmQnt nohmat.
TouXe~oi4,i~ ne dau.t pas n6ggigQh g'impohtance de4 quanti2te4 de
4e.tZ ph64entQ4 dan4 te4 nappe4 et te4 bok%.Ainbi nou6 avons pu
MQ4UhQh qu’aphè4 ta 4ai4on de4 ptuiQ4 /985,pouhtant th84 phoche.
de ta moyenne p-kviomcthique (cd.Xab.t’eaul,ta 4atuhQ avait
aLtQint,thOi4 semaine Uphè4 .tTa dchniche p.kiQ,6on niveau de ta
4ai4on 4échQ phe’cédente dan4 Ce mUhigO$ de KOUZALAN.
L’tZvapohaZion ne peut pu4 4Qu.tQ QXptiqUQh cextte hQmontEQ.
VQ même. que pouh le hiz, on ignohe ta potQntiaf2itE d'un
4o.t butdalté acide à t’égahd de ta v&géZa.tior. de ManghovQ.~an4
t’ignohance de .t’avQnih c~imatiquQ,i-tT Q4t 4anb doute ph~tjêhabi?Q
de con4idéhQh te4 4o.& acididi64 comme. de4 zone4 à am~nageh
dtuhgQncQ.Le4 conditions de geuh mi4Q en valeuh on2 &tte
6noncéQ4 ph~cédemment.
Can&&on: La phahe etimatique 4ubi.e depuis 1968 auha Qn aZou4
ca4 un impac-t photongé 4Uh te4 46dimQnt4 btuvio-mahin4 de .tta
Babde CabamancQ.V’unQ paht ta pédogénès Q a connu une impohtantQ
évo&&ion VQh4 te 4tadQ 4ulZ&até acidQ,évolution gén6ha~QmQn.t
considthée comme ihhévehsibte en condi$.iona nUZUhQttQ4 , d ’ au$hQ
pair2 lea cbndition4 ctimatiquQ4 modidient ta pok&tiquQ
d ’ am&nag emenX Q.t imposent ta poldéhi4ation de. nombheux 4itQ4
qui n’auhaient 4an4 doute jamai4 &tte am&nages Qn p&.LviomC%hie
nohmatc.
- BlBLlOGRAPUiE--
BOlVIN P. Q-t LE 8RUSC'J.Y. (19b4) Etude p&dotogique de4
Ka.tounayQ4, Va.&!Zéet, de Koubaban et Tapilune. YOp.+4 cUhXte4' ,
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B07VIN P. e-t LE BRUQ J.Y. (1985) Recommandation4 concehnan-t
t'am6nagemen-t du domaine d-tuvio-mahin Qn Ba44c Ca4amance,
ca4 de .ta va&?ée de Koubaean.Tabte bonde bu4 te4 b UhhUgQ4
anti-4Qg,lSRA-USAIV,VAKAR.
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VQh4 an44 Qn Ba44Q Ca4amancQ.Tabt'!Q bonde 4Uh le4 bahhag Q4
anti-set, ISRA-USAZV,VAKAR.
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de CtouQ4t,ThE4Q ORSTOM,Pah&.
47

Fig.1 - Evolution de la !3luvlométrle à Zlgulnchor de 1935 à 1985
;
t
I
i
i
i
i
I
MOp?““CS
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1194
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957 897
1209 61'3
1240 1237
1417 1 1371
I I i
'Pluviométrie annucllc lQbWlPb5 Zipulnchor '
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1
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6.0
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22,9
22.1
1

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
.
MODIFICATIONS IXS VEGETATIONS INTERTROPICALES ET
CHANGEMENTS CLIMATIQUES
R. BONNEFILLE
Laboratoire de GBologie du, Quaternaire - CNRS - Case 907 - Luminy -
13288 MARSEILLE Cedex 9 -FRANCE-
Depuis 1964. une succession de desastres lies au climat ont affecte les regions tropi-
cales du globe et en particulier l’Afrique. L’attention des scientifiques a et& attiree
sur l’existence et les causes de changements climatiques brusques et intenses affectant
de vastes territoires. L’impact de ces phenomènes sur la végétation a Bte considerable au
cours des dernieres décennies et le desequilibre, quelquefois irreversible. Les desertifi-
cations et deforestations, d’abord exclusivement attribuees à l’action de l’homme moderne.
semblent de plus en plus s’integrer dans des phenomènes naturels dont la dimension globable
resulte de la dynamique climatique generale. L’impact des changements climatiques globaux,
detectes dans les oceans, sur les climats locaux et les vegetations est encore tres mal
et tres sporadiquement connu en Afrique. La paleobotanique et la palynologie qui apportent
des repenses y sont fort peu developp6es par rapport à l’Europe et 1’Amerique. La synthese
des données existantes presentée ici ne peut être qu’un essai preliminaire, servant de cadre ’
aux recherches futures qui devraient en combler les lacunes. Nous l’envisageons B deux
Echelles de temps distinctes.
1 - EVOLUTION DES VEGETATIONS AU TERTIAIRE
Les changements enregistres à l’echelle du million d’annees semblent avoir affecte
les grands ensembles phytogeographiques de dimension continentale. Leur répartition actuelle
date du Miocene moyen. Avant 14 millions d’annees, elle fut conditionne par la position
de la plaque africaine par rapport à l’équateur géographique situe plus au Nord qu’actuel-
lement et par l’existence de la Tethys. grande mer epicontinentale productrice de masses
d’air humide à circulation Est-Ouest.
Les donnees paleobotaniques temoignent de l’existence. è 1’Eocene de mangroves bien
developpees sur la façade nord du continent africain et le golfe de GuinBe. La coexistence
des flores s&ches et de flores humides est documentée par les macrorestes. bien en place
a 1’0ligocene mais leur origine est vraisemblablement anterieure: EocBne terminal ? (SCUREAU
et al., 1983). L’apparition des flores sclerophylles d’Afrique du Nord, ainsi que celle
des savanes et forêts claires, est attribuks à la mise en place d’un climat saisonnier.
A ce sujet, des informations supplementaires pourraient être obtenues par de nouvelles
Etudes sur les macrorestes des sites anciens (morphologie foliaire, anneaux de croissance,
isotopes. etc.1 qu’il conviendrait de reetudier et de dater par les methodes modernes.
Les gisements B macrorestes d’Afrique orientale remontent à 22 millions d’ann6es où.
dès cette Epoque. on reconnait dejà l’existence de milieux variés, forêts denses humides,
forêts claires des 19 millions d’annkes. forêts de montagne, etc. L’extension des savanes
à GraminBes. dont on a quelques indications palynologiques des 19 millions d’années. s’est
poursuivie et accentuke depuis avec l’augmentation du caractère saisonnier et l’apparition
des rifts (BONNEFILLE. 1985).
Au Pliocene sup6rieur. il existe les preuves d’une forêt soudanienne plus humide que
l’actuelle à l’emplacement du plateau Bthiopien au Nord du lac Tana (YEMANE. BONNEFILLE.
FAURE, 1985). L’extension des steppes arides sahaliennes à basse altitude est documentée
au Plio-pleistocene en même temps que les forêts sèches de coniferes sur les montagnes
(BONNEFILLE, VINCENS, 1985). A 2,5 millions d’ann6e.s. le diagramme pollinique de Gadeb
montre un abaissement de temperature. contemporain des grandes glaciations nordiques
(BONNEFILLE. 1983). tandis, qu’à basse altitude, les flores arides actuelles de la façade
orientale du continent sont bien etablies.
49

2 - EVOLUTION DES VEGETATION§ AU QUATEFWJRE
Apres une quasi absence de documents pour la periode comprise entre 1.5 million
d’années et 40 000 ans B.P., les informations sur l’évolution des vegétations sont exclusivement
dkluites des diagrammes polliniques des dépôts lacustres et tourbiéres. La plupart
d’entre
variations
continent.
eux concernent
climatiques
presque
a l’échelle
exclusivem t Les dix derniers
Y
des 10 ans ne sont donc
milliers d’annkas.
pas document-k% sur
Les
Ie
Pour 1’Holocène. on dispose, en Afrique de l’Ouest. d’un diagramme pollinique par
grande zone de vegetation et. plus recemment. d’abondants résultats sur la côte du Seriégal
(LEZINE. ce volume). Tous les diagrammes polliniques montrent une dynamique complexe des
associations végétales. La période 9 000-6 000 ans B.P., qui semble avoir Bté la plus
humide, a vue une augmentation des taxons soudaniens en zone saharo-sahélienne (RITCHIE
et al., 1985). au Tchad, une augmentation des guinéens en zone soudanienne (MALEY, 1977).
laquelle semble plus tardive au Sud aux environs de 6 000 ans B.P. L’installation des vege-
tations sahariennes est confirmée vers 5 000 ans B.P. (RITCHIE et a1
A* 1985). Soulignons
que dans les diagrammes polliniques la p&icde aride de 7 000 ans B.P. n’est pas aussi
nettement visible que dans les affleurements géologiques ou les niveaux lacustres. Mais
la rarete des diagrammes continus et echantillonnés avec précision ne permet pas de
conclusion génerale. Le seul diagramme pollinique donnant, en Afrique de l’Ouest. des indi-
cations sur les vkgetations durant le maximum glaciaire est celui du Bosumtwi, au Ghana
(TALBOT et al., 1984). où l’extension des forêts, post 9 000 ans B.P. succède à une vbgb-
tation de savane qui s’est maintenue (entre 19 000 et 10 000 ans B.P.) durant une @i-iode
aride contemporaine du dernier maximum glaciaire. Ile nouveaux résultats sont attendus pour
le Mont Cameroun (MALEY en cours).
En Afrique de l’Est. les diagrammes polliniques sont plus nombreux mais concentres
sur les montagnes. Les séquences de plus de 30 000 ans, obtenues au Mont Kenya (CGETZEE.
1967). en Uganda (HAMILTON, 1982) et plus recemment au Burundi (BONNEFILLE, RIOLLET, 1984).
confirment une descente d’environ 1 000 m des ceintures altitudinales de vegétation en
liaison avec un abaissement de temperature de 2 à 3°C. durant le maximum glaciaire, comme
cela avait Qté interpréte anterieurement par E.M. VAN ZINDEREN BAKKER mais pour les regions
de montagne.
Pour la p&ri&le de transition 14 080-10 000 ans B.P., un nouveau diagramme pollinique
du lac Bogoria (VINCENS, 1986) indique plusieurs changements brusques d’une dur& de
quelques centaines d’anrkes avant l’installation de conditions plus stables. L’expansion
des forêts commence vers 11 500 B.P. autour du lac Victoria (KENUALL. 1969). un peu plus
tard sur les montagnes. Durant 1’Holocene inferieur, les migrations individuelles des
plantes donnent lieu à des associations tres varikes. differentes d’une montagne à l’autre
et pour lesquelles, parfois, on ne connaît pas d’analogues dans les végetations actuelles.
Les interpretations climatiques des diagrammes polliniques ont une signification locale,
parfois régionale, qu’il est difficile d’extrapoler.
La dynamique climatique globale ne peut être d6duite que de la comparaison d’un très
grand nombre de diagrammes polliniques bien datés et étudiés avec une plus grande réso-
lution, c’est-à-dire une maille serrée. 11 en faut donc beaucoup plus pour élucider la
complexité de la dynamique climatique continentale.
58

BIBLICGRWHIE SCMAIRE
BCUREAU E., CHELBDLDAEFF-SALARD. KOENICER J.C., LQUVET P. (19831 - Evolution des flores
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51

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
UN NOUVEAU SITE ACHEULEEN AU KENYA: ISENYA
(KAJIADO-DISTRICT). CONTRIBUTION A LA CONNAISSANCE DES
PALEOENVIRONNEMENTS DES HOMINIDES DU PLEISTOCENE MOYEN
J-P. BRUGAL
Laboratoire de Géologie du Quaternaire - CNRS -
Case 907 - Luminy - 13288 MARSEILLE Cedex 9 - FRANCE -
Cette note a pour objet d'exposer les résultats préliminaires sur
l'assemblage faunique d'un site date du Pléistocéne moyen localise sur
les hauts plateaux kenyans (Athi-Kaputiei plains). Ce nouveau gisement
est situe près d'Isenya dans le district de Kajiado, sur la route A104
qui relie Nairobi a Namanga, a 55 km au Sud de Nairobi. Depuis 1983 la
Mission Préhistorique au Kenya, dirigée par H. ROCHE, a entrepris une
série de campagne de fouilles, à Isenya, devant se poursuivre dans les
années a venir.
Isenya est un site acheuléen de plein air et de bord de riviére,
le premier a être exploite dans cette région de hauts plateaux.
L'industrie lithique, tr& riche, est caracteristique de l'acheuléen
avec (par ordre de fréquence décroissante) des hachereaux, bifaces,
nucléus, sphéroZdes, polyédres et un petit outillage sur éclat (H. ROCHE
et al., 1985).
370
-1"
Fig.l- Localisation géographique des sites
d'Isenya et Olorgesailie (Kenya).
Les restes de faune sont très fossilises et pas toujours bien
conserves. La liste faunique est la suivante: Primates, Canis sp., aff.
Genetta,- Elephas recki (évolué: stade 4 ?), Rhinocerotidae, Hippopotamus
SP., Suidae, Equus aff. oldowayensis, Equus sp. ?. Taurotragus SP.. aff.
Pelorovis, Redunca SP., cf. Connochaetes, Alcelaphus SP., Gazella cf.
53

qranti, G.cf. thomsoni, Aepyceros SP., Pedetes SP., Otomys SP., Muridae,
Lepus SP., Crocodylus SP., Chelonien, Aves.
Les Bovidae sont les plus abondants avec une forte proportion
d'Antilopini (env. 40 %) et d'Alcelaphini (env. 39 %). Ces deux tribus,
et leur fréquence dans un site, permettent d'obtenir une bonne image
du paléoenvironnement (E.VRBA, 1980). Les Equidae représentent
environ 6 8.
Les faunes du Pléistocène moyen sont rares dans l'Est Africain et
la découverte d'un nouveau site comme celui d'Isenya nous amene a faire
le point de nos connaissances sur cette période. La faune d'Isenya est
d'abord comparée a celle d'Olorgesailie, gisement du Rift situe a une
quarantaine de kilometres seulement a l'Ouest d'Isenya, puis a la faune
de Kapturin (Kenya) (Tabl. 1) et, enfin, aux faunes des niveaux attribues
au Pléistocène moyen d'olduvai (Upper bed II, beds III et.IV; Tanzanie).
Les comparaisons portent egalement sur les faunes actuelles avec une
focalisation particuliére sur la région du Rift (bassin de Magadi) et
des Hautes Plaines (Athi-Kaputiei) où se trouvent respectivement les
sites d'Olorgesailie et d'Isenya (Fig. 1).
G.L.ISAAC
H.EIXHE
env.500 OOO(K/Ar) M.Ed2.W
lacustre
Flwiatile
~ Fluvio-lac.
Tab1.S - Sites pr.4historiques du PleistocPne moyen du Kenya.
rèf.biblio.
Isaac,19?7,1978
Facbe et alii,1985
Tallon,1978
L'étude de la reconstruction des paléoenvironnements et de la paléo-
écologie des espéces animales durant le Pléistocène doit être fondée
sur le principe de l'actualisme écologique, comportant les données de
la biogéographie au niveau local en relation avec le climat, la végétation
et la topographie. Dans le domaine africain, les contrastes les plus
significatifs opposent les associations de milieu humide a celles de
milieu plus sec, d'ou l'importance des données pluviométriques. Le
tableau 2 indique l'existence de méso-climats bien différencies dans
la region concernée, avec des précipitations différentes en particulier
entre Ngong-Nairobi-Athi River et Isenya-Kajiado.
La composition de l'association trouvée à Isenya reste très proche
de celle observee actuellement sur Athi Plain (National Park), et dénote
un environnement similaire lors du dépôt d'Isenya. La présence d'espéces
(sub-) aquatique (hippopotame, crocodile), ou aimant les bords de rivière
(buffle, suidés,...), indique l'existence d'eau pérenne qui n'existe
plus, a l'heure actuelle, a Isenya, mais que l'on trouve encore a Athi
River (avec de l'hippopotame). Par analogie, on pèut ainsi suggerer un
paysage ouvert, de-savanne peu arboréè, avec une ripisylve plus ou moins
développée pour le paléoenvironnement des hommes préhi,storiques d'Isenya.
54

3.6~43’
36050
36-58’
36.48’
36’17’
1890-2043
10x-laoo
1509
1738
613
751-873
785-973
528
484-716
384-417
- -
25.5 12.8
- -
- -
34.8 23.1
Comparaison des associations d'herbivores: les faunes des sites est-
africains se trouvent pour la plupart dans le même contexte sédimentaire
indiquant la présence de lacs ou de riviéres. Au niveau générique, les
associations sont comparables entre-elles. Cependant, les incertitutes
taxinomiques, nombreuses en ce qui concerne l'espr?ce, limitent, pour
l'instant, les comparaisons.
Nous avons considéré le nombre de taxons présent dans une famille
ou tribu (Tabl. 3); certaines différences apparaissent; Ainsi, il existe
plus de Suidae et d'Alcelaphini 21 Olduvai que dans les sites kenyans;
ce qui pourrait être en relation avec un âge plus ancien ou un paléo-
écosystème différent pour les niveaux d'olduvai.
Pour les sites kenyans il y a une certaine homogénéité dans la repré-
sentation des groupes majeurs d'herbivores, notamment entre Olorgesailie
et Isenya. Les Bovidae sont de bons indicateurs de l'environnement, en
partie parce qu'ils présentent une grande diversité éco-éthologique.
La présence de nombreux Alcelaphini et d'Antilopini a Isenya et la domi-
nance de Tragelaphini et de Reduncini dans les sites du rift correspondent
à des conditions de végétations différentes (plus boisés dans le Rift).
Les associations fossiles indiquent toujours un milieu relativement
plus humide qu'aujourd'hui. En ce qui concerne Isenya, et considérant
le régime climatique regional, on peut imaginer un abaissement des iso-
hyètes avec des précipitations peut-être proches de celles relevées dans
la région Ngong-Nairobi. Un changement dans le contraste saisonnier,
avec un etalement de la. saison des pluies, pourrait également affecter
la distribution des grands herbivores. Cette hypothése a été proposée
pour expliquer les hauts-niveaux lacustres du Pléistocéne moyen et
supérieur du bassin Magadi-Natron (J. CASANOVA, C. HILLAIRE-MARCEL,
a paraître).
55

mal:
7 11111
2 12 111
2 2 * 0 2/3 2
1 11111
6 34 5 2 2
3 2 3 0 2/3 0
1 02 2 2 1
1110 11
7 77200
Il 1222 1
110 0 0 0
4 55 112
1110 11
(2) (21 (2) 1 1 2
-----_
21 20 26 16 17/19 1s
(1) 0
1 1
1 1
0 1
1 1
1 1
1 2
0 1
7 1
1 3
1 0
12
1 1
2 2
- -
12 17
a'@ les dcnnées do m9uo et lzc&e~1978)Tallon(1978)
et Imac(l977,197BJ. Williams (1981)
Si nous sommes relativement bien documentes sur le paléoenvironnement
des hominidés de la fin du Pliocène et du Pléistocène inferieur, avec
une séquence climatostratigraphique plus ou moins établie, il n'en est
pas de même pour la période postérieure a la limite Bruhnes-Matuyama.
Malgré les différences chronologiques devant certainement exister
entre les sites kenyans, on remarque une certaine parente entre les
faunes, malgré des particularités liees a une augmentation de l'hygro-
métrie. L'étude comparative d'assemblages apporte de nouvelles infor-
mations sur une région et sur une période pour lesquelles tres peu de
données sont disponibles. Toutefois, des études complémentaires (taxino-
miques, taphonomiques,... ) sont nécessaires en vue de preciser la paleo-
climatologie et le paleoenvironnement des hommes du Pléistocene moyen.
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Sciences Géologiques (sous presse).
56

INQUA/ DAKAR SY~4POSIU~l “Changements globaux en Afrique"
LA SAISONNALITE CLIMATIQUE AU COURS DES OPTIMUMS LACUSTRES
DE L'EST AFRICAIN ET LA RYTHMICITE DES CONSTRUCTIONS
STROMATOLITIQUES: EXEMPLE DU BASSIN NATRON-MAGADI AU
PLEISTOCENE TERMINAL
J. CASANOVA
Laboratoire de Géologie du Quaternaire - CNRS - Case 907 - Luminy -
13288 MARSEILLE Cedex 9 - FRANCE -
Le bassin des lacs Natron (Tanzanie) et Magadi (Kenya) est situé à l’extrémité sud
de la branche orientale de la Gregory Rift Valley. Par suite d’un bilan hydrologique
nettement negatif, les deux lacs sont temporaires et contiennent des saumures alcalines
très concentrees ainsi que des dépôts d’évaporites (Vincens A* et a1 sous presse). La
depression a Bte occupea à plusieurs reprises au cours du Pleistocene par des lacs Btendus.
Durant ces hauts niveaux lacustres, des stromatolites se sont construits dans la zone littorale.
Ils delimitent les lignes de rivage d’un pal6olac de 1 959 km’ (vs. 1 203 km’ actuels)
représentant un velum? de & km’ (vs. 0.3 km’ actuels). Le niveau du paléolac du Pleistocène
terminal a atteint la côte 656 m, soit une elévation de + 48 n\4au-dessus du niveau actuel
du lac Natron et de +56 m par rapport au lac Magadi. Les âges C de la ceinture stromato-
litique correspondante se répartissent. après normalisation isotopique. entre 12 950 B.P.
et 10 150 B.P. (Hillaire-Marcel et-al.. sous presse.a).
L’analyse petrographique des stromatolites livre des donnees sur les paramètres
physico-chimiques des paleolacs; certains sont directement reliés au climat (Casanova,
sous presse.a). La lamine, unité de base qui détermine la microstructure des stromatolites.
est étroitement liée à la composition de la population microbienne et aux limites du cadre
écologique dans lequel elle évolue. Dans les stromatolites du bassin Natron-Magadi. la
faible diversité sphcifique et l’importance des facteurs climatiques dans l’environnement
permet de relier le cycle Ecologique d; tapis algo-bacterien à un cycle saisonnier
(Casanova. 1986). L’organisation laminaire la plus frequente dans les échantillons examinés
résulte de la superposition d’un doublet constitué par une lamine claire sparitique et une
lamine sombre micritique. La lamine claire correspond au developpement du tapis algaire
et représente une phase de croissance favorable des Cyanophycees (saison des pluies).
attestea par la presence de très nombreux filaments. La lamine sombre, composea de un ou
plusieurs films organiques, correspond à une croissance m6diocre du tapis algaire: elle
peut être interprét&s comme une phase de developpement bacterien en période de croissance
defavorable des Cyanophycees (saison seche).
L’analyse des cycles Ecologiques du tapis algaire permet donc un contrôle climatique
de “haute resolution”. Il est possible d’estimer quantitativement la valeur du contraste
saisonnier en effectuant le rapport numerique des épaisseurs moyennes de la lamine claire
et de la lamine sombre de chaque cycle. Cette analyse ne peut concerner que les laminations
generées par de~a$#scla&aeires gazonnants, excluant toute forme coloniale. Le rapport
saisonnier- CRS= Lamine sombra 1 ainsi calcul6 mesure l’importance relative de la saison des
pluies par rapport à la saison seche et traduit le contraste saisonnier: il tend vers zero
pour des climats de type aride et vers l’infini pour des climats de type humide.
57

Au sein d’un même échantillon (Fig. 1). les parties dans lesquelles le doublet est
nettement domine par la lamine claire contiennent des pourcentages importants d’éléments
détritiques et de matière organique. Les lamines claires sont donc formées pendant des
périodes de fort ruissellement favorisant a la fois le developpement des algues et le
transport de particules en suspension. A l’inverse. les zones dans lesquelles le doublet
est dominé par la lamine sombre montrent des pourcentages de détritiques et de matière organique
plus faibles. Les lamines sombres correspondent donc à un arrêt de la productivité
;;-$ 19;n;t
contexte
9%
0. effectués
d’eaux
sur
peu renouvelées. Par ailleurs,
les carbonates stromatolitiques
le
(Fig.
parallélisme
1). reflète
des
ggalement
la croissance saisonnière du tapis biologique (Hillaire-Marcel et al.. SOUS
presse.b). Les basses teneurs en isotopes lourds marquent les épisodes de fortes precipitations,
au cours desquels la turbidité accrue, l’augmentation de profondeur du lac et les
températures relativement basses concourrent a r6duirT3 l’activité photosynthétique algaire
et. partant, atténuent l’enrichissement relatif en C du carbone dissous ambiant; une
calcite plus légère se précipitant alors. Les effets inverses s’observent lors des Bpisodes
évaporatoires
de fagon
ration).
intenses,
concomittante
où l’augmentation
a un enrichissement
du te s de résidence des eaux
Y3
en C (activité biologique)
de surf e conduit
et en “0 (évapo-
11.0. Ca 4 w3tritiqur
P 650 + 2-m B.P.
+3
6K8 ‘C %‘
+5 +2 +3 +5
13 18
Fig. 1 - Analyse de la composition séclimentologique des teneurs en C et 0 et de la
saisonnalite d’un stromatolite lacustre du bassin Natron-Magadi.
La figure 2 permet de comparer le rapport saisonnier enregistré par trois stromatolites
d’un même site mais distants les uns des autres de quelques centaines de mètres. La corré-
lation entre les trois courbes est tres bonne. Neanmoins, de faibles variations appa-
raissent, reflétant la marge d’erreur liée à la lecture de l’information d’une part, la
position bathymétrique de l’échantillon d’autre part. Une amélioration de la représen-
tativité de la courbe RS, établie pour un site donne. passe donc par une analyse statistique
effectuée sur plusieurs échantillons appartenant à la même zone écologique.
La figure 3 permet de comparer le rapport saisonnier enregistré au lac Natron et au
lac Magadi dans des sites contemporains. Si les deux courbes montrent la même tendance
générale, c’est-à-dire la même succession de zones, l’amplitude des variations du FS est
58
RS

toujours plus importante au lac Magadi. Il est plus vraisemblable d’attribuer une telle
différence B la spécificit6 morphologique des deux bassins que d’envisager une modification
significative du contraste saisonnier à 60 km d'intervalle. En effet, le lac Magadi. plus
étroit et moins profond que le lac Natron, enregistre de fagon plus marqu6e l’évolution
du milieu-conshutive à la saisonnalité. Il apparaît donc que l'enregistrement du RS peut
être carrelé d’un bassin à l’autre mais que celui-ci sera plus accentue dans le cas des
r6se Irvoirs de petites dimensions.
a - \ . ‘--. ZOE
0 1 5 11 0 1 5 10 0 1 5
.
l
11
ZONE
0
C
Zxl
ZCtE
B
Fi3 x6.6
Fig. 2 - Comparaison du contraste
site (troisième gW&-ation
saisonnier enregistrb par
du bassin Natron-Magadi).
trois stromatolites d’un même
2mm 1
10300 + 200 B.P.
KS.
LAC NATROti
2
10360 + 160 B.P.
-
-
-
-
-
-’
J’
==-
-\
-1
/
_---
----
.
. . .
., --
,‘- b
-
l-a-r-l-
0 1 5 10 15
-
ZONE
A
?s -2.3
Fig. 3 - Comparaison du contraste saisonnier enregistré au lac Natron et au lac Magadi
dans des sites contemporains.
59
0.5
7.2
2
5.7
.0.6

La mise en eau du bassin Natron-Magadi, lors des p&riodes humides du Quaternaire,
correspond très probablement aux phases de recharge importante de la nappa profonde du rift.
Pour autant que celle-ci ait gardé le message isotopique du dernier Qpisode humide (12 OOO-
10 000 B.P.). elle reflète, d’un point de vue hydroclimatique, un abaissement des zones
climatiques altitudinales de l’ordre de 600 à 1 000 m (Hillaire-Marcel. sous presse). En
terme de pluviosité. ceci correspondrait à des paléoprécipitations de l’ordre de 750 mm/an
au niveau des lacs, soit une augmentation de ca. 75 % par rapport à la situation actuelle
(427 mm/anl . Or, dans l’hypothèse d’un RS identique à l’actuel (RS moyen = 0.591, il
faudrait, pour atteindre un équilibre hydrologique. augmenter les précipitations sur
l’ensemble du bassin de 229 % (soit ca. 1 400 mm/an à Magadi). En consequence. le facteur
climatique, caractéristique des Bpiscdes de haut niveau lacustre (balance hydrologique posi-
tive), paraît être l’augmentation du RS moyen (i.e. un etalement de la saison des pluies).
Il est vraisemblable que l’augmentation de la durée des précipitations s’accompagne d’une
augmentation quantitative de ces dernières mais la réduction de l’evaporation potentielle,
li&e à la couverture nuageuse, permet d’atteindre et de depasser l’équilibre hydrologique.
sans faire appel à des-pluies par trop importantes.
Les donnees actuellement disponibles sur les stromatolites. construits pendant
l’optimum humide du Pleistocene terminal (Casanova, 19861, témoignent d’une nette augmen-
tation du RS moyen, ce dernier pouvant atteindre ponctuellement des valeurs maximales de
l’ordre de 16. Bien que la repartition des precipitations soit sujette à de fortes fluctu-
ations au cours d’un même optimum lacustre, chaque phase de concretionnement algaire suit
la tendance generale suivante: l’épisode débute par un régime saisonnier dominé par une
longue saison des pluies et se termine par l’augmentation progressive de la dur&e de la
saison sèche, jusqu’a ce que le déséquilibre de la balance hydrologique provoque la baisse
du niveau lacustre.
Cette methcde. basée sur l’interprétation saisonniere du rythme de croissance de la
lamination s’cromatolitique devrait permettre d’etablir. pour chaque p&iode de haut niveau ,
lacustre, une courbe continue de la répartition des pal&oprecipitations. dans le double
but d’affiner la connaissance des mécanismes climatiques regissant les optimums humides
et de pouvoir comparer ces optimums entre eux.
REFERENCES
CASANOVA J. (1986) - Les stromatolites du Rift Est-Africain: paleoécologie. paléohydrologie
isotopique et paleoclimatologie. These Doct. SC.. Université Aix-Marseille II.
CASANOVA J. (sous presse.sI - East-African Rift Stromatolites. in “Sedimentation in the
African Rift System” (Eds. L.E. Frostick. R. Renaut, 1. Reid. J.L Tiercelin). Geol. Soc.
London publ.
CASANOVA J. (sous presse.bl - Les stromatolites et hauts niveaux lacustres pléistocènes
du bassin Natron-Magadi (Tanzanie-Kenya). Sci. Géol.
HILLAIRE-MARCEL C. (sous presse) - Hydrologie isotopique des lacs Magadi (Kenya) et Natron
(Tanzanie). Sci. Geol.
HILLAIRE-MARCEL C., CARFXI 0. et CASANOVA J. (sous presse) -
14
C and Th/U dating of
pleistocene and holocene stromatolites from East African Paleolakes. Quaternary Research.
HILLAIRE-MARCEL C. et CASANOVA J. (sous presse) - Isotopic hydrology and paleohydrology
of the Magadi (Kenya) - Natron (Tanzania) basin during the Late Quaternary. Palaeogeography.
Palaeoclimatol., Palaeoecol.
VINCENS A. et CASANOVA J. (sous presse) - Modem background of Natron-Magadi basin
(Tanzania-Kenya): physiography. climate. hydrology and vegetation. Sci. Geol.
60

INQUA/ DAKAR SYIY!POSIUM "Changements globaux en Afrique"
RADIOCHRONOLOGIES FONDEES SUR LE DESEQUILIBRE
(PAR DEFAUT/PAR EXCES) DU 230 Th APPLIQUEES A L'ETUDE DE
LACS AFRICAINS: WADI SHATI (LIBYE) ET NATRON, MAGADI
(KENYA-TANZANIE)
Christiane CAUSSE et Claude HILLAIRE-MARCEL
GEOTOP - UQAM, C.P. 8888, SU~C. A, H3C4P8, Montréal,
Québec -CANADA-
& Laboratoire de Géologie du Quaternaire - CNRS -
Case 907-Luminy - 13288 Marseille Cedex 9 -FRANCE-
La biogenése des carbonates -qu'elle soit directe, cas des tests
de Lamellibranches, ou induite, exemple du concrétionnement stromatolitique-
et leur diagenese précoce s'accompagnent de fixation d'uranium,
toujours présent dans les eaux naturelles. Le thorium, au contraire, quasiinsoluble,
ne peut être initialement inclus dans le matériau carbonate
que si celui-ci est indissociable de phyllites argileuses, par exemple,
ce qui est le cas des stromatolites.
Les deux types de carbonates mentionnes fournissent deux types
~:"~~:eg~PSibreo~~lqgbques différentes, fondées toutes deux sur la mesure
Th, par défaut dans un cas, par exces dans l'autre.
Deux exemples nous permettrons d'illustrer les deux approches méthodologiques.
Le premier est celui de tests de Cerastoderma glaucum (le
"Cardium" méditerranéen) échantillonnés le long du paléorivage d'un lac
qui occupait la dépression du Wadi Shati, dans le Sud libyen, au cours
d'une phase humide a la charnière Pléistocène moyen-Pléistocène supérieur.
La seconde approche sera illustrée a partir d'un dossier analytique
constitue sur trois générations de stromatolites d'un paléolac du rift
tanzano-kenyan (Myfdi-Natron), la plus récente, entrant dans le domaine
de la chronologie C (12 000-10 000 B.P.).
En principe, les tests de lamellibranches ne contiennent pas de
matériau détritique. Par suite, le thorium mesure dans les coquilles
provient exclusivement de la désintégration de l'uranium in situ. Eu
autant que celui-ci a été fixe rapidement des la fossilisation et a
constitue le point de départ d'un systéme géochimiquement clos, le
rapport Th/U livre une chronologie directe (de 0 a-200 000 ans). Dans
le cas
quelques
du Wadi
particules
Shati, toutefois,
détritiques:
les tests des cardiums
une très fait&% quantité de Y#f;flg
accompagne. Par suite, une certaine fraction du 231h mesure est étrangère
a l'uranium in situ et a éte introduite avec le Th; l'âge calcule sans
tenir compte de cette fraction est supérieur a l'âge réel de l'échantillon.
La comparaison des histogrammes de frequence des âges de 21 échantillons
calcules avec et sans la prise en compte d'une présence initiale
de thorium montre la faible incidence de celle-ci sur les conclusions
chronologiques: le lac du Wadi Shati a connu deux optimums durant le stade
isotopique 5, vers 86 000 ans (- SC) et 130 000 ans (5e; cf. Fig. 1).
Les stromatqjb 'tes des lacs Natron et Magadi présentent au contraire
une activité du Th largement supérieure a celle de l'uranium et l'isotope
232 du thorium y est toujours présent et abondant. 11 n'est possible
de calculer l'âge de ces formations que si l'on prend en compte la
correction due a la présence d'une fraction de thorium étrangère a
l'uranium in situ. Pour ce faire, la valeur initiale du rapport
61

230 232Th/ Th a été préalablement calculee par corrélation des données U/Th
et des âges obtenus par la méthode au radiocarbone sur la génération
récente des stromatolites (10 échantillons). Considérant que cette valeur
était probablement la miSme lors des phases antérieures de concrétionnement,
nous l'avons utilisée pour calculer leurs âges (15 échantillons).
Les deux genérations anciennes ont ainsi été datees respectivement
à = 130 000 ans et > 200 000 ans.
Dans les deux types d'etudes présentées ici, nous avons utilise une
approche quasi statistique du probleme chronologique. En effet, la radiochronologie
U/Th appliquee aux carbonates biogéniques, ni plus ni moins
que ladite méthode appliquee aux Coraux, ne constitue la panacée. Aucun
indice de clôture alun milieu n'en est un critère absolu. Mais la probabilité
pour qu'une ouverture quelconque du système géochimique U-Th
conserve les concentrations respectives des divers isotopes concernes
dans des rapports invariants pour divers échantillons d'une même unit&
est très faible sinon nulle, étant donne la différence des degrés de solubilite
de ces deux éléments. En définitive, la cohérence des âges obtenus
pour un événement donne est probablement le meilleur critere de leur validite.
Dans ces conditions, la radiochronologie U/Th s'avére un outil
irremplaçable pour un intervalle de temps compris entre 30 000 ans
et 200 000 ans. Les exemples ci-dessus montrent qu'elle est applicable
aux milieux continentaux.
62

(ThlTh). - 1 -
~10s ans
Fig.1 - Histogramme de fréquence des rapports d’activité 210Th/Zo”U des Cardiums
fossiles du Wadi Shati, exprimLs en termes d’âge. La compilation (21 échantillons) a été
effectu6e à partir de la distribution gaussienne des valeurs dans un intervalle de con-
fiance correspondant a 30. Les corrections li&ss à une faible quantité de thorium non
auchigène sont minimes (cf. l’écart entre les deux courbes en pointillé et en trait plein)
Fig.2 - Histogramme de fr8quence des rapports d’activité z’“Th/232Th des trois
g&r&ations de stromatolites du Bassin Hagadi Natron. 25 r&ultata ont 6té compilés h
partir de la distribution gaussienne des mesures i30Th/2’2Th, avec un intervalle de
confiance correspondant B 30. Latroisi&oegénération, datée entre 12000 et 10000 ans BP
par le radiocarbone, livre un rapport initial "0.88 et, par suite, permet de calculer
l’âge des générations stromatolitiques antkieures ( 3130 000 ans; >200 000 ans )
63

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
HISTORY OF CLIMATE AND VEGETATION OF EASTERN NIGERIA
(ANAMBRA STATE) DEDUCED FROM POLLEN ANALYSIS OF
SHORT CORES FROM FOUR LARES (OPI, OHE, NGURU-NSUKKA,
AND NAWFIA).
CHIORI O.C.AGWU, Palynology Research Laboratory,
Department of Botany, University of Nigeria,
NSTJKRA, NIGERIA.
Preliminary pollen-analytical studies have been carried
out on water and sediment samples from Opi, Ohe, Nguru and Nawfia lakes.
Al1 the lakes are located between 6'21' - 6"40'N and 7'0' - 7'20'E ;
Nguru and Ohe are situated on hilly terrains at heights of 549 m and
488 m respectively, while Opi and Nawfia are located at 244 m and 227 m
respectively above sea level.
The water samples reflected pollen flora characteristic
of the present vegetation of the geographical locations. A comparison
between the flora of the present vegetation (Lowland Rainforest and
Secondary grassland - WHITE,1984), the pollen flora of the water and
tore samples reveal that discernible but not drastic vegetation and
climatic changes (perhaps anthropogenic induced) have occured since the
time of the deposition of the oldest section of the longest (Opi) tore.
The guide fossils (pollen) in this study are those of
Graminae, Elaeis guineensis and Alchornea cordifolia which are represen-
ted abundantly and regularly in both water and sediment samples of a11
the lakes. Thé occurence of-pollen of Zea mays(?), Cajanus cajan, Vigna
unguiculata, Solanum spp , Dioscorea spp . Manihot as well as the pollen
of weeds e. g, Aspilia africana, Borreria spp. Peritrophe sp. among others
indicate past and present agricultural and anthropogenic activities.
Generally the results point to an earlier dense Lowland
Rainforest preceded by a period of greater secondary grassland (Lake Opi).
The palm - E.Guineensis shows evidence of gradua1 increase in occurence
and importance in an apparent inverse proportion to the grasses. The flora
of the recent past and the present vegetation is characterized by the
following: Terminalia spp., Crossopteryx febrifuga, Nauclea latifolia
(Savanna species); Gramineae (cf Andropogon spp.); Paullinia pinnata,
Elaeis guineensis, Harugana madagascariensis, Trema spp.
Alchornea cordifolia and Daniellia oliveri (fozspecies
65

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
Extrait d'un manuscrit soumis à Oceanologica Acta
REMARQUES SUR LA MIGRATION DE LA ZONE INTERTROPICALE
DE CONVERGENCE EN ATLANTIQUE, LES TEMPERATURES DE
SURFACE DU GOLFE DE GUINEE, ET LA PLUVIOMETRIE
EN AFRIQUE DE L’OUEST SAHELIENNE ‘ET AU NORD EST DU BRESIL
Pl7h
J. CITEAU, J.P. CAMMAS, Y. GOURIOU et 6. GUILLOT*
ORSTOM/CRODT B.P. 2241 DAKAR (SENEGAL)
ORSTOM/CMS B.P. 147 LANNION (FRANCE)
ABSTRACT
The seasonnal displacement of the Atlantic Intertropical Convergence
Zone (ITCZ) has been followed by its maximum of cloudiness over fourteen
years (1971-1984) with meteorological satellites imagery.
Its migration has been compared to other climatic parameters as wind
and SST field (PICAUT et al.-1985+.and ECMWF data)., the Senegal river flow
admitted to be a good Sndicator of sahelian drought, and rainfall data and
index over North East of Brazil.
If the seasonnal northward displacement of the ITCZ is well correla-
ted with the intensification of the wind stress, the relation between ITCZ
position, SST in the Gulf of Guinea and the intensity of the rainy season
over sahelian countries is not always evident as related by precedent works.
Moreover ITCZ and SST departures are not sufficient to support the
continuous and alarming decrease of Senegal river flow of past years, and
another explanations have been searched in some atmospheric circulation
components (TEJ and AEJ).
Otherwise, an easier connection appearing between NB Brazil rainfall
index and ITCZ motions, suggest to normalize its determination by satellite
imagery .
INTRODUCTION
Les quinze dernières années de sécheresse continue sur l'Afrique sahé-
lienne ont conduit différents auteurs à en proposer des interprétations et
des mécanismes possibles fondés sur différentes séries temporelles de para-
mètres climatiques.
Tous ces travaux font référence à la position de la zone intertropica-
le de convergence (ZITC) ; le poids qu'on lui attribue est controversé et
les paramètres qui la définissent diffèrent souvent.
L'imagerie satellitaire aujourd'hui disponible représente une série
d'observations assez longue pour en amorcer l'analyse sous l'angle de la va-
riabilité des paramètres climatiques.
67
.

La zone intertropicale de convergence étant de loin le phénomène le
plus aisément reconnaissable, nous avons entrepris de reconstituer sa loca-
lisation au dessus de l'océan Atlantique (28"~) afin :
1) de préciser la signification de ce signal par rapport au champ de vent
en surface,
2) d'évaluer dans quelle mesure, année par année la migration de la ZITC
s'adapte aux théories proposées,
3) de tenter des corrélations causales entre la position de la ZITC et d'au-
tres variables climatiques.
DONNEES ET METHODES
Nous avons choisi la définition que FRANK (1983) donne de la zone de
convergence : "The prevailing east-west line of maximum convection".
Nous avons réalisé cette détermination au "milieu" de l'océan Atlan-
tique (28-w) afin de minorer l'effet des masses continentales africaines et
sud-américaines au-dessus desquelles la migration diurne de la ZITC est plus
importante qu'au dessus de l'océan.
Les documents utilisés furent les archives (photographiques) des
orbites NOAA (en infra-rouge et visible) présentées en projection de Mercator
(1971-1977) et les données numériques et archives photographiques de METEOSAT
pour les.années plus récentes (1978-79 et 1981-85).
A partir des donnees numeriques, c'est la synthèse hebdomadaire par
maximum de température que nous avons utilisée afin de localiser la région
(quand elle existe) qui est restée en permanence convective.
RESULTATS
Les autres sources de données utilisées furent :
- les fichiers mensuels de température et de vent de surface élaborés
par PIciqUT et a1 (1985), sur la période 1964-1979,
- les données des navires marchands (Météorologie Nationale/EERM) pour
la période 1980-1985,
- les données de vent issues du modèle d'analyse du Centre Européen
(CEPMMT) de Reading de 1 000 mb à 100 mb,
- 'le débit du fleuve Sénégal (Service Hydrologique de l'ORSTOM-Dakar)
que nous avons admis étre représentatif de la sécheresse en Afri-
que sahélienne.
- sur l'autre versant de l'Atlantique (N-E du Brésil), différents re-
levés plu~iom&riques ont été choisis ainsi qu'ont été prises en
compte les données établies par le "Vecteur Régional" (HIEZ, 1985).
La figure 1 donne la position de la ZITC en fonction du temps le long
de 28W de 1971 à 1985.
a) Relation entre 1'ITCZ et le vent local au niveau de la mer :
En analysant la date de remontée de la ZITC par rapport à la date
d'intensification du vent en surface on peut noter que s'il existe entre
les deux variables une bonne corrélation (r = 0,84), un décalage d'environ
un mois apparait entre les deux dates, le mouvement vers le nord de la zone
68

de convergence précédant presque toujours la date d'intensification* des ali-
zés de sud-est.
Une autre observation a trait à l'intervalle de temps jusqu'à 3 mois
pouvant exister entre des années à remontée précoce de la zone de convergence
(OU corrélativement intensification des vents (années 1976, 82, 83) et des
années à remontee tardive (années 1971, 74, 77...).
La position la plus septentrionale atteinte par la ZITC est la caracté-
ristique la plus fréquemment évoquée pour interpréter des anomalies du climat.
SOUS cet angle, (et en éliminant la période des cyclones), la position
la plus au nord de la zone de convergence a été observée entre 8 et IO"N en
1971, de 1974 à 1976, en 1978, 1982, 1983 et 1985.
Pour les autres années, la Po@tion la plus au nord atteinte durant la
période juillet à septembre, est restée voisine ou inférieure à 80~.
b) Relation entre la ZITC et la température de surface dans le golfe de
Guinée.
Deux raisons justifient un intérêt particulier pour les températures de
surface du golfe de Guinée.
La première veut que le flux de mousson (de .SW) qui prend son origine
dans les alizés de l'Atlantique sud soit au cours de son survol maritime, af-
fecte par les températures de surface de l'océan (DHONNEUR, 1985) ; LAMBERGEON,
1981).
La seconde fait référence à la théorie du "remote forcing" selon laquel-
le l'intensification du vent dans l'Ouest Atlantique est en partie responsable
de l'upwelling dans le golfe de Guinée, (avec propagation d'ondes) (MOORE et
al., 1978 et SERVAIN et al., 1982) ; son corollaire opposé est la relaxation
du vent et le réchauffement des températures de surface dans le golfe de Gui-
née.
Si nous comparons la skie des positions de la ZITC de 1971 à 1985, à la
série des anomalies de température de surface, (fig. 2) il apparait (qualitati-
vement) que les années à remontée plus au nord de la ZITC présentent également
en juillet-août des anomalies négatives de température, (sauf pour les années.
1982, 83 et 85). Entrent dans cette première classe les années 1971, 74, 75,
76 et 78.
Les années 1974 et 1985 (années de bon hivernage) présentent des simili-
tudes de parcours en matière de migration de la ZITC, avec une position voisi-
ne de l'équateur jusqu'en mai, suivie d'une remontée rapide ensuite de juin à
août .
Mais, en désacord avec le schéma précédent, il n'.y a pas d'anomalies né-
gatives de température en juillet-août 1985.
De même les années 1982 et 1983 se signalent davantage par une précocité
de la remontée de la ZITC, mais les températures du golfe de Guinée restent
voisines de la norme.
Dans l'autre groupe d'années, où la remontée de la ZITC se fait plus
lentement et atteint des positions moins au nord en juillet-août, on observe
effectivement un upwelling faible ou des anomalies de températures positives
pour les années 19'73, 77, 79, 81 et 84 exception faite de l'année 1972 pour la-
quelle l'anomalie de température reste voisine de la norme.
La caractéristique de l'année 1972 est une très faible amplitude de va-
riation de la ZITC. Traitées, en termes statistiques, ces observations font
apparaitre une corrélation (faible) entre l'anomalie de position de la ZITC a
28% et l'anomalie de température de surface dans le golfe de Guinée.
La valeur maximale du coefficient de corrélation (r = -0,4) est attein-
te avec un délai de temps d'un mois entre le déplacement de la ZITC et le
* Seule a été étudiée la composante zonale du vent.
69

efroidissement superficiel (la remontée de la ZITC précède le refoidissement
de la SST).
c) Relation entre la ZITC et la pluviométrie
Le travail de PALUTIKOFF (1984) autorise dans une première approche, à
considérer le débit du fleuve Sénégal comme un indicateur représentatif de
la pluviométrie de l'ouest sahélien.
Les données (Service hydrologique de l'ORSTOM-Dakar) ont été étudiées
sous forme d'anomalies normalisées du débit (module).
La décroissance générale du débit est telle qu'il est illusoire de vouloir
la corréler à des anomalies de température de surface ou de position de
la ZITC, dont les évolutions d'une années sur l'autre ne présentent pas de
tendances.
Néanmois et de façon purement qualitative il est possible de tenter une
interprétation des variations interannuelles du débit du fleuve Sénégal.
Si l'on admet qu'une position plus septentrionale de la ZITC conjuguée
à un upwelling équatorial fort sont favorables à une bonne pluviométrie, (HAS-
TENRATH , 1984) notre série de données soutient globalement ce schéma jusqu'en
1979.
Oapendant: -l'année 1972 a eu un upwelling normal, une ZITC basse. Cette
année marqua longtemps un record de sécheresse.
- l'année 1976, pour laquelle la remontée de la ZITC fut précoce et l'upwel-
ling équatorial intense, ne se traduit pas par une pluviométrie très favorable.
- la série 1980-1985 ne fournit pas davantage d'explications simples : les an-
nées 1980 et 1981 sont voisines sur le plan débit du fleuve et positions de
la ZITC mais diffèrent en SST';
-en 1982 et 1983 en dépit d'une remontée précoce et importante de la ZITC, les
upwellings restent normaux et le débit du fleuve Sénégal décroit continûment.
-En 1985 enfin, la ZITC reste assez longtemps au voisinage de l'équateur
puis effectue une remontée rapide de juin à août. Cette situation qui rappel-
le celle observée en 1974, coïncide aussi à un retour d'hivernage pluvieux,
mais sans que pour autant les températures de surface suivent l'évolution
attendue par les schémas précités.
Obéissant sans doute à une mécanique plus simple, la relation entre posi-
tion de la ZITC et pluviométrie au NE brésilien est meilleure et semble plus
directe.
Les données utilisées furent celles de FORTALEZA (3O45'5, 38'32'W), SAN-
TA QUITTERIA (4'20'~, 40'1O'W) ainsi que celles du "Vecteur Régional" de G.
HIEZ (1985) calculées pour 1'Etat du Ceara (NB du Bresil).
Les résultats obtenus à partir des cumuls de pluies sur la période de
mars à mai et tous les paramètres étant traités en termes d'anomalies, font ap-
paraitre une corrélation de -0,69 à FORTALEZA, de -0,78 à SANTA GUITTERIA, et
de -0,69 avec le vecteur régional (une position basse de la ZITC correspond a
une bonne pluviométrie et inversement),
En guise de conclusion préliminaire, la position de la zone de conver-
gence et la température de surface du golfe de Guinée (qui doit affecter le
flux de mousson), ne peuvent seules rendre compte que d'une partie des varia-
tions interannuelles, la période 1980-1985 s'insérant mal dans les schémas clas-
siques.
Les nombreuses et parfois criticables corrélations qui ont été tentées
entre des quantités de pluie dans la zone tropicale et différents paramètres
(SST, ZITC), partent d'un schéma simplificateur qui a probablement été suggéré
par la régularité des moussons qui existent en Extréme Orient, Océan Indien et
70

partiellement en Afrique de l'ouest. Les pluies qui intéressent le Sahel étant
en majeure parties issues de lignes de grains, il est nécessaire de prendre
aussi en compte dans ces corrélations les paramètres plus spécifiques de la
circulation atmosphérique.
C'est en ce sens que reprenant les idées de DHONNEUR (1985), FINAUD
(1977), LARRERGEON (1981) parmi d'autres météorologistes tropicaux, nous a-
vons pour la série des années 1980-1984 analysé certaines composantes dont nous
résumons le propos :
"Parmi les éléments du champ de vent figurent deux flux d'est :
Tropical et African Easterly Jet. De différentes études DHONNEUR (1985), TOURRE
(1979) et FINAUD (1977) il apparait qu'une sécheresse puisse être associée :
@FJ),
- à un passage tardif sur la zone sahélienne de 1'African Easterly Jet
- à une anomalie positive de vitesse de l'AEJ,
- à un un Tropical Easterly Jet (TEJ) faible, la situation étant opposée
en année humide".
Nous avons reconstitué à partir de données du Centre Européen les coupes
verticales de vitesse à NIAMEY pour la période 1980-1984.
La comparaison de ces coupes (fig. 3) à celles d'années types caractéris-
tiques d'épisodes pluvieux (1969) ou secs (1972) met effectivement en évidence
des migrations tardives (dans le sens Sud-Nord) de 1'AEJ pour les années 1980
(170ème jour), 1982 (195ème jour) et 1983 (18Oème jour), alors que la norme é-
tablie sur la période 1953-1963 la situe au 15Oème jour (JARICOT, 1985).
L'analyse des années 1981 et 1984 est plus délicate : l'année 1981 pose
problème quant à la détermination de la date de passage d'un AEJ au demeurant
faible.
En 1984 enfin malgrè une date de passage précoce (135ème jour) c'est da-
vantage le critère de force relative de 1'AEJ qui doive.être invoqué pour inter-
préter selon les critères proposés la pluviométrie déficitaire au Sahel.
L'analyse du troisième critère (intensité du TEJ) n'a pu être réalisée
faute de données au-dessus de 100 mb dans notre fichier.
Enfin il serait sans doute intéressant de complèter le critère d'intensi-
té de 1'AEJ par une étude de sa localisation verticale (les lignes de grains
sont engendrées par l'irruption de flux d'Est, dans le flux de mousson (LEROUX,
1983).
CONCLUSION
Une analyse même sommaire de la circulation atmosphérique est indispensa-
ble pour complèter les schémas classiques d'interprétation de la pluviométrie
dans l'ouest sahélien.
Les différents paramètres que nous avons analysé expliquent une part $US
ou moins grande de la variabilité des pluies, selon la région étudiée.
La zone intertropicale de convergence contenant en fait une part d'infor-
mation, il est relativement facile de suivre à l'aide de données satellitaires
à la fois sa position et sa "densité" en amas convectifs (cf. l'année 1972 dé-
jà citée)‘
A l'heure de nouveaux programmes tels TOGA, où le suivi, de la ZITC a été
recommandé, il serait également souhaitable en vue d'amorcer la réalisation
de séries temporelles de s'accorder sur sa X-finition et une méthodologie.
71

REMERCIEMENTS
Nous remercions le Comité d'ATP/CNES/CNRS (Télédetection Spatiale) qui
a permis (pour partie) l'acquisition de données utilisées ici.
Notre reconnaissance va également au Centre Européen (CEPMMT) de Reading
pour l'efficacité et la rapidité de leurs services.
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N
lO- 71
8-
6-
4-
2-
U
10 1
J’F’M’A’M’J ‘J ‘AIS’O’N’D’
74
80
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J’F’M’A’MIJ’JIAlS’O’N’D’
Figure 1 -
Figure 1 -
i
i
1
I JIFIMIAIMIJ’J’A’S’O’N’D’
81
84
Il 1 II’ 1 I”I
Positions de 1.a ZITC le long de 28’W
ITCZ posi,tions along 2B3W.
73
J”f’M’A’M’J IJIA’S’O’N’D’
h
F~A~M’J’J’A’S’O’N’D’

2 -7
1 --
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J M A M J J A S .O N D
l-.
Figure 2 - Anomalies de température de surface dans le domaine Zbi-2~3, 8W--12W
Figure 2.- Sea Surface Temperature anomalies in the 2N-2S, 8W-12Y area.
74
2,

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
SLOPE DEPOSITS IN PARAIBA VALLEY(SA0 PAULO,BRAZIL)
Lylian Coltrinari
Department of Geography-USP-C.P.8105-OlOOO-Sao Paulo
(Brazil)
Together with alluvial and lacustrine sediments slope
deposits of humid tropical regions contribute to the. better
knowledge of Quaternary evolution of landscapes.Many authors
wrote about them remarking on this fact (BIGARELLA, MOUSINHO &
SILVA, 1965; FOLSTER, 1969 in THOMAS,1979; MEIS & MONTEIR0,1979;
ZONNEVELD, 1975;and others).
In Paraiba valley colluvial deposits 'are mainly clayey
clayey-sandy and /or sandy-clayey with small percentages of silt
in some areas. Yet gravels and pebbles appear in stone lines or
chaotically mingled with finer material.
Over Precambrian landforms slope deposits show stone
lines between colluvial beds and bedrock and also following ero-
sional disconformities between beds of finer sediments. Presence
of sparse granules is mentioned too(MOURA & MEIS,1980). In other
areas clayey-sandy beds contain some quartz pebbles and stone
lines are scarce; in the vicinity of pegmatite veins quartz frag
ments appear(NAKASHIMA, 1980/1981).
Colluvial deposits associated with sedimentary rocks
have sandy or sandy-clayey texture. Granules and pebbles for-
ming stone lines or inside beds of finer texture are found no
matter where, or how deep the deposits, along the slopes. Percef7
tages are not always high but attention must be given to the frg
quent occurrence of coarse materials in the main valley(COLTRINA
RI, 1'983), or in those of its tributaries(NAKASHIMA, 1980/1981).
It has also been noticed that frequency augments near the sands-
tone beds of the rock in place.
Though related to specific areas inside the valley,the
above mentioned data allow the formulation of hypothesis concer-
ning the significance of surficial formations as palaeoclimati-
cal indicators not only for the whole valley but also for humid
tropical regions of SE-Brazil.
Firstly, the predominating texture of colluvial depo-
sits indicates a geochemical evolution of surficial: rocks under
humid tropical climates that gave origin to weathering profiles
with predominance of clay minerals and residual quartz.
On the other side direct relations seem to exist be-
tween particle size of colluvial beds and bedrock texture, espe-
cially where pebbles and stone lines occur. It is possible to i-
magine weathered bedrock materials being transported along short
distances,repeatedly during the Quaternary to explain the disse-
mination and frequency of coarse sediments mingled with finer
grains. The author thinks that gravity, different types of flow,
77

iological actions, and pedogenetic processes cari be pointed out
as agents of transport and rework.
Thirdly, from a stratigraphie point of view stone lines
occur between bedrock and more recent deposits or separating beds
of finer sediments seemingly
tween stages of sedimentation.
indicating
In other
erosional
localities
episodes
they are
berelated
to rock in place from which gravels and pebbles has been trans
ported along the slopes. In any case stone lines may be considered
as evidences of changes in surficial processes owing to variations
of climate.
that
The extensive
include stone lines
character
suggests
of fine-textured
that climatic
colluvial
conditions
beds
were
comparatively steady during Quaternary in SE-Brazil,and instability
phases were short. According to other evidences(QLJEIROZ NETO,
1985) those
na1 or local
nected with
divergencies from stability may be. related to
palaeoenvironmental modifications not necessarily
global cîimatic changes.
regiocon
-
BIBLIOGRAPHY
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78

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LE PROBLEME DES LOESS PERISAHARIENS
Geneviève Coudé-Gaussen
U.A. 722 C.N.R.S.
"Paléoclimats et paléoenvironnements en régions arides"
Université P. et M. Curie
tour 26, 4 place Jussieu 75252 Paris Cedex 05 - France
Au Pléistocène et à l'fiolocène, l'accumulation de poussières éoliennes
désertiques a pu être importante autour des déserts, y créant des loess péri-
désertiques (1). De telles éolianites fines existent autour du plus grand
désert zonal, le Sahara, et parmi elles les loess des Matmata (S. Tunisien)
(2, 3) forment désormais un cas aussi connu que ceux du Negev, les plus
classiques des loess péridésertiques. Au S. du Sahara, des cas de loess sont
de plus en plus évoqués, mais leurs aspects sédimentologiques, chronostrati-
graphiques et leur signification paléoclimatique ont été inégalement abordés.
Les loess périsahariens ont en commun:
- une origine sédimentaire liée aux chutes de poussières sahariennes ce qui
pose de nombreuses questions: la source géographique et géologique de leur
matériel (importance des traceurs); le mode de transport pré-dépositionnel
en suspension (critères et traces sédimentologiques et micromorphologiques
de ce transport éolien et reconstitution des paléovents); les causes de la
précipitation des poussières (paléoclimats et paléoenvironnements des marges
désertiques); les mécanismes de la fixation au sol des poussières (complexe
biogéographique contemporain); une allochtonie par rapport au substrat.
- d'être fréquemment remaniés: leurs dépôts, sièges de diverses pédogenèses,
ont pu être remobilisés, en particulier au S. du Sahara, par le colluvionne-
ment et le ruissellement. La question de l'appréciation de la part des alté-
rations physico-chimiques par rapport au matériel éolien initial doit tou-
jours être considérée.
- d'être relativement récents: ils paraissent remonter pour la plupart au
Pléistocène supérieur voire à 1'Holocène. Le problème de leur âge subsiste
souvent d'où la nécessité d'adapter ou de créer des méthodes fiables de data-
tion et de prévoir leur insertion dans des cadres chronostratigraphiques ré-
gionaux et chronologiques généraux.
1 .- LOCALISATION DES PRINCIPAUX LOESS PERISAHARIENS
1.1.- Les loess septentrionaux
-I-----e--- -----------
l.l.li- Le plateau calcaire des Matmata (S. Tunisien), entre le Golfe de Ga-
bès et la plaine de la Djeffara à 1'E. et le Grand Erg Oriental à 1'W. est
couvert de loess (parfois plus de 20m d'épaisseur) qui colmatent les bassins
et hautes vallées et voilent les interfluves.(2, S)...'Certains dépôts sont in
situ, d'autres colluvionnés sur les versants ou remaniés dans les terrasses'
d'oued (4, 5).
1.1.2.- D'autres formations de type loessique ont été remarquées au N. du Sa-
hara et de ses prolongements désertiques zonaux, ne formant le plus souvent
que de minces couvertures ou des placages occasionnels (exception faite des
loess du Negev, au N. du Sina: qui ne seront pas évoqués ici): sur le pié-
mont sud-atlasique marocain; en Tripolitaine (6); dans L'E. du désert libyen
(7); dans les basses vallées de l'Arabie centrale (8) et occidentale (9).
1.2.- Les loess méridionaux
---------------------
Au S. du Sahara, des loess existent dans le domaine actuel de la savane
79

arborée, du S. du Sénégal au N. du Cameroun. Les principaux secteurs décrits
sont: la partie méridionale du bassin du Sénégal où P. Michel (10) souligne
l'analogie de limons éoliens avec du loess et note leur remaniement; les col-
lines au Sud de Zinder (Niger)(ll); les plaines du N. de la Nigéria où les
notions de drift soils et loess soils sont anciennes (12, 13, 14) et dont les
loess de Zaria dépassent souvent plusieurs mètres d'épaisseur (15); les val-
lées de la Nigéria orientale, la Gongola (16) et l'Hawa1 (17); le N. du Came-
roun, où des dgpôts'antérieurement décrits par des pédologues ont été réinter-
prétés par J. Maley (18) comme des formations loessiques.
2.- LES CARACTERES SEDIMENTOLOGIQUES
Les études les plus poussées ont concerné les Matmata où les coupes im-
portantes montrent la lithoséquence suivante: des loess inférieurs ocres, une
série intermédiaire à paléosols .et un loess supérieur clair; les autres coupes
opposent les loess ocres inférieurs et les loess clairs supérieurs séparés par
des niveaux plus ou moins encroûtés (2, 19). La lithostratigraphie des autres
loess périsahariens ne paraît pas si complexe.
2. l.- La -a- granulométrie ----------en
%
2Ym
2/20pm 0/50-63pm 50-63pm M*m
F.Djalon-Plat.Mandingue 7-33 23-25 45-67 S-30 20
Zaria (N. Nigéria)
Hawal (E. Nigéria)
Mandara E. (N. Cameroun)
22
40'55
10
12
10-16
45
47
34-53
20
25
40
31
20 (?)
liatmata (S. Tunisie)
D'après ces données, les loess méridionaux paraissent plus fins, mais
il faudrait savoir ce que la fraction fine doit alors aux altérations posté-
rieures B la--sédimentation éolienne. Dans le cas des Matmata, une telle évo-
lution a été peu sensible en ce qui concerne la granulométrie.
2.2.- Caractères minéralogiques et chimiques
------------------- - ------------ ---
Dans les Matmata, le quarts est le principal constituant (30-654). avec
des feldspaths (5-25%), des argiles minéralogiques (moins de 8%) et des carbo-
nates (5-7030); dans les coupes, le CaC03 varie en raison inverse de Si02 et
A1203. La composition minéralogique globale et chimique des loess S.-saha-
riens a été moins év.oquée: .si le quartz y domine très vraisemblablement, on
sait aussi que le loess de l!Hawal a:des feldspaths peu altérés et un taux de
CaC03 de 5%.
Les loess.des Matmata ont.la.composition min&alogique argileuse suivan-
te: smectite (20-40%). illite (5725X), kaolinite (5-25X), chlorite (5-15%) et
une abondante-palygorskite (20:70%);-ce dernier minéral argileux est un excel-
lent traceur de l'origine désertique du sédiment (20). Au S. du Sahara, les
limons éoliens du Fouta Djalon et du Plateau Mandingue contiennent essentiel-
lement de la kaolinite (liée à l'altération tropicale humide) et des traces d'
illite (qui serait héritée de l'apport désertique).
La grande homogénéité de la composition chimique (éléments majeurs et en
traces) des loess des Matmata a été interprêtée comme le résultat du brassage
éolien enregistré à échelle macro-régionale dans le désert par les' poussières
antérieurement à, leur sédimentation (2).
2.3.- L'étude des "grains" de loess
------------ -_-------------
Leur forme a été étudiée dans les Matmata et la N. Nigéria. Dans les Mat-
mata, 31% des quartz sont anguleux, 62% subanguleux et 5 à 6% arrondis (frac-
tion 50-150~)(19). Dans les loess de Zaria, entre 90 et 4Opm, on note une an-
gularité croissante des grains en fonction inverse .de leur taille, conformément
à une règle générale; la même observat,ion concerne les grains de 1'Harmattan
80

actuel, dans la même fraction (15).
Sur 65% des quartz des Matmata examinés au MEB, il y a des états de
surface hérités de la phase -éolienne. Des émoussés traduisent des remanie-
ments hydriques de faible énergie (colluvionnement et ruissellement). Enfin
des figures d'altération et corrosion chimique témoignent de la pédogenèse
modérée ayant affecté le dépôt. Ces observations au MEB ont aussi révélé la
présence de particules éolisées (feldspaths, micas, carbonates) dont des
grains de palygorskite (20). Ainsi se confirment la mise en place éolienne
et l'allochtonie des loess des Matmata.
3.- LA MISE EN PLACE DES LOESS PERISAHARIENS
3.1.- Les évidences de l'origine désertique
-----------------_---- -----_----- --
Outre les considération sédimentologiques et micromorphologiques pré-
cédentes, la provenance désertique du matériel des loess est induite de:
- la parenté granulométrique, minéralogique et micromorphologique avec les
poussières désertiques actuelles. Plusieurs travaux récents sur les poussiè-
res de l'fiarmattan ont été utilisés pour comprendre les loess de Zaria (15).
De même la minéralogie et les microfaçonnements des grains de poussières du
Tanezrouft se retrouvent souvent dans les loess des Matmata (21).
- l'étude des sources sédimentaires plus ou moins lointaines dans le désert.
Ainsi, vu leur granulométrie assez grossière et leurs minéraux lourds, les
loess des Matmata dérivent pour l'essentiel du vannage des dunes proches du
Grand Erg Oriental. Par contre, les loess méridionaux proviendraient de ré-
gions plus lointaines (Bodélé, Ténéré) où s'exerce toujours la déflation de
1'Harmattan actuel (15): ainsi la distance à la source expliquerait la fines-
se'd'ensemble de ces loess du S. Sahara. Toutefois, Mc Tainsh montre qu'à cô-
té d'une fraction fine comparable aux apports actuels de l'Harmattan, il exis-
te dans le loess de Zaria une fraction limono-sableuse issue par saltation d'
ergs tout proches de la N. Nigéria actuellement fossiles.
On retrouve donc parfois dans les loess périsahariens cette zonation
géographique et sédimentologique massif sableuxifrange loessique déjà mise en
évidence à propos des loess périglaciaires.
3.2.- LesJaLéoenvironnements favorables à la mise en place des loess
--- -----------_---------------_------------- w-e-----------
A la périphérie du Sahara, il y a eu chutes massives de poussières par
le passé quand l'atmosphère s'est humidifiée et a été lavée par la pluie. La
précipitation loessique,des Matmata a eu lieu dans un milieu un peu plus hei-
de que l'Actue1, sur une steppe dense,piégeant les poussières,.d'après le c
et 1'180 des concrétions et de la fraction fine des loess (22). Dans le N. Ca-
meroun, J. Maley a insisté sur le rôle des pluies fines dans la chute des pous-
sières et rappelle l'effet fixateur de la végétation algaire du sol (18, 23).
Dans ces conditions relativement humides, l'accumulation loessique s'est
accompagnée d'une pédogenèse syn-dépositionnelle. Ainsi, dans les Matmata, el-
le fut constante sous steppe, tout juste accentuée au niveau des paléosols. De
même, une pédogenèse syn-dépositionnelle (vertisols) a été suggérée pour les
loess très récents de la Gongola (16). Par ailleurs, l'excellente qualité des
sols de ces loess explique qu'une végétation dense les ait protégés ensuite
dans le bassin méridional du Sénégal (10) et leur valeur agronomique générale.
3.3.- L'âge des dépôts
-a -----c- -w-
Dans les Matmata, des datations 14c (concrétions carbonatées des loess
et paléosols) montrent qu'une partie des loess intermédiaires et les loess su-
périeurs se sont déposés entre 32000 et 10000BP (24); d'autre part, une ulti-
me et courte précipitation loessique a eu lieu à 1'Holocène moyen comme l'in-
diquent de basses terrasses limoneuses remaniant des loess (5, 25).
81

Au S. du Sahara, des problèmes de datation subsisJent. Dans la N. Nigé-
ria, un âge de 40000ans a été proposé par la simple extrapolation des taux ac-
tuels de sédimentation de 1'Harmattan (15)... Pour P. Michel (IO), l'âge des
limons éoliens serait ogolien, donc contemporain de l'avancée méridionale du
désert à la fin du Pléistocène supérieur. Mais J. Maley (18) opte pour un âge
plus tardif des loess du N. Cameroun (entre 15000 et 7OOOBP). Toutefois cette
hypothèse paraît peu compatible avec celle d'un important Pluvial sur la moi-
tié S. du Sahara à l'extrême fin du Pléistocène supérieur et à 1'Holocène in-
férieur (26). D'ailleurs la présence dans le loess de Zaria d'une fraction
grossière venue de l'erg proche de Gumel (15) implique nécessairement que ces
dunes étaient vives lors de la mise en place du loess ce qui valorise l'hypo-
thèse ogolienne. Reste l'éventualité de plusieurs précipitations loessiques
au S. du Sahara...
CONCLUSION
Ce tableau provisoire a montré l'intérêt exceptionnel des loess des Mat-
mata au sein des loess périsahariens, du fait de leur épaisseur, de la riches-
se de leur lithoséquence et de leur excellente conservation. Aussi ont-ils per-
mis une étude sédimentologique pousr;ée et conduit, grâce à la reconstitution
des paléoenvironnements contemporains de leur accumulation, à proposer un modè-
le sédimentaire de mise en place des loess péridésertiques (27). Il a fallu,
pour l'établir, prendre en compte la nécessaire comparaison avec le cycle ac-
tuel des poussières désertiques (f, 28).
D'autre part, en considérant la localisation et l'environnement actuel
des loess périsahariens, on est amené à opposer leur signification paléoclima-
tique au N. et au S. 'du Sahara. En effet, au N. ils ont répondu à une légère
humidification et à un recul relatif du désert; au S., ils ont répondu à une
aridification du domaine actuel de la savane arborée lors d'une avancée du dé-
sert vers le S. Ainsi s'explique que les loess septentrionaux soient aujourd'
hui aux marges arides du Sahara alors que les loess méridionaux en soient sé-
parés par la zone soudano-sahélienne.
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p. 4-10.- (27) Coudé-Gaussen G. & Rognon P. (1983) La Recherche, 147, p. 1050-
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82

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUP? "Changements glob,aux en Afrique"
OBSERVATIONS AU MEB DE POUSSIERES SARARIENNES
PRELEVEES AUX CANARIES
Geneviève Coudé-Gaussen
U.A. 722 C.N.R.S.
"Paléoclimats et paléoenvironnements en régions arides"
Université P. et M. Curie
tour 26, 4 place Jussieu 75252 Paris Cedex 05 - France
Jusqu'à.ces dernières années, le problème des poussières sahariennes a
surtout été abordé par les spécialistes des Sciences de 1'Atmosphère (physi-
ciens, chimistes, météorologues etc...) (1). Cett e question est aussi impor-'
tante pour les spécialistes des Sciences de la Terre qui étudient la contri-
bution des poussières éoliennes aux sols actuels et aux dépôts récents péri-
désertiques et y trouvent d'utiles arguments pour leurs reconstitutions paléo-
climatiques à l'échelle du Quaternaire (2, 3).
Or, d'un point de vue strictement sédimentologique, pour apprécier pré-
cisément - comme on l'a fait à propos de certains loess périsahariens - les
caractères des poussières déposées par le Passé, il faut nécessairement dé-
crire ceux des poussières sahariennes actuelles. En effet, le cycle sédimen-
taire des poussières éoliennes est un modèle actuel en grande partie applica-
ble à la compréhension des traits sédimentologiques pré-dépositionnels - hé-
rités de la phase d'éolisation - de nombreux dépôts péridésertiques (4).
1 .- LE CYCLE DES POUSSIERES SAHARIENNES: LES PROBLEMES SEDIMENTOLOGIQUES
l.l.- Les caractères sédimentologiques acg$s en début de cycle
I_-------------------- - m---s ------------ -mm
Les poussières sahariennes tirent des phases initiales de leur éolisation
(production des fines et mobilisation incipiente) la plupart de leurs traits.
l.l.l.- Ainsi leur composition minéralogique est très apparentée à celle des
zones-sources désertiques soit à l'échelle locale de noussières venant d'être
mobilisées dans un secteur donné, d'après un exemple étudié au Tanezrouft (S),
ou 3 l'échelle régionale de grands domaines lithologiques.du Sahara septentri-
onal où les spectres argileux des poussières répondent bien à la constitution
des substrats (6).
1.1.2.- La forme et les microfaçonnements des particules minérales (vus en mor-
phoscopie et surtout au MEB) résultent de cette mobilisation initiale par le
vent. La déflation a pu mobiliser immédiatement sous forme de poussière les
produits les plus fins libérés par la météorisation des substrats: les parti-
cules n'ayant pas subi d'action mécanique par les chocs éoliens ont alors fré-
quemment une allure anguleuse. Il y a aussi une libération secondaire de pous-
sières par mise en suspension des ventifacts issus des chocs enregistrés par
les grains transportés au sol (saltationlroulement/amenuisement): il s'agit a-
lors de particules très petites, souvent esquilleuses ou lamellaires, de type
distort, écaille de pellicule superficielle amorphisée des grains de quartz,
fragment de grains argileux, d'agrégats carbonatés ou de cristaux de gypse dis-
sociés par les impacts. Enfin une libération tardive de poussières survient
quand les grains eux-mêmes ont atteint après un long transport éolien au sol
un seuil de comminution au-dessous duquel ils sont mobilisables en suspension.
Ces grains sont façonnés et proviennent du vannage ultime du matériel évolué
de stocks dunaires, illustré par l'exemple des grains êolisés de palygorskite
de 1'Erg Ine Koussamène (Nord-Mali) (7, 8, 9); des processus comparables d'a-
menuisement affectent le matériel quartzeux des grands ergs qui ont été des
sources importantes pour des loess périsahariens (10).
1.1.3.- Une fois les particules en suspension, leurs caractères sédimentologi-
ques se modifient peu, à la réserve importante près qu'un tri gravitaire
83

s'opère en fonction de la distance à la source: après un long transport, les
poussières sont de plus. en plus fines,
1.2.- -- Lesqoussières ----------------- en fin de cycle _-----__~-leca~~~~~_aFUer,teventu2a
éolien*
1.2.1.- 11 convenait également d'étudier les propriétés sédimentologiques des
poussières après un transport long, au-del& même des marges désertiques, mais
avant leur dépôt pour éviter toute confusion avec des traits pédologiques ou
liés B des remaniements post-dépositionnels. En effet, la composition minéra-
logique, la forme et les microfaçonnements des particules acquis en début d'é-
olisation (cf. supra) peuvent permettre de définir des traceurs significatifs
de l'origine saharienne et de la dynamique éolienne de mobilisation et de
transport.
1.2.2.- A cet égard, i 1 a paru intéressant de recueillir des poussières éolien-
nes dans la très basse atmosphère des Iles Canaries dont l'insularfté certi-
,fiait l'allochtonie et le mode de transport éolien en suspension de toutes les
particules minérales n'étant pas issues du volcanisme canarien et de ses rema-
niements. Par ailleurs l'observation d'arrivées de poussières sahariennes est
ancienne sur cet archipel (11). L'île de Fuerteventura a été.choisie comme si-
te de prélèvement, car proche du Sahara (environ 100km) et car l'emprise urbaine
et industrielle y est limitée (ce qui réduit les risques de pollution anthro-
pique dans l'échantillonnage).
1.2.3.- Les poussières en suspension ont été recueillies Zl la pompe B Impac-
teur, du 12 au 19 avril 1984 à Puerto del Rosario. L'analyse du contexte mété-
orologique montre qu'un lithométéore avait quitté les côtes africaines, dans
le secteur du Haut-Atlas, le 6 avril et qu'il s'était déplacé vers les Cana-
riès. Les poussières éoliennes ont effectué un trajet complexe au cours d'une
longue période de turbulence atmosphérique d'où une grande latente dans leur
retombée sur l'archipel.(12).
2.- LES CARACTERES DES POUSSIERES OBSERVEES AU MEB
Divers types de prélèvements ont été examinés au MEB: d'une part, les
particules les plus grossières (de 10 B plus de lOO@ directement recueillies
sur l'entonnoir d'entrée de la pompe; d'autre part, les particules plus fines
(de 0,l a 10~) déposées sur les différents filtres de l'instrument. Ces échan-
tillons métallisés à l'or ont été analysés au microscope électronique à balaya-
ge de type Jeol JSMP couplé avec un microanalyseur X en dispersion d'énergie
EDS-ORTEC.
2.1.- Les Eoussières les plus fines
*e-B ------M--w,-- ----w-s
Les poussières des filtres ont une composition minéralogique variée qui
a pu être, à quelques exceptions près, établie grâce aux analyses chimiques
par I'EDS.
2.1.1 .- A ces tailles infimes (comprises le plus souvent entre 2 et SP), on
distingue trois types de formes:
.- les formes où apparaît l'organisation cristalline du minéral (plus ou
moins visible au MEB).
On a ainsi observé des particules carbonatées constituées de navettes
très altérées de micrite, des particules géométriques d'albite, des ba-
guettes de zéolite, de gros cristaux de NaCl et autres sels, des aiguil-
les de gypse.
- des.agrégats en chaînes floconneuses dont la nature minéralogique n'a
pas été précisée: mélanges carbonatés; mélanges siliceux et carbonatés
en proportion équivalente; mélanges alumino-silicatés, potassiques et
ferreux.
- des particules de forme quelconque: mélanges alumino-silicatés, potas-
siques et ferreux de forme varzable mais plus ou moins arrondie ;
84

particules irrégulières de carbonate, d'illitelmica et de quartz.
2.1.2.- Ces formes n'illustrent pas une micromorphologie Eolienne habituelle,
ce qui ne peut surprendre, car à ces dimensïons- les particules sont ïmmédiate-
ment mises en suspension par le vent et n'enregistrent pas d'actions mécanï-
ques. CII doit noter pourtant que les formes quelconques peuvent être celles
de ventifacts très fins prélevés à la surface de débris plus grossiers par
une éolisation mécanique; par ailleurs, les agrégats en chaînes sont très fré-
quents dans les aérosols (13).
A côté d'un stock local ou marin, il y a des particules allochtones, en
particulier les quartz.
2.2.- Les_Eoussières plus grossières
--- ---------- ---- ---------
Déposées sur l'entonnoir d'entrée de la pompe, ces particules peuvent dé-
passer lOO).nn de diamètre; se situant prïncïpalement entre 20 et 80,~. Ces dimen-
sions ont permis un examen morphoscopique et facilité, au MEB, leur identifica-
tion minérale et la mise en valeur de mïcrofaçonnements plus habituels. Dans 1'
ensemble, les particules sont émoussées, voire arrondies.
2.2.1.- Parmi ces composants de forme arrondie, il y a des grains de carbonates,
de phosphate de Calcium, d'oxyde de fer, outre des feldspaths potassiques très
altérés. On observe également des fragments végétaux, des spores et des parti-
cules de Microcodium.
2.2.2.- D'autres formes sont encore plus significatives de la dynamique éolien-
de façonnement initial et de transport. Telle est le cas pour des pastilles de
mica éolisées dont les bords phylliteux sont rebroussés et écrasés par les chocs
éoliens. La forme de ces pastilles est en soi très favorable au déplacement en
suspension, de même que pour certaines paillettes de gypse.
2.2.3.- Il y a enfin le cas des quartz et des grains éolisés de palygorskite.
- certains quartz sont esquilleux, mais la plupart ont une forme arrondie.
Observés en morphoscopie, beaucoup sont des quarts orangés, présentant
l'aspect habituel. des quartz désertiques (stained quartz). Au MEB, ils
apparaissent enrobés par une très forte pellicule siliceuse de surface
(amorphisation superficielle du grain au cours de son éolisation initia-
le).Au-dessus de cette île volcanique, ces quarts sont évidemment allo-
chtones.
- la palygorskite apparaît au MEB sous deux formes significatives de son
éolisation et de sa provenance désertique: à l'état de revêtement de
fibres plus ou moins continu à la surface de minéraux porteurs (alloch-
tones comme les quartz); sous la forme de grains totalement constitués
par l'argile fibreuse dont les états de surface (aspect grêlé lié au
déchaussement de rhomboèdres de calcite/dolomite initialement enchassés
dans la matrice fibreuse; feutrage/compactage des fibres superficielles
hérités de l'éolisation initiale du grain dans les sources désertiques)
sont totalement comparables à ceux d'autres grains éolisés de palygor-
skite d'origine désertique repérés par' ailleurs au Sahara ou à sa péri-
phérie (8, 9).
3.- DISCUSSION‘ET CONCLUSIONS
3.1.- Des traceurs micromorPhologiques et minéralogiques de l'origine déserti-
--------------------- mm-- - --------------- - ------------ -----------
que des Poussières
------- ---------
Sans exclure qu'il y ait évidemment dans les poussières recueillies une
fraction d'origine locale ou marine, il faut souligner la présence de minéraux
allochtones, en particulier les quarts, qui y prouvent l'apport africain. On
doit souligner tout l'intérêt de l'observation'de ces poussières au MBB, en
particulier en ce qui concerne les plus grossières.qui portent la marque dans
85

leur forme d'ensemble et leurs miarofaçonnementa superficiels des phases
initiales de mobilisation et de modelage sous l'effet du vent dans les
zones-sources. 11 y a une totale cotiergence entre les formes et microfaçonnements
observés‘sur ces poussisres de Fuerteventura et ceux d'autres
poussières désertiques (5).
3.2.- La ---------------- contribution
----------------
des Iles Canaries
des poussières --------------------_I__________ sahariennes aux sols et dé$ts --------- récents
mulée
Les observations
dans de nombreux
sur ces poussières
travaux pédologiques
confirment
sur les
l'hypothèse
Iles Canaries
souvent fordel'origiae
éolienne des quartz qu'on y trouve. Par ailleurs, l'examen au MEB que nous
avons également fait des quartz de sols, p aléosols et dépôts quaternaires de
l'archipel (travaux en cours) montre qu'ils sont exactement semblables dans
leur morphologie et leur enrobage siliceux aux quartz des poussières étudiées
ici. Enfin l'abondance des grains de carbonate dans ces poussières amène à
prendre en compte la participation des apports éoliens à la formation des encroûtements
calcaires dont il serait difficile de comprendre autrement l'extension
et la vitesse de développement dans certaines îles de l'archipel.
3.3.- L'évidence d'un long transport en suspension de Earticules assez. grosses
----------------- ------ -------- -------- -w-----------
Des particules dépassant parfois 100~ sont donc parvenues depuis l'hfri-
que au-dessus de Fuerteventura, transportées en suspension par le vent; en ou-
tre, l'expulsion de poussières du Sud-Marocain a eu lieu près d'une semaine a-
vant nos premiers prélèvements. Ces ,évidences amènent à nuancer les idées selon
lesquelles des particules assez grossières ne se déplaceraient pas en suspension
ou qu'elles retomberaient très vite... et à reconsidérer de même certains modè-
les physico-mathématiques concernant le déplacement des poussières et leur chute.
w------
REFERENCES:
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morphologie des Sols Paris 1985 (à paraître) - (10) Coudé-Gaussen G. (1986) Ac-
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(11) Fernandez-Navarro L. (1921) Real Soc. Espa3ola de Historia Natural, t. 50e
Anniv., p. 436-445 - (12) Coudé-Gaussen G., Rognon P. & Hoyos-Gomez M. (1986)
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La Recherche, 171, p. 1334-1343.
----------
86

INQUA/ DAKAR SYHPOSIUH “Changements globaux en Afrique"
VARIATIONS RECENTES DE L'ALBEDO DE SURFACE DANS
LES REGIONS SAHELIENNES ET CRITIQUE DU MECANISME
BIOGEOPHYSIQUE DE CHARNEY.
Marie Françoise COUREL
CERCG/CNRS
191, rue SAINT JACQUES 75006 PARIS
l.INTRODUCTION L'albédo de surface qui exprime le degré de
reflectance effective du sol dans la région spectrale du
rayonnement solaire permet de caractériser les surfaces en
fonction de l'énergie qu'elles réfléchissent. Ce paramètre
climatique, lié aux propriétés physiques et à l'état des sur-
faces est mesurable par télédétection satellitaire. L'utili-
sation de différents satellites qui enregistrent à des échel-
les diverses les signaux électromagnétiques émis par les objets
terrestres, permet, après traitement et normalisation des
données, de mesurer et de surveiller les modifications de
réflectance des sols.
Les mesures de l'albédo de surface des régions
sahéliennes à partir des mesures fournies par les satellites
Landsat et Météosat ont permis de mettre en évidence les
changements survenus sur l'ensemble de la région entre 1972
et 1982, M.F COUREL 1984.
2.LE MECANISME DE CHARNEY
Dans les régions semi arides, l'accroissement
de la réflectivité des surfaces est la plupart du temps la
marque de l'érosion et de la dégradation du milieu.
Le physicien J.CHARNEY a voulu expliquer l'ap-
parition et le maintien de la sécheresse dans le Sahel par
l'altération de l'albédo' de surface.. D'après CHARNEY les
activités agricoles et pastorales dans le Sahel ont entraîné
la destruction de la végétation et provoqué ainsi un accrois-
sement de la réflectivité des sols.
L'augmentation de l'albédo de surface entraine
une perte radiative nette qui est compensée par un accroisse-
ment de la subsidence de l'air; cette subsidence forte réduit
d'autant les phénomenes convectifs susceptibles d'engendrer
les pluies. La diminution, la rareté, voire l'absence de pluie,
résultant de ce processus conduisent à l'appauvrissement de
la végétation restante qui favorise et entretient alors l'effet
positif de rétroaction. Ce mécanisme a été mis en évidence
à partir de simulations réalisées dans le modèle de circu-
lation générale de l'atmosphère du GISS, J.CHARNEY 1975, 1977.
La valeur initiale de l'albédo fixée à 14% a été portée à
35% sur la région sahélienne. Cette augmentation arbitraire
de 20% entraîne dans le modèle une réduction significative
des précipitations de l'ordre de 45% sur le Sahel. Les expé-
riences menées, par la suite, par différentes équipes Y.'C.
SUD et M. FENESSY 1982 * R.M. CHERVIN 1979 * L. PICON 1983
confirment les résultats' qualitatifs obtenus'par J. CHARNEY.
A partir de ces résultats théoriques, l'auteur
n'hésite pas à faire des activités humaines le facteur déter-
minant de la sécheresse au Sahel.
87

Plusieurs questions se posent alors:
- L'albédo du Sahel est il reellement de 14% et celui des
régions sahariennes de 35% ?
- La dénudation des sols resultant des pratiques culturales
a-t-elle effectivement provoque une augmentation de 20%
de la réflectance des sols dans le Sahel ?
- La modification arbitraire d'un seul parametre, tel que
l'albédo, sans faire varier parallèlement d'autres para-
mètres comme le bilan hydrique au sol, est-elle réaliste?
Les résultats des mesures effectuées sur une
période de 10 ans montrent que la boucle de rétroaction qui
relie l'augmentation de l'albédo à l'intensification de la
sécheresse est loin d'être évidente.
3.LES MESURE:S D'ALBEDO A PARTIR DES DONNEES SATELLITAIRES:
Elles portent sur la période allant de 196'7
à 1984.
-Nous avons utilisé pour la période 1967-1984 les valeurs
établies par C.C NORTON et 'a1.(1979j à partir des enregis-
trements du satellite météorologique ATS3 sur le Sahel et
le Sahara.
-Nous avons traité et analysé les données Landsat 1,2et 3
entre 1972 et 1984, M.F COUREL 1984, sur quatre régions carac-
teristiques du domaine sahélien . le Ferlo au Sénégal, le
Gondo au Mali, 1'Oudalan au Burkina-Faso et la région du
lac Faguibine au Mali (fig.n"l).
-Les données Météosat traitées par R.S. KANDEL 1982, concernent
la période allant d'août 1978 à novembre 1979.
L'étalonnage des données des différents satellites a été
verifié sur le secteur stable qu'est 1'Aklé AWANA (Mali)
région constituée de sables blancs vifs. M.F.COUREL 1584.
Ces trois séries de mesures nous ont permis de montrer que
les valeurs d'albédo obtenues à partir de satellites dif-
férents étaient cohérentes et ,de vérifier que l'albédo de
1'Aklé Awana ne variait pas dans le temps (fig.n"%)
4.LES RESULTATS:
IA?S principaux résultats de cette étude montrent
que:
-L'albédo du Sahara avoisine les 50% dans ses secteurs les
plus brillants.
-L'albédo moyen pour la région située entre 18" et 23" Nord
et entre 0" et 10" Ouest est de 42t4%, M.F. COUREL,R.S KANDEL,
S-1 RASOOL 1984. Ces valeurs sont plus élevées que celles
utilisées dans le modèle (35%) et celles attribuées aux sec-
teurs désertiques, J.R. HUMMEL 1979, M.I. BUDYKO 19'14.
El les sont en accord avec celles avancées par J. OT'I'ERMAN
et R.J. FRASER 1976, J. OTTERMAN 1981, C.J. ROBINOVE 1981
ou encore E.A. SMITH et T.H. WONDER HARR 1983 sur d'autres
secteurs désertiques (Sinaï, Mexique, Arabie).
-Pour ce qui est des régions sahéliennes, les travaux de
C.C. NORTON établissent que l'albédo passe de 20% en 1967
à 30% en 1974, valeurs confirmées par les mesures Landsat
en 1974 sur les mêmes régions.
88

Les donnees Landsat et Météosat indiquent pour l'ensemble
du Sahel occidental Une diminution de l'ordre de 10% entre
1974 et 1979 et une nette augmentation à partir de 1982.
(fig.n"2)
DISCUSSION
.La diminution de l'albédo de surface sur l'ensemble du Sahel,
constatée à la suite des très fortes valeurs atteintes en
72 et 73, est en contradiction avec le mécanisme de rétro-
action biogéophysique de CHARNEY.
De même que les fortes valeurs de 73, n'ont pas eu pour effet
d'accentuer le déficit pluviomètrique et la sécheresse, la
diminution d'albédo entre 74 et 79 n'a pas entrainé l'amélio-
ration réelle de la pluviomètrie, comme l'attestent les défi-
cits très élevés et généralisés des années 82 et 83.
.Dans l'expérience de CHARNEY, le paramètre de l'humidité
du sol est loin de la réalité et simule une évaporation irréa-
liste sur l'ensemble du Sahel. P.ROWNTREE 1982 a mis en évi-
dence la complexité du parmètre sol et a montré que lorsqu'
on démarre l'expérience avec un sol sec ( ce qui est Id
réalité sahélienne) on termine avec un sol sec, quelles que
soient les variations imposées à l'albédo de surface. D'où
la nécessité de couplage de l'albédo et de l'humidité au
sol dans ces simulations.
CONCLUSION Nous savons que l'humidité est, dans le Sahel
comme sur l'ensemble de l'Afrique occidentale, le fait des
pluies imputables à l'advection d'air humide d'origine alloch-
tone. Ceci explique pourquoi des déficits pluviométriques
plus ou moins importants ont été observés tant dans les régions
sahéliennes que dans les régions de savane et de foret.
Il apparaît clairement que les causes de ces sécheresses relè-
vent davantage d'anomalies de la circulation générale de 1'
atmosphère que de modifications ponctuelles de l'état des
surfaces, attribuées de façon abusive à l'homme.
Bibliographie sommaire
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FIG 1
FIC 2 EVOLUTIOP( de I’4LBEKl
59
SAHARA I
40 1 -i-----s--- --- 2-K A ___------- *ee
P
90
------ I

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
GREATER WARMTH IN NATAL BEFORE 1000 A.D.
Dr Oliver DAVIES
Natal Museum
PIETERMARITZBURG
Excavation of two large caves in Shongweni Waterworks Park, in a gorge
at 29"52'S 30 km inland, has yielded very rich botanical remains in
beds from about B.C. 2000 to after 1000 A.D. Seeds of at least 7 trees
which do not now grow south of River Tugela (100 km north) or River
Mkuzi (280 km north) and 2 freshwater molluscs now not living less than
160 and 300'km to the north have been identified, implying a slightly
warmer climate, perhaps by 1'.
Seven cultigens generally agreed to have been imported from tropical
Africa by immigrants about 0 A.D. have been found; also Ricinus
communis, native probably to Ethiopia, was introduced at this time,
as well as a highland race of Eleusine coracana, now grow only in
Ethiopia and Uganda. One or two other tropical cultigens have been
rarely identifed from these caves; perhaps they were unsuited to the
Natal climate and were abandoned.
91

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES FORAMINIFERES DE MANCROVES
INDICATEURS DE LIMITES CLIMATIQUES
J.P. DEBENAY et J. AUSSEIL-BADIE
Département de Géologie-Université de DAKAR- Sénégal.
Laboratoire de Recherches de Sédimentologie Marine-PERPIGNAN
Les mangroves du Sénégal sont situées près de la limite nord de la
Province d'Afrique occidentale tropicale. Elles sont localisées dans l'es-
tuaire du fleuve Sénégal, en climat sahélien, dans l'estuaire du Sine Sa-
loum, en climat soudanien et dans l'estuaire de la Casamance, en climat
subguinéen (fig. 1).
La comparaison des peuplements de Foraminifères des trois estuai-
res fait apparaître une plus grande diversité spécifique dans la partie mé-
ridionale où la pluviométrie est la plus marquée (fig. 2).
- Le régime du fleuve Sénégal de type tropical pur est caractérisé par
l'alternance de 2 saisons : 1 période de hautes eaux (août à novembre) et 1
période de basses eaux (novembre à juillet). Les Foraminifères sont repré-
sentés par 11 espèces, la morphologie des individus traduit un milieu for-
tement confiné. Les espèces agglutinées : MiZiammina fusca, Amotim salswn,
ainsi que Ammonia tepida, espèce calcaire, sont les mieux représentées.
- L'ensemble deltaïque du Sine Saloum présente un fonctionnement inverse,
de l'hydrodynamique estuarienne, avec une sursalure des eaux quelle que soit
la saison; la microfaune à test calcaire est prédominante, l'influence ma-
rine permet l'installation de Ammonia beccarii, EZphidium poeyanm. La par-
tie méridionale du Saloum par la présence de quelques espèces agglutinés,
assure la transition avec larégion où la mangrove devient plus abondante.
- En effet, en Casamance 35 espèces sont mentionnées, les espèces cal-
caires marines, sont concentrées dans la basse vallée, tandis que A.tepida,
Fig. l.- Localisation des régions étudiées
Location map.
93

Gaudryina exilis et hotium saZswn sont les seuls représentants de la par-
tie amont du fleuve. Les genres Ammoastuta, Ammotim, ArenoparrelZa, et les
espèces Trochamina infZata, Haplophragmoides wilberti, généralement asso-
ciés à la mangrove, sont largement répandus dans l'estuaire de la Casamance;
ces formes sont aussi communes aux estuaires de la cote est du Brésil.
Quatre espèces: Ammoastuta salsa, Atmnotim salsm, Arenoparrella
mexicana, Gaudryina exilis semblent se répartir en fonction des caractéris-
tiques climatiques et pourraient être utilisées comme indicateurs de fron-
tières climatiques. Leurs fossiles pourraient permettre de suivre d'éven-
tuelles fluctuations de ces frontières dans le temps.
ABSTRACT :
FORAMINIFERA OF MANGROVE SWAMPS AS
CLIMATIC LIMIT INDICATORS
Senegal mangrove swamps are located near by the northern boundary
of the biogeographical province of the western tropical Africa. They occur
in the Senegal river estuary within the sahelian zone, in the Sine-Salum es-
tuary (sudanian zone) and in the Casamance estuary (subguinean zone) (fig.1).
The comparison of Foraminiferal assemblages recovered in the
three estuaries shows a greater specific diversity in the southern part wheh
re fresh water discharge is greater due to more frequent and abundant rains
(fig. 2).
- The Senegal river exhibits a pure tropical regime characterized by the
alternation of two seasons : (1) from november to july, a period of low wa-
ters and (2) from august to november, a period of high waters. Foraminifera
are represented by 11 species whose morphology emphasizes highly confined
environment. Agglutinated species : MiZiavrnina fusca, Anunotim salsm and
Ammonia tepida, a calcareous one, are the most abundant species.
- The Sine-Salum deltaic area presents a reverse hydrodynamical regime,
with supersalted waters whatever be the season. Calcareous test microfauna
is prominent and the marine influence allows the occurrence of Amonia bec-
carii and Elphidim poeyanwn. In the southern part of the Salum estuary,
the presence of some agglutinated species provides a transition to the
third studied estuary.
- Indeed in the Casamance estuary, 35 species are identified. Marine cal-
careous species are located in the lower part of the river whilst A. tepida,
Gaudryina exiiiis and A. salstun are the only species known in the Upper part.
Anmoastuta, Amotium, Arenoparrella genera and TFochannnina inflata, Haplo-
phragmoides wilberti, a11 typicaî of mangrove swamp environments and common
in the eastern toast estuaries of Brazil, widely occur in the Casamance es-
tuary.
Four species : Amoastuta salsa, Amotim salsm, Arenoparrella
mexicana and Gaudryina exilis seem to be related to the climatic characte-
ristics and, therefore, might be used as climatic border indicators. Fos-
si1 forms of these four species might give informations about climatic
changes during geological times.
94

Fig. 2.- Comparaison qualitative des microfaunes présentesdans les 3 zones
de mangroves du Sénégal avec indication des espèces également pré-
sentes sur les côtes du Brésil.
Qualitative analysis of microfauna from tthe mangrove swamps of
Senegal, tiith indication of the species also present on the toast
of Brasil.
M~llsmminsfusca .... ..........
Raophax sp. .......................
....................
Trochammlna inflata ...........
Trochammlnasp.
QuinquelocuIine
..........
sp. ..............
.“” ..I.. ... ..” .._..- ..” “.
......... ....
Ammo”,s tcp,da ...................
Ammonia parklnsomsns
Bolwlna pteudoplrcata .___-_- _.......-.
Ciblcldas lobatulus

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96

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique”
cm~4eEtxt4T f2li1Nlt2u~ AU SOMHET DU ~CHOTTIEN 0~ MB~IENE.
J.P. DEBEMY et Y. BELLION.
Département de Bblogie, FecuIté des Sciences , Deker.
1. Description de la coupe type.
La coupa type des microfalaises de Mbaliène, observable sur 2 m en moyenne , se
caractérise par le présence constante de grains de quartz éolisés et par la rareté des minéraux lourds
(moins de 0,3 % en moyenne). Ceux-cl correspondent à un stock d’origine marine a/ant subi un long
remaniement (DE BDUTRAY, comm. pers.). Les graviers ferrugineux provenant du démantellement de
la cuirasse pleistocène sont fréquents.
Le niveau inférieur,1 , dont la bas n’est pas visible, est constitué d’argile sableuse
riche en smr%tes et chlorites (analyses effectuées au C.R.P.G. de Nancy et communiquees par J.J.
GUILLOU). La faune dominée par Du&& i&wrti8 (Dunker) et la microfaune dominée par
AmmonlB tepi& /Cushman) et f/pn&“um gunteri (Cale) sont ceracteristiques d’une lagune
ouverte à courant modéré (ELOUARD et ROSSO, 1977).
- Le niveau 2 (épais de 20 cm) contient une faune identique à œlle du niveau 1 mais on
y remarque en outre I’apparltion puis la proliferation des coquilles d’Afl&9rd seni/& (Linné). Le
sommet de œ nivaau et raviné et les coquilles les plus hautes sont fortement corrodées.
- Le niveau 3 est marque Par des pesages latéraux entre una argile noire prismatique
peu épaisse (20 cm) et un sable argileux grisâtre dont l’épaisseur peut atteindre 1 m. Le microfaune
à A. lepi& et f guffferi dominants est caractéristique d’un milieu plus ou moins confiné. Ce
niveau contient des coquilles dispersées d’ A. s@N/is.
_ Le niveau 4 est un dépôt de plage où se superposent des lits de fragmentsde coquilles
diverses très usées.
- Le niveau 5 à stretifications obliques correspond é une dune fixée .
- La dune vive actuelle censtitue le niveau 6.
II. Résumé de l’histoire de la Irqum de tlbodlihe.
La bese de la série traduit l’existence d’une lagune qui se comble progressivement
d’argile sableuse è, Dosiniir, au cours de la transgression nouakchottienne. Au maximum de la
transgression (5680 f 1 10 B.P. ; ELOUARD et 81, 19771, R. sBBj/js prolifère.
La régression taffolienne se traduit par l’exondation de la terrasse é AmoW8,
entrainant son ravinement et la corrosion des axTuilles les plus ,superficielles.
Une nouvelle transgression (Dakarien) permet le remplissage ds la lagune et le mise en
place d’un paysags analogue au paysage actuel de I’estualre du Sine Saloum où les îlots de sable vaseux
coquiller sont séparés par des chenaux de vase noire.
L’installation d’une plage au niveau de la coupe type précède la régression finale qui
permettra l’installation de dunes éoliennes; les plus anciennes, fixées, étant recouvertes par les
dune-s vives actuelles.
Ill. Evolution du climat durant le tdouekchottien.
Plusieurs phases de proltfération de A. se&is sont connues sur la côte
sénégalo-mauritanienne (Inchirien, Aïoujien, Nouakchottien). Elles correspondent à des périodes où
les transgressions atteignent un maximum, envahissant de nombreux golfes et des lagunes titiéres
LWwmulation de coquilles d’A~?&w-u de Mbodiène s’est constituée au maximum de la transgression
nouakchottienne.
97

ELOUARD et .R ( 1977) ont montré que 1’ iation a Amdra Sanih, N8tic8
maf mhiensis et &si~i&
Iegunaires. Or A. senihs est
absente du niveau 1, qui carres
agunalre comme en témoigne la présence
de A! inarmhhws~s et
@ographique étant constent, il est
probable que l’influence du
ante sur le développement de cette
espèce. En effet, pour que A.
es $iaissfz,se cb+veloppe normalement,
tité suffisante, œ qui n’est ible que
‘entre le niveau 1 et le niveau 2, un changement ds climat a
permis l’échauffement de l’eau de la lagune & MbcdiÈne. L’augmentation de la taille des coquilles
depuis le bas jusqu’au tiers sup&ieur du niveau 2 pourrait d’ailleurs t
prcgrassive de œt echauffement. Le sommet du Nouakchottien aurait donc ét
rechauffement qui pourrait correspondre B un optimum climatique sit
Bien qu’une corr
terr à ALW?Y~LY semble
wstat iques.
.
on CIente existe entre ces phenomènes, l’installation des
d’avantage liée aux conditions climatiques qu’aux mouvements
Bibliographie.
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INQUA/ DAKAR SY!,lPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LE NIVEAU DE LA MER AU CONGO PENDANT LE DERNIER INTERSTADE
G.DELIBRIAS (Centre des Faibles Radioactivités, Laboratoire
mixte CNRS-CEA,91190. Gif-sur-Yvette
-------
De nombreuses études effectu$es, à la fois sur les côtes et sur le plateau
continental, essentiellement au Gabon. et.en Côte d'Ivoire,ont permis
de retracer les variations
depuis 26.000 ans (Martin
du niveau mapin
et Delibrias,f972
sur le littoral
; Delibrias,l973
ouest africain,
; G&esse et
al, 1984).
Elles font apparaître une baisse du niveau moyen des océans de plus de
100 m par rapport à l'actuel vers 18.000 ans, baisse qui correspond au
maximum du froid wurmien. Cependant la position de la mer pendant l'in-
terstade qui a récddé cette régression est mal connue. D'après les da-
tations 14C et T 30Th/234U de f ormations coralliennes soulevées dans la
péninsule Huon en Nouvelle Guinée (Chappell et Veeh,1978), il y a 30.000
à 40.000 ans, la mer se trouvait‘environ 40 m plus bas qu'actuellement.
Sur les côtes stables, les vestiges de cet ancien littoral seraient donc
submergés et enfouis dans les sédiments.
Des sondages effectués dans l'estuaire du Kouilou au Congo ont permis
de retrouver cet ancien littoral et de le dater par la méthode du car-
bone 14.
L'un de ces sondages (SP 5) dans les sédiments fluvio-marins de l'es-
tuaire a traversé, vers 30 m de profondeur, une couche d'argile tourbeuse
dont la puissance atteint 13 m.
Il s'agit d'une tourbe-de mangrove (prkence de jarosite et de pollens
de rhizophora) provenant d'un ancien rivage estuarien, et qui est un ex-
cellent marqueur de niveau marin. Il faut noter toutefois que ces sédi-
ments étaient fortement compactés ce qui peut avoir affecté la valeur &e
la profondeur réelle, à l'origine. La base et le sommet de. ce dépôt or-
ganique ont été datés. Les dates obtenues sont de 32.700 f 1.200 ans
(Gif-6865) pour le niveau allant de - 34,7 à - 35,15 m par rapport au
niveau moyen actuel de la mer et de 42.000 z 3*:80 ans pour le niveau
.
allant dz - 47,4 m à - 47,6 m par rapport au niveau moyen actuel de la
mer.
La tourbe repose sur du sable blanc fin;. la Sédimentation sus-jacente
est constituée d'abord par des sables alluviaux grossiers puis par les
sédiments de la transgression holocène. Celle-ci a été datée à la base,
de 7.160 -+ 80 ans (Gif-6884), grâce à un niveau tourbeux situé entre
- 26,85 et - 27,2 m par rapport au niveau moyen actuel.
Ces nouveaux résultats situent avec précision la position de la mer
sur la côte du Gabon, entre 35 et 47 m en-dessous de sa position actuelle
pendant le dernier interstade. Ils confirment l'estimation qui avait
été faite d'après la vitesse du soulèvemènt tectonique des terrasses
coralliennes de Nouvelle-Guinée.
101

Par ailleurs, ils sont compatibles avec :
- les études palynologiques, en particulier le profil pollinique obtenu
à la Grande Pile (Woillard et Mook, 1982), qui montrent un optimum clima-
tique (l'interstade de Paudorf), avec toutefois des conditions plus
rigoureuses que les conditions climatiques actuelles, entre 40.000 et
30.000 ans BP.
- les études isotopiques de l'oxygène qui indiquent à la même époque
un réchauffement important mais qui n'a pas atteint la température
actuelle.
La courbe de variations du niveau marin qui peut maintenant être
prolongée jusqu'à 40.000 ans coïncide de façon très satisfaisante avec la
courbe de variation du rapport 180-/160 des forsminifères benthiques
provenant de la carotte MB 25 (43'49'S, 51019E, 3284 m) (Duplessy,1978)
qui a été datée par ailleurs systématiquement par le 14C jusqu'à
24.000 + 2.400 (Gif-4439) à 416-420 cm de profondeur dans le sédiment.
Signalons que l'histoire de la sédimentation estuarienne du Kouilou
est l'objet d'une étude détaillée (Malounguila et al, 1986).
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Afrique durant le Quaternaire, Passé, Présent,F‘utur",Dakar.
Courbe de variation du niveau de la mer sur la côte ouest africaine.
foram: bcnthiques
(Elonioi~s)
C 2 c C
CI h’ % =7 u-l
Age ( milliers d'années)
103
1
I

INQUA/ DAKAR SYEPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
CULTURES NEOLITHIQUES ET ENVIRONNEMENT:
LE CAS DU SENEGAL OCCIDENTAL
par Cyr DESCAMPS
Université de Perpignan
avenue de Villeneuve 66000 Perpignan, France
Dans la succession des cultures préhistoriques, le passage du
Paléolithique au Néolithique présente un intér@t particulier qui
tient, fondamentalement, à une question d'écologie. En effet,
grbce aux techniques de l'élevage et de l'agriculture, l'homme va
Voir SE?S rapports avec l’environnement bouleverses en profondeur.
Un type nouveau d'économie, basé sur la production de nourriture,
va se mettre en place. Les conséquences vont etre multiples dans
tous les domaines: géographique (colonisation de nouveaux terri-
toires), technologique (apparition de nouveaux produits comme la
céramique), démographique (possibilité de plus fortes:concentra-
tions humaines) etc.
Que l'on parle de révolution, selon l’expression classique de
G. CHILDE, ou.de mutation comme le préconise G. CAMPS (1982), le
résultat est le meme: les rapports homme / environnement vont
s'établir sur des bases nouvelles et schématiquement, beaucoup
plus interactives. Bans le mode de vie prédateur, celui du Paléo-
lithique, c'est l'influence de l'environnement sur l'homme qui est
primordiale. Si celle-ci ne diminue pas, loin de là, au Néolithi-
que, l'impact de la présence humaine sur l'environnement franchit
un seuil qualitatif avec la sédentarisation, l’accroissement démo-
graphique et surtout la modification des équilibres naturels dans
le monde végÉta1 et animal.
Les recherches sur la néolithisation ont pour but de, retrouver,
dans ses dimensions spatio-temporelles, les modalités d'un proces-
sus dont la base est une nouvelle relation entre l'homme et la
nature. L’auteur ne reprend pas les observations, complexes ni les
discussions qu'elles suscitent pour tenter de déterminer l’origine
et le nombre des foyers de neolithisation, la part d'inventions
propres et celle des emprunts dans l’émergence des cultures néo- L
lithiques, pour lesquelles les discussions restent largement
ouvertes (T. SHAW, 1921). Il tente de percevoir, en prenant un
secteur géographique limité, sous quelles modalités archéologiques
se présentent les cultures néolithiques, et de déterminer les
rapports que celles-ci entretiennent avec l’environnement.
Ce secteur est la façade atlantique de 1'Lluest africain entre
les deltas des fleuves Sénégal et Saloum, c'est à dire entre 17'
et 14O de lat. nord. Le substrat géologique est celui du bassin
tertiaire sénégalo-mauritanien, avec un volcanisme plio-quater-
naire localisé dans la presqu’fle du Cap-Vert et ses environs.
L'évolution paléo-géographique de ce secteur à 1'HolOCene a fait
l'objet de nombreux travaux dans ces vingt dernières années,
publiés ou repris notamment dans le bulletin de llAssociation
sénégalaise pour l'étude du Quaternaire africain (ASEQUA).
A une période aride corrélative au Tardiglaciaire, l’ngolien
(19 ono à 1'2 nno S.P.) qui voit le niveau' marin s’abaisser de
105

plus de 120 m, succède une phase humide, dite tchadienne (11 000
à 8 000 B.P.) marquée par une extension des lacs. Une petite phase
sèche (8 II00 à 6 000 B.P.9 précède l'épisode plus humide et trans-
gressif du Nouakchottien (5 500 B.P.) à la suite duquel de petits
lacs interdunaires se développent en deux pulsions (3 500 -
2 800 B.P. et 2 Bon - 2 500 B.P.). La péjoration climatique qui
suit va se poursuivre jusqu'à l'époque historique.
LES CUltUTes préhistoriques du secteur étudié sont connues par
leur outillage lithique et, pour les plus récentes, leur céramique.
L'homme lui-m@me n'a pas été retrouvé, à une possible exception
prés, ni son habitat. La faune est peu conservée, sauf contexte
Particulier comme celui des vasières gorgées d'eau ou des
tourbières. -eux de ces cultures, non précisément datées, se
Placent en amont de la néolithisation: le MousteroTde, proche du
Koustérien nord-africain ou européen, et le Tiémasssssien, dont
la fine retouche bifaciale évoque 1IAtérien saharien (C. DESGAP1PS,
19829. Un lien typologique entre ces deux industries est décelable
et l'hypothèse d'une attribution au Néolithique du Tiémassassien,
encore retenue par 1. DIAGKE (19789 est aujourd'hui difficilement
défendable.
Les cultures néolithiques, identifiées comme telles, entre autre,
par la présence de céramique, apparaissent sous trois faciès:
- Dans l'ensemble de la zone, plus spécialement localisée sur un
substrat dunaire (le système ogolien remanié) à proximité de dépres-
sions à sol humique ennoyées périodiquement par le battement de la
nappe phréatique (les niayes) on trouve une industrie a outillage
microlithique en silex, à matiriel de broyage et haches polies en
roche volcanique, à céramique abondante avec un dégraissant ferru-
gineux CM. LAME, 1981).
- A la pointe sud du Cap-Vert (lieu-dit cap Manuel), la présence
d'un substrat basaltique est à l'origine d'une abondante industrie
de haches et herminettes taillées, souvent cassées sur place a
l'utilisation. Des tessons finement décorés et des restes de
poissons témoignent que cet atelier était aussi un lieu de consom-
mation. En position continentale (IflU km à l'ouest), le gisement
de Diack, établi sur un dyke de basanite, présente un outillage
voisin du précédent mais à finalité probablement différente.
- Dans le delta du Sénégal et le long du littoral qui sépare
celui-ci du Cap-Vert, des accumulations de coquilles (OÙ domine
Anadara senilis) contiennent un matériel céramique et lithique
commun mais également un matériel en os (harpons, hameçons, outils
perçants et tranchants) à finalité évidente: la pBche.
En l'absence de fourchettes chronologiques fines pour chacun de
ces faciès, l'auteur admet, sur des bases archéologiques, leur
contemporanéité dans une période dont les bornes minimales (4 UDU
à 3 000 @.P.> correspondent à l'occupation la plus intensive du
Sahara atlantique à 1IHolocène (N. PETIT-KAIRE et al., 1975).
11 apparait donc que le particularisme des faciès est en rapport
étroit avec les différents environnements, Certains Caracteres ,
communs, comme la taille des roches volcaniques (non pratiquee ante-
rieurement dans ce secteur) ou la typologie céramique, attestant
106

l'unité en profondeur de ce Néolithique. Les oscillations clima-
tiques de 1'Holocène ont provoqué, au Sénégal occidental, des
déplacements de populations sud-nord ou nord-sud qui, bien connus
aux temps historiques, sont déjà décelables dans les civilisations
néolithiques.
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synthèse no 6, p. 213-235.
107

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
RESUME
ESTUAIRES ET MANGROVES EN AFRIQUE DE L'OUEST : EVOLUTION
ET CHANGEMENTS
- DU QUATERNAIRE RECENT A L'ACTUEL -
par E.S. DIOP* & M. SALL*
* ASEQUA/CICQUA & Département de Géographie - Université de Dakar -
Sénégal.
Considérés comme des milieux de sédimentation active, les écosystèmes
côtiers concernés par les formations de mangroves en Afrique de l'ouest sont
multiples et divers. Cependant, les plus importants demeurent les deltas,
lagunes et estuaires, Ce derni‘er ensemble qui apparait sur le littoral ouest
africain sous forme de véritables côtes de submersion a retenu notre atten-
tion, les formations sédimentaires qui y sont développées donnant presque
toutes des âges au 14C compris entre 8750 f 100 ans B.P. et 1700 2 100 ans
B.P. (fig. 1). La part essentielle prise par le Quaternaire pour la recons-
titution de l'évolution géologique de ces milieux estuariens a été soulignée
par la plupart des auteurs spécialisés dans les études du littoral ouest
africains (E.S. DIOP, H, FAURE, Y. KALCK, C. MARIUS, P. MICHEL, A. PIMMEL,
M, SALL, J. VIEILLEFON ,,.), en particulier à 1'Holocène moyen appelé Nouak-
chottien dans la région, Durant cette période, la mer atteint son plus haut
niveau (Cote 1,G.N. >,5 à 2,0 m environ vers 5500 ans B.P. - fig. 1 et 2a).
Ce maximum transgressif semble toutefois légèrement décalé vers le Sud d'a-
près H. FAURE 1976 qui explique ce phénomène par l'interférence des mouve-
ments eustatiques avec la modification générale de la forme du géoîde, le
comportement de la ligne de rivage en fonction de l'environnement et le mou-
vement d'ensemble (à l'échelle mégamétrique) du rebord du craton africain qui
se souleverait au Nord et basculerait au Sud.
Lors du maximum transgressif du Nouakchottien, la mer pénètre dans
les zones déprimées (du Saloum jusque dans les rias des deux Guinées et bien
au delà) qui se présentent alors sous forme de golfes largement ouverts sur
l'océan excepté la partie aval de l'estuaire de la Gambie (P. MICHEL, 1973).
Elle remonte les vallées -actuellement fossilisées pour la plupart- du Sine,
du Saloum, de la Casamance, du Cacheu... ainsi
plus au Sud. Le comblement'actuel de l'ensemble
que de tous les fleuves
de ces basses vallées
situés
est
attribué à la transgression nouakchottienne avec une sédimentation essentiellement
marine jusqu'à 4500 B'P, (P. MICHEL, 1973 ; Y. KALCK, 1978) relayée
par une sédimentation de type lagunaire à partir de 4200 B.P. (M. SALL, 1983).
L'apport des fleuves alors fonctionnels, se réduisait à des sables fins et
limons empruntés aux dépôts de couverture des régions des bordures (plateau
du "Continental terminal") t Nos _ recherches antérieures ont bien montré le
caractère fluvio-deltaîque
tas" - Salown par exemple.
affirmé de la partie orientale de certains "del-
Ce matériel fin, brassé est déposé SOUS forme de
terrasses sableuses ou argileuses très souvent associées à une-faune nouakchottienne
et post-nouakchottienne qui semble subir peu de v:rlatlons puisque
l'on retrouve les mêmes espèces aussi bien dans le Saloum qu en Casamance et
en Guinée Bissau.
109

Les différentes étapes de retrait de la mer à partir du maximum
nouakchottien ont été jalonnées par des cordons littoraux successifs dont
l'édification a déclanché des mécanismes de progradation qui ont participé
au colmatage des golfes nouakchottiens. Le rôle joué par
rales Nord-Sud.et Sud-Nord est à souligner. Ces dernières
par des houles venant soit du NW, soit du SW. L'adjonction
les dérives littosont
engendrées
de ces cordons
sableux, minces
sont à l'origine
et discontinus
de la formation
et le comblement des lagunes
"inter-cordons"
des groupes d'Iles des zones estuariennes
du Saloum, de la Casamance, de la Guinée Bissau et certaines parties de la
République de Guinée,
Nombre de datations au 14C* ont été obtenues qui ont permis de pré-
ciser deux phases essentielles d'alluvionnement :
. - Un alluvionnement ancien daté de 5520 + 150 ans B.P. sur une ter-
rasse de Djirnda : localité Est des Iles du Gandoul, dans le Saloum.
- Un alluvionnement récent : partie Ouest des Iles avec des âges
compris entre 2697 1 100 ans B.P. et 1950 + 90 ans B.P.
De même les âges obtenus à partir des datations des dépôts artificiels ou
"kjokkenmoddinger"
l'alluvionnement
et éléments enfouis confirment bien la phase ultime de
: terrasses les plus récentes,
. de 2576 à 1287 ans B.P. dans le Saloum
. de 19CiO + 80 à 3315 f 80 ans B.P, dans la région de Faboura (au
Nord des Iles du Saloum)
. de 3925 rt 150 ans à. 765 + 118 ans B,P, dans la région de la bas-
se Casamance.
Durant le Post-NouakchottTen, le climat est redevenu semi-aride à
aride entre 4000 et 2QOQ ans B,P, avec une légère,régression -2 à -3 m, qui
semble se placer autour de 4000 ans B-P, (fig. 2b), C'est l'épisode du Tafolien
signalée par H. FAURE et az... 1977, Le retour à une série de pulsations
s'effectue à partir de 30ClO ans B.P, Le niveau de la mer vers la même
période passe à +2 m comme le fait remarquer A, PIMMEL, 1984 (fig, -l et 2b)témoins,
les plages fossiles 2 galet,s correspondant à un niveau marin supérieur
à l'Actue1, bien conservées sur la cote gambienne et casamançaise.
Des cordons sableux s'édifient progressivement dans tous les golfes
nouakchottiens du littoral Ouest africain (Basse Casamance, Basse Guinée,
Golfe du Bénin .,.). Un d&eloppement en lagunes s'effectue parallèlement
avec des dépôts de vases épaisses, de couleur grise ou noire, plus ou moins
argileuses qui colmatent petit à petit les milieux estuariens. Ces conditions
sont favorables à un développement intense de la mangrove - E.S. DIOP, 3978 -
Y. KALCK, 1978 - A, PIMMEL, wl984 ,tp - et les anciennes vasières, aujourd'hui
tannes dénudés dans le bas Saloum, la Basse Casamance et en Guinée datent de
cette période, Des carottages effectués dans ces unités ont montré l'existen-
ce d'anciennes racines gainées d'oxyde de fer de couleur rouge et ocre.
* par 1'I.F.A.N. (Laboratoire de radiocarbone du Pr: C,A, DIOP) - GIF sur
YVETTE (laboratoire des faibles radioactivités de Mme G, DELIBRIAS) - par
le laboratoire national de Recherche Physique du Dr. J-C, VOGEL en plus des
datations obtenues par C, DESCAMPS grâce au laboratoire de 14C de Monaco.
110
.

Durant la période subactuelle et actuelle, le comblement des bas-
estuaires se poursuit, en même temps que se manifestent des phénomènes de
subsidence en particulier sur les côtes guinéennes. Une tendance essentielle
apparaît traduisant un décalage entre les phénomènes de comblement dans le
Nord (Saloum) et le Sud (régions guinéennes). L'aridification croissante dans
les estuaires du Nord (Saloum) tend à figer la morphologie et même à inverser
le fonctionnement de certains estuaires (les plus septentrionaux) ; alors que
les conditions de sédimentation, nettement favorisées dans le Sud (Guinée
Bissau, mais Surtout sur le littoral de la République de Guinée) se poursui-
vent de nos jours ; cela étant dû principalement au climat plus &mide - H.
.FAURE et az... 1976 - P. MICHEL, 1977,
Certains auteurs comme P, ROGNON, 1976, Y. KALCK, 19.78,'. pensent que
'l'évolution climatique à la même époque provoque l'apparition d'un climat
sec qui conduit la dernière transformation importante du paysage avec l'apparition
du faciès tanne à l'arrière des mangroves"."' De nos jours, sur
l'ensemble des "Rivières du Sud",
des modifications écologiques localisées
et réversibles viennent s'ajouter au phénomène majeur qui est la tendance à
un assèchement progressif des zones encore humides (aridification croissante
vers le Sud). Il s'agit entre autres :
- de la réduction de certaînes surfaces d'eau consécutives à la séche-
resse actuelle,
- du recul de certaines vasières dû en partie à l'assèchement du cli-
mat, amplifié cependant par les pratiques de défrichement de la mangrove
par les populations locales, ce qui confirme l'accroissement des tannes par-
ticulièrement dans la partie externe des estuaires du Nord. Localement, on
observe parfois la progression des vasières à mangroves aux dépens des tannes
et même des accumulations anthropiques de type kjokkenmUdinger' - M. SALL &
E.S. DIOP, 1976-1978,
- de l'intense développement morphologique des chenaux de marées dans
les estuaires des Rivières du Sud en particulier, avec Une fréquence accrue
des phénomènes de recoupements de méandres et d'interconnections entre che-
naux voisins, il en résulte des remaniements et transports locaux de maté-
riel sableux ou vaseaux,
- de l'ébauche jusque dans les estuaires guinéens de formes dunaires
mineures sur les cordons sableux à couvert végétal déficient.
Bibliographie informative
DIOP E.S. (1978).- L'estuaire du Saloum et ses bordures - Etude géomorpholo-
gique. Thèse de Se cycle - ULP - Institut de géographie, 247 p., 54
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111

KALCK Y. (1978).- Evolution des zones à mangroves du Sénégal au Quaternaire
récent. Etudes g&ologiques et géochimiques. Thèse de 3e cycle, 117 p.
U.L.P. Stra.sbourg, Sept.
MARIUS C. (1984).- Contribution à l'étude des mangroves du Sénégal et de la
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Thèse de Doctorat ès-Sciences naturelles, 309 p, + photos h.t.
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Doctorat de spécialité, Institut de Géologie - U.L.P., -l27 p. + des
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Thèse de Doctorat d'Etat ès-Lettres, 2 t, * planches h.t,, 604 p.,
U.L.P. Strasbourg, février,
112

113
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SITUATION DE LA REGION
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FIG.20-DISTRIBUTION DES ZONES A iINTERIEUR DESDUELLES LE MODELE
DE d.A.CLARK et ol...(i978) PREVOIT DES COURBES SEMBLABLES DE
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LOTTES GLACIERES DE L’HEMISPHERE NORD -
INCWIRILN OGOLILN
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hlm %* OGOLIEN-&HAOI EN IN~U~I&T. ITAFOLIENISUGICTUE~ ACTUEL
FIG.2b-OSCILLATIONS CLIMATIOUES DU QUATERNAIRE RECENT
P. ELOUARO lG75 - IN A.CivAYEL lGG4
114

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
SUCCESSION ARIDES-HUMIDES ET FORMATION
DES BEACH-ROCKS AU SENEGAL
-=-I-c-=-
M. B. DIOUF, J.P. BARUSSEAU et P. GIRESSE. Laboratoire de Recherches de
Sédimentologie Marine - Université de Perpignan - 66025 PERPIGNAN-Cédex.
-=-=-=-=-
Les questions posées actuellement au sujet des beach-rocks sont re-
latives : (1) aux différentes étapes de leur genèse en distinguant notamment
l'âge du dépôt du matériel détritique et les âges de formation et d'indura-
tion du (ou des) ciment(s), (2) à la situation de ce type de lithogénèse
dans le contexte climatique du Quaternaire, (3) aux conditions prédiagénéti-
ques et diagénétiques de leur formation. A cet égard, la diversité des grès
de plage du Sénégal offre des opportunités pour apporter des informations
sur l'enchaînement des conditions génétiques et leur variabilité dans l'es-
pace et le temps. L'étude a été conduite sur des formations recueillies de-
puis le delta du Sénégal jusqu'au Sine-Saloum et incluant le plateau conti-
nental.
Trois phases se succèdent en général : accumulation du matériel dé-
tritique, dissolution des bioclastes, cimentations; avec des modalités di-
verses - notamment pour les cimentations - et des effets d'intensité varia-
ble. Au cours de chaque étape , on a cherché à mettre en évidence les indi-
cateurs paléoclimatiques.
L'accumulation du matériel détritique correspond à des périodes
d'intense dérive littorale contribuant à la mise en place rapide d'un sable
bioclastique littoral, ce que montrent clairement la fraîcheur des minéraux
lourds des beach-rocks du plateau continental et les résultats de l'analyse
exoscopique.
Le processus de grésification apparaît discontinu et semble inter-
rompu par des phases au cours desquelles règnent des conditions particuliè-
rement arides. Une composante lithométéorique très générale s'observe alors
dans les pores intergranulaires, que l'on impute à l'infiltration d'un ap-
port superficiel signant le caractère aride du climat.,
Les ciments présentent parfois un faciès sparitique qui n'est pas
lié à une évolution post-compactionnelle mais qui se présente dans des mi-
lieux (delta du Fleuve, domaines lagunaires de Retba et de la Nougouma, es-
tuaire du Saloum) ayant connu des conditions abritées conduisant à un cer-
tain confinement et à des phénomènes de sursalure.
L'ensemble du matériel bioclastique montre des indices de dissolu-
tion dont différents types sont reconnus. D'une manière générale, ces indi-
ces sont plus fréquents et plus prononcés au Nord du Cap-Vert en liaison,
semble-t'il, avec l'accentuation des upwellings.
Il existe finalement une bonne concordance entre stabilité du ni-
veau marin, intense dérive littorale (régime d'alizés actifs), apports li-
thométéoriques et suractivation des upwellings pour conclure à la formation
privilégiée des beach-rocks dans un contexte d'aridité générale entrecoupé
de phases humides alternatives mais courtes pendant lesquelles se mettraient
en place les ciments.
115

ALTERNATION OF ARID AND WET CONDITION AS A CONTRIBUTION TO
BEACH-ROCKS GENESIS
-=-=-=-=-
By now questions about beach-rocks are related to : (1) the diffe-
rent stages of their formation and the distinction between the stage of
the detrital component deposition and the stages during which cements are
carried down and hardened, (2) the occurrence of this kind of lithogenesis
in the Quaternary climatic background, and (3) the conditions prior to and
during the diagenesis. With respect to these questions Senegal beach-rocks
give evidences of the sequence of genesis factors and their variability in
a space and time-frame. The study has been achieved on samples collected
from the Senegal delta region to the Sine-Salum area including shelf beach-
rocks.
Three successive phases are generally described : deposition of
terrigenous material, solution of bioclasts, cementations; each with va-
rious ways and variable effects. During each step palaeoclimatic indica-
tors have been emphasized.
Detrital component input is relevant to strong littoral drift pe-
riods contributing to a fast deposition of bioclastic littoral sands. Fresh
heavy minerals on the shelf and SEM examination of quartz within beach-
rocks clearly betray this cause-effect relation.
Cernent formation seems interrupted by phases during which very arid
conditions are prevalent. An aeolian dust component within the porous field
demonstrates this surficial input seeping down during submersion stages in
an intergranular position. Cements have sometimes a sparitic facies, not
only due to a post-compactional evolution, but also to a confined environ-
ment like sheltered and/or supersaline areas of Senegal delta, Retba lagoon,
Nougouma lagoon and Salum estuary.
In the main, bioclastic fragments are weathered. Solving actions
are the more frequent and the greater to the north of Cap-Vert, seemingly
in relation to an increasing of the upwellings.
Finally, standstills of sea level during its last changes compare
well with a strong littoral drift (strong trade-wind regime), a noticeable
aeolian dust input and a greater upwelling activity which were consequent
upon the beach-rock formation in a general setting of aridity interrupted
by wet short periods during which cements were successively formed.
116

PARTZ iolis
aquatisé
1 : Edification d’un systke
littoral (plage+dune)=nivea~
marin stable+intense dérive
littorale
2: Dissolution des tests carbonatCs
= diminution de la tempkrature de
l’eau d’imbibition = suractivtition
den upwellinçs.
lere PHASE D’ARIDITE kXENTUf3
3: PrerrAère phase de cimentntion 4: Infiltration de part&les fines
IithomrStéoriques.
IKTER PtiHSE HUMiLE
5: Fermeture de la porosité
r(triduelle
INTER PhkSE HUMIDC
117
Lème PHASE D’ARIDITE
ACCEIUTUEE

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PALEOCLIMATOLOGIE DES ZONES OCEANIQUES ENTOURANT LE
CONTINENT AFRICAIN
Jean-Claude DUPLESSY
Centre des Faibles Radioactivités, Laboratoire mixte CNRS-
CEA, Domaine du CNRS, Boite Postale N"I,
91190 - Gif-sur-Yvette, France.
L'analyse isotopique, sédimentologique et micropaléontologique de carottes
marines prélevées dans les principaux bassins des océans Atlantique et
Indien a permis de reconstituter les grands traits de leur paléo-océanogra-
phie. Couplée à l'analyse des pollens contenus dans les sédiments marins,
elle permet de comparer l'évolution climatique des continents et des océans
qui les bordent.
Les variations de la composition isotopiquedes foraminifères benthiques,
reflétant principalement les variations du volume des glaces gelées en sur-
face des continents constituent un cadre stratigraphique indépendant des
effets régionaux qui permet d'établir des corrélations précises entre des
carottes prélevées dans des bassins très éloignés (Shackletonand Opdyke,
1973 ; Duplessy, 1978).
La comparaison du signal isotopique et des estimations de la température de
l'eau de surface déduites de l'analyse micropaléontologique a montré que
les variations climatiques avaient été approximativement synchrones dans les
deux hémisphères. L'étude des sondages du D.S.D.P. a montré que ce synchro-
nisme avait été un phénomène général pendant au moins tout le Quaternaire
Moyen (Nelson et al., 1985). Toutefois on observe de larges effets régio-
naux et les changements climatiques qui accompagnent l'extension ou le re-
trait des calottes glaciaires des hautes latitudes de l'hémisphère nord ont
été très différents d'une région à une autre.
Les principales manifestations des variations climatiques dans la bande de
latitude du continent africain ont été des changements de l'intensité de la
mousson, des flux d'eau associés aux remontées d'eau profonde (upwelling)
et aux courants existant en bordure des continents. Ils ont entraîné des
variations de la température de l'eau de mer de plusieurs degrés près des
côtes et qui allaient en s'atténuant vers le large. Les grands tourbillons
océaniques des zones subtropicales sont ainsi restés extrêmement stables
pendant le dernier cycle climatique.
CONTRASTES GLACIAIRES/INTERGLACIAIRES
Les variations climatiques dans l'océan Indien ont été très différentes de
celles observées dans l'océan Atlantique parce que cet océan est fermé au
nord et n'est pas en contact direct avec les zones froides des hautes lati-
tudes de l'hémisphère nord. Au nord du front de lO"S, sa circulation est-
dominée par le renversement saisonnier des vents de mousson. Le bassin ori-
ental de l'Atlantique au contraire, en relation directe avec les zones de
haute latitude des deux hémisphères, a son environnement dominé par l'inten-
sité des vents alizés et la force des courants qui amènent vers les basses
latitudes les eaux froides en provenance des hautes latitudes.
119

1 .- L'océan Indien
La diminution de l'intensité de la mousson d'été (mousson de S.W.) en
période glaciaire est facilement reconnue par la variation du contexte
hydrologique et la quasi-disparition des upwellings le long des côtes de
l'Arabie et des Somalies (Duplessy, 1982 ; Prell, 1984). Cependant la tempé-
rature des eaux de surface avait peu varié, sauf dans les zones affectées
par la disparition des upwellings et qui se sont réchauffées (Prell et al.,
1980).
Les variations d'intensité de la mousson d'hiver (mousson de N.E.) sont
plus difficiles à estimer parce que cette mousson est aujourd'hui un phéno-
mène d'importance modérée. On observe davantage d'indices de la manifesta-
tion de cette mousson lors du dernier maximum glaciaire (hydrologie de la
Baie du Bengale, transports de pollens en provenance des steppes asiatiques),
mais nous ne sommes pas encore capables de quantifer la vitesse des vents de
N.E. pendant cette période (Van Campo et al., 1982 ; Fontugne and Duplessy,
1986).
Plus au sud, les variations de la température des eaux sont restées modérées
et ce n'est que vers 30's qu'apparaît un refroidissement sensible, proba-
blement lié à des diminutions saisonnières du courant des aiguilles qui
transportait des eaux moins chaudes que de nos jours et sur une plus faible
épaisseur.
2 .- L'océan Austral
Cet océan a été marqué par une remontée vers le nord du front polaire avec
avancée de près de mille kilomètres des glaces de mer, mais la convergence
subtropicale est restée sensiblement à la même place. En conséquance, le
gradient de température associé aux zones frontales s'est trouvé augmenté,
mais les eaux subpolaires n'ont jamais atteint les côtes africaines (Prell
et al., 1980).
3 .- L'océan Atlantique
Les côtes africaines constituent la bordure est d'un océan, zone où la cir-
culation océanique est renforcée et marquée par un fort transport d'eaux
froides en provenance des hautes latitudes.
La zone balayée par le front intertropical est restée très constante, ainsi
que cela est démontré par la constance de la situation latitudinale des
grands tourbillons subtropicaux et la stabilité de la position des upwel-
lings liés à l'alizé méridional (CLIMAP, 1981 ; Sarnthein, 1981). L'étude
des poussières transportées par 1'Harmattan oriental dans les sédiments
atlantiques a montré que la vitesse des vents zonaux avait diminué d'environ
30%. En revanche, le renforcement des vents méridiens lors du dernier maxi-
mum glaciaire a entraîné une augmentation des upwellings (très marqué au
large de la Mauritanie) et une intensification des courants de bordure con-
tinentale (courant des Canaries et courant de Benguella). Il en est résulté
une notable diminution des températures le long de la côte ouest-africaine.
DEPHASAGES ASSOCIES AUX TRANSITIONS CLIMATIQUES
L'étude détaillée du dernier cycle climatique montre que le climat évolue
rapidement pendant les phases de transition, qui paraissent abruptes en
comparaison des tendances observées le reste du temps. Cependant les
diverses composantes du système climatique répondent de manière différente
120

au forcing constitué par l'insolation, de sorte que d'importants dépha-
sages entre l'évolution du volume des glaces continentales (prise comme
référence) et les températures ou les précipitations peuvent apparaître
dans diverses régions du globe.
Dans l'océan Austral, l'évolution des températures de l'eau de surface
précède de plusieurs millénaires les variations du volume des glaces con-
tinentales. Le réchauffement des eaux est sensible dès le début de la dégla-
ciation et le maximum des températures est atteint au début de l'intergla-
ciaire. Un refroidissement sensible est observé en cours de l'interglaciaire,
alors que le volume des glaces gelées sur les continents de l'hémisphèrenord
reste constant (CLIMAP, 1984).
Dans l'océan Indien, l'étude des pollens permet de montrer que le déplace-
ment vers le nord du front de mousson d'été (et donc des pluies sur les
continents) a été progressif au cours de la dernière déglaciation (Van
Campo, 1983). Le maximum d'intensité de la mousson d'été coïncide avec la
fin de la déglaciation (Van Campo et al., 1982). Ce maximum coïncide sensi-
blement avec un pluvial sur l'Afrique occidentale, qui a été marqué par une
forte augmentation du débit du Niger bien reconnue par les analyses isoto-
piques et sédimentologiques (Pastouret et al., 1978).
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Shackleton N.J. and Opdyke N.D., Quat. Res., 3, 39-55, 1973.
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121

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PROBLEMES D’EVALUATION DE L’ARIDITE DANS LES PALEOENVIRONNEMENTS:
EXEMPLE DU KANEMIEN (21000 - 13000 ANS BP) AU TCHAD ET AU NIGER.
Par Alain DURAND(1 et 3)et Jacques LANG(* et 3)
(1) Faculté des Sciences, BP 10662, Niamey, NIGER.
(2) Institut des Sciences de la Terre et UA 157,
(3)
6 boulevard Gabriel
Programme PICG 210,
21100 Dijon, FRANCE.
Sédiments Continentaux d'Afrique.
Dans le Quaternaire supérieur du bassin du Tchad et du bassin oriental
du Moyen-Niger ont &té reconnus plusieurs épisodes arides importants ayant
provoqués d'abondants dgpôts et remaniements de sables eoliens. L'étude de
ces périodes arides se heurte genéralement ?I de nombreux problemes méthodo-
logiques. Plus precisément est posée ici la question d'une surévaluation
possible de l'aridite du Kanémien en raison des difficultés d'analyse.
1. Problèmes méthodologjqyes. Il s'agit tout d'abord de problemes
chronologiques qui n'ont pu être resolus de façon satisfaisante ni par la
lithostratigraphie inapplicable a des skries sableuses homogênes, ni par la
paléontologie sansobjet pour des dépôts le plus souvent azoïques, ni par la
prehistqire qui n'a qu'une valeur indicative, ni par la géomorphologie qui
n'a qu'un intérêt régional, voire local. Seule la radiochronologie, qui per-
met de fixer des rephres dans ces coupes isolees et eloignées,a pu apporter
une solution..Mais il ne s'agit que d'une solution partielle, car un 4piso-
de aride ne peut gén4ralement être daté lui-même mais par référence aux
d6pôts des episodes plus humides qui l'encadrent : la chronologie d'une pé-
riode aride c'est le plus souvent une lacune dans la chronoloqie des perio-
des, humides. De plus, les limites entre périodes humides et périodes arides
sont difficiles ?I fixer. Ainsi, dans le cas fréquent des d8pôts li&s a une
nappe phreatique, interviennent deux sources d'erreurs. D'une part il y a
un "effet d'inertie'; le niveau de la nappe varie plus lentement que le cli-
mat, ce qui amortit les effets des changements climatiques (CHOURET et al.,
1977). D'autre part il y a un "effet de seuil"; l'apparition ou la dispari-
tion de la nappe en surface ne traduit pas un niveau zéro, mais un minimum
pluviométrique, très variable selon les conditions locales (ROGNON, 1980).
Il peut en r&ulter un décalage avec la chronologie véritable des gvènements,
climatiques, mais surtout une tendance à exagbrer l'importance des maxima
arides en ne retrouvant pas de depots correspondant aux périodes interme-
diaires. Les problemes sédimentologiques sont liés le plus souvent a la frag-
mentation des données dans le temps et a leur 4parpillement dans l'espace.
Derab-
sente de depôts autres qu'éoliens ne peut indiquer qu'un niveau minimum de
pl,uviosit$, en dessous duquel les variations peuvent être importantes. Par
ailleurs, dans une région comme le Manga ou le Kanem où le substratum est
constitué à plus de 95% par les dépôts éoliens d'un erq ancien et où les sols
sont peu developpés, la présence dé sables eolfsés dan; les dépôts est tr&s
peu significative. Le tri éolien est un acquis aisément conservable et la
plupart des grains portent depuis longtemps les traces de plusieurs éolisa-
tions. Enfin, les indications paléoecologiques des dépôts arides sont des
plus réduites, a la fois en raison de l'absence de nappes d'eau permanentes
n&essaires au développement des organismes et bgalement en raison de la mau-
vaise conservation du matériel palynologique. De plus, la reconnaissance et
l'interprétation paléoécologique d'une aridit9 extrême sont des plus delica-
tes a établir (COUR et DUZER, 1976). Un autre indice de l'aridité pourrait
etre fourni par la prkence d'évaporites , mais malheureusement ces dépôts
123

disparaissent lors du retour des conditions humides. Par contre les dépôts
carbonatés apportent généralement des indications prt?cieuses sur les niveaux
successifs de là nappe phréatique.
2. Eualuatioq de l'aridit6 du Kanémien. SERVANT et SERVANT-VILDARY
(1970) ont ét4 les premiers a fixer les limites d'une p&iode aride entre
20000 et 12000 ans.BP environ, a l'aide de nombreuses datations sur les d&
pôts palustro-lacustres encadrant des sables éoliens, observbs en coupe au
Nord du lac Tchad dans l'erg du Kanem. Des lors, compte tenu de l'impossibilité
frequente dans les autres regions du Sahel de dater les sables 4oliens
antérieurs ZI l'Holoc&ne, c'est a cette période kanémienne qu'ils furent rattaches
en quasi-totalit6. Ainsi , c'est sur la présence de tels sables au
Nig&ia que fut basée l'hypothèse d'une avancée du desert vers I2"N pendant
le Kan&mien, ce qui impliquait un dgplacement des isohystes.de 500 a 800 km
vers le Sud.
Nous savons aujourd'hui qu'il existe deux autres périodes arides importantes
au Pl&istocene supérieur. Dans le bassin du Tchad, la premi&re est
antérieure a 50000 ans BP au moins, et la seconde est comprise entre 35000
et 29000 ans BP environ (SERVANT, 1973; DURAND et MATHIEU, 1979-1980). Ces
trois périodes
ont été depuis
arides antéholoci?nes décrites d'abord autour du lac Tchad;-différenciées
dans de nombreuses régions (r&f. in MALEY, 1981).
Ainsi au Sénégal, en Mauritanie , au Niger, au Nigéria et au Tchad, l'essentiel
des drZpôt.s éoliens les plus méridionaux est antérieur au Kanémm.
in DURAND et LANG, & paraitre). De même, aux latitudes plus Blevées, l'importance
pr4pondérante des ergs antérieurs au Kanémien a et.4 montrée en plusieurs
PARIS,
endroits
1986),
: bassin moyen de 1'Azawagh entre 16" et
piémonts orientaux de l'Air entre 18"30 et
18"N (DURAND et
19’N (réf. in DURAND
et LANG, a paraître), par exemple.
Par ailleurs, nous savons maintenant que le Kangmien n'est pas uniquement
représenté par des dépôts Goliens. Des dépôts fluvio-torrentiels et
malustres et lacustres.,, parfois abondants ont 4té reconnus
en de nombreuses régions : Tibesti, Air, deltas du Chari, vallée de
la Komadugu, Jebel Marra, Nord-Cameroun,
Niger (réf. in MALEY, 1981, et DURAND et
vallée de Maradi
LANG, a paraître).
et vallée du Moyen-
D'autre part, un carottage a étC réalisé en mer devant le delta du
Niger (PASTOURET et al.,
a 80% de la Bénoué dont
1978). A son embouchure les
le bassin versant situ entre
eaux du Niger proviennent
7" et 11”N correspond
pour 90% a celui du Chars'. Nous pouvons donc supposer que cette carotte a enregistré
en continu les variations climatiques globales sur la bordure mérr
dionale du Sahel central. L'ensemble de ces nouvelles données a permis de préciser
la chronologie du Kan&mien (DURAND et LANG, a parattre).
Ainsi on note un changement climatique affectant notamment la repartitien
de la pluviosité
et 19000 ans BP s'est
des 21500 ans BP environ. Nous supposons
produite une "crise climatique" (dans le
qu'entre 20000
sens de "manifestation
aigue et décisive dans l'évolution des choses" et non dans celui
retenu par certains auteurs pour designer un "déreglement brusque mais passa-
9et3. de certains mrZ!canismes du climat"). Dans le cas présent le passage de
l'humide h l'aride a provoqué la disparition de la végétation, une diminution
importante des sols, puis la dr?sorganisation des écoulements surperficiels
qui ont amplifié les effets de la seule sécheresse et amen4 une rupture d'équilibre
dans la sédimentation. Ces phénomenes se sont stabilis4s trés rapidement,
des avant 17000 ans BP,et il faut nuancer l'aridité du Kangmien a partir
de cette époque. Ainsi la nappe phréatique a la pt5riphérie du lac Tchad
avait alors retrouvt! un haut niveau (P. MATHIEU, communication orale). De
meme, les nombreuses datations r&alisGes r&emment sur les eaux fossiles au
Niger montrent une lacune vers 21000 a 18000 ans BP environ seulement
(A.JOSEPH, communication orale).
124

Une deuxième crise climatique s'est produïte vers 14500 ans 'BP avec
une augmentation de la pluviosité qui s'est traduite par une importante reprise
de l'érosion. Puis la situation s'est stabilisée : la nappe phréatique
était tres haute à la périphérie du paléolac Tchad des 13000 ans BP environ;
le lac lui-même était transgressif et occupait une superficie comparable a
celle des maxima récents dès 12000ans BP environ (réf.in DURAND et LANG, à
paraître). La reCOnqUête du désert a été une entreprise beaucoup ~US ]On ue,
L'apparition des lacs et des mares , en relation avec une montée cf e la nap B e
phréatique et une diminution de l'évaporation (SERVANT, 1973), s'est &he-
lonnée jusqu'apres 9000 ans BP pour les régions les plus septentrionales
(HILLAIRE - MARCEL et al., 1983).
3. Conclusions. Le Kanémien n'apparaît donc plus comme une longue pé-
riode hyperaride de pr&s de 10000 ans mais comme la succession de plusieurs
périodes dont certaines seraient même plus humides que l'actuelle. Le maxi-
mum de l'aridité s‘est produit, selon nous, vers 19500 BP et a duré au plus
un millénaire, voire quelques siecles. Il est possible d'estimer l'ampleur
de cette aridit.4. En effet, la cuvette sud du lac Tchad semble ne s'être jamais
totalement asséchée (DURAND et MATHIEU, 1979-1980). Or, GAC (1980) a
calcul6 que la rép&ition prolongée des conditions climatiques de 1973-1974
permettrait néanmoins l'existence d'un lac dans la cuvette sud, dont le
bilan hydrologique
maximum de la. crue.
serait équilibre pour une surface de 7800 km2 environ
ADAMS et TETZLAFF (1984), considérant des conditions
au
encore
plus défavorables
55 a 60%,et pluviosité
(apports fluviatiles diminués
sur le lac de 75 mm/an au lieu
de 80 a 85% au lieu
de 100) concluent
de
néanmoins
a l'existence d'un paléolac de 7130 km2 au maximum de la crue pendant
la période d'aridité maximale du Kanémien. Ces conditions climatiques correspondraient
à un déplacement de 150 a 250 km vers le Sud des isohy&tes actuelles,
soit l'équivalent de la situation que connaît le Sahel depuis plus de
dix ans.
Une autre indication sur l'aridité maximale nous est fournie par l'observation
de barrages dunaires dans la vallée de Kelta. Ces barrages y indiqueraient
une pluviosit& maximale de 50 mm/an et donc un déplacement des
isohyètes actuelles de 350 a 400 km vers le Sud. Tous ces chiffres, qui ne
prennent en compte qu'une partie des paramètres climatiques n'ont évidemment
qu'une valeur indicative.
La brièveté de la première crise climatique et l'ampleur de l'aridité
maximale du Kanémien, nous amènent a nous interroger sur la situation actuelle.
Les variations observées et enregistrées dans ce siècle, qui avaient étéjugées
peu importantes au regard de celles imaginées pendant le Quaternaire
supérieur, he risquent-elles pas d'aboutir très rapidement a une rupture d'équilibre
dans la sédimentation, l'hydrologie et l'environnement biologique,
comparable à celle de la première crise climatique du Kanémien ?
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BAS-PAYS --- __
cours d'eau permanents; 5 : cours
d'eau temporaires; 6 ': couloirs d'&osion éolienne et vallée structurale de
la Dillia; 7 : "cordon dunaire périlacustre de 320 m"; 8 : frontières;
9 : isohyètes interannuelles.
126

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PEUPLEMENTS ET CLIMTS HOLOCENES DE L'AZAHAGH
(NIGER NORD-OCCIDENTAL) : PREMIERS R~~JLTATS
Par Alain DURAND* et François PARIS**
* Faculté des Sciences, BP 10662, Niamey, NIGER et PICG
** ORSTOM, BP 11416, Niamey, NIGER.
N” 210.
L'Azawagh et ses affluents qui ne coulent aujourd'hui qu'épisodique-
ment et seulement sur de courts tronçons, drainaient autrefois un bassin
versant de plus de 420.000 km2, depuis les massifs de l'Air, du Hoggar et de
1'Adrar des Iforas, jusqu'a la vallée du Niger. Reprenant les travaux explo-
ratoires longtemps interrompus (LE RUMEUR, 1933; JOLEAUD, 1934; LAMBERT, 1935;
LHOTE, 1936, 1950; DRESCH et ROUGERIE, 1960), trois missions de reconnaissan-
ce dans le bassin moyen de 1'Azawagh (4" a 6" E et 16" a 18" N environ) ont
permis d'en préciser les principaux traits morphologiques et d'y définir la
nature et la chronologie des épisodes climatiques holoc&es et des peuple-
ments qui leur sont li4s.
1. Géomorphologie. Dans cette région le substratum crGt.acé-paléocène,
généralement calcaire ou argileux, a été profond8ment d&oupé par l'érosion
ancienne, puis recouvert par d'importants dépôts de sable éolien au Pléisto-
cène supérieur. Ainsi seule la vallée de 1'Azawagh qui collectait les apports
des "chateaux d'eau" de l'Air et du Hoggar méridional, est bien marquée dans
le paysage: le lit majeur de ce puissant fleuve atteignait souvent plus de
5 km de large. Par contre les vallées de ses affluents régionaux apparaissent
moins nettement. En effet, ne b&éficiant pas d'une alimentation allochtone,
leurs cours ont été creusés moins profondément et ils n'ont pas 4t'!! assez
puissants pour déblayer les sables éoliens accumulés pendant les dernieres
périodes arides. Le paysage montre donc un grand nombre de "vall&es suspen-
dues", bras-morts, cuvettes isolées, déversoirs occasionnels de 1'Azawagh:
autant de zones favorables ZI la formation de mares, voire de lacs.
De tels paléomilieux sont attestés par la présence fréquente d'une
faune abondante (mollusques, poissons et grands vertébrés) et de nombreux
sites d'occupation humaine. Malheureusement les dépôts eux-mêmes manquent le
plus souvent en raison de l'importance des phénomènes eoliens récents (recou-
vrement ou surtout érosion).
2. Stratigraphie et paléoenvironnemnt~. Une chronologie sommaire du-
Quaternaire supérieur a néanmoins pu être établie, en concordance avec les
données provenant des régions proches du bassin du lac Tchad et du Mali
(SERVANT, 1973; MALEY, 1981; HILLAIRE-MARCEL et al., 1983; DURAND et LANG,
a paraître).
Le Quaternaire supérieur de cette région est marqué par l'abondance
des sables éoliens. Comme ailleurs au Tchad et au Niger, la majeure partie de
ces sables appartient a un erg ancien qui est considér4 comme antérieur b
50000 ans BP au moins. Ils forment ici de grandes dunes rouges Orient&?es E-W
sur plusieurs dizaines de km de long. Dans les zones basses, ces sables ont
été grésifiés, puis ils ont connu une période aride avec une phase éolienne
intense dont témoignent de nombreuses cannelures d'érosion NNE-SSW. Cette pé-
riode correspondrait au Kanémien du Tchad (21000 - 13000 ans BP).
Le retour des conditions humides au Pléistoc&'ie terminal n'a pas (5té
observb dans la région. Pourtant des concrétions calcaires attestent de circulation
d'eau des 11000 ans BP environ, un peu plus au Sud, dans la région de
Tahoua (15" N environ). Par contre le grand épisode humide d&rit a l'tlolocene
inférieur dans l'ensemble du Sahel et du Sahara, a ét4 retrouvé ici. Il com-
prend des sables argileux et des lumachelles datées entre 9300 et 7800 ans BP
environ. Ils occupent parfois la position d'une moyenne terrasse, rep??e
127

morphologique remarquable au Tchad et au Niger (MALEY, 1981). Après une lacune
d'observation qui, par comparaison avec les données du Mali, pourrait correspondre
ZI un épisode plus aride, viennent les dépôts essentiellement palustres,
datés entre 6400 et 5900 ans BP environ. C'est a cet épisode que nous
rattachons, au moins en partie, la formation de ferruginisations tubulaires
(MALEY, 1981). Cette lacune et ces dépôts palustres accompagnés d'une remobilisation
du fer correspondent a un changement climatique majeur au Sahel et
au Sahara, lig à l'apparition d'un r&gime pluviométrique contraste (SERVANT,
1973). Puis intervient un petit épisode lacustre avec des dépôts de diatomites,
datés de 5400 a 4000ans BP environ. Les d&pôts postérieurs sont mal connus,
probablement en raison des phénomènes éoliens importants aujourd'hui
dans cette &gion (TALBOT, 1980).
3. Pdhistoire. On ne connaît pas, pour le moment, de site palBolithique
dans cette région. Les plus anciens gisements, que nous attribuons 3
l'humide de 1'Holocène inférieur, sont caractérisés par la présence d'une
faune sauvage importante , une céramique peu variée dans les décors, assez r
4paisse,
d'0unan.
et une industrie lithique riche en armatures avec quelques pointes
La période allant de 6400 % 4000 ans BP environ, est beaucoup plus riche
en gisements. On y constate une évolution archéologique continue. Certains
sites sont très proches de ceux de la ptkiode précédente, d'autres évoluent
vers un neolithique terminal très riche en poteries aux décors vari4s,
relativement pauvre en armatures et par contre riche en grattoirs. Les ossements
de petits ruminants et de boeufs, très fragmentés, sont abondants et
remplacent peu.3 peu les vestiges de faune sauvage. Le nombre des gisements
et leur nature laissent supposer une implantation de type nomade.
Un dernier épisode correspond 3 l'arrivée de la m&tallurgie. Ainsi, un
site ayant fourni des nodules de cuivre natif et une armature de cuivre a pu
être daté de 2600 ans BP environ. Par son industrie lithique, trk riche en
grattoirs, ce.site est tout a fait comparable aux gisements du n8olithique
terminal dont il se distingue cependant par la c&amique. C'est ZI ce dernier
Bpisode que se rattachent également les nombreux monuments funéraires de
cette rt$gion.
4. Conclusions et probl&nes posés. Compte tenu de la rareté des dépôts
autres qu'éoliens, les informations géologiques de cette rggion ne pourront
venir qu'en complement de celles fournies par les sbries beaucoup plus compl&
tes du bassin du Tchad et du Mali, et avec lesquelles elles concordent parfaitement.
Par contre l'abondance des gisements préhistoriques devrait nous permettre
d'aborder des problèmes particulièrement intéressants pour la préhistoire
de l'Afrique. Ainsi, la présence conjointe de pointes d'0unan traditionnellement
attribuees a l'épipaléolithique,et de céramique, pose le problème
de l'existence h l'ttolocène inférieur (10000 ;4. 8000 ans BP environ) d'une civilisation
en voie de n&olithisation (ROSET, 1983; ORSTOM, 1984).
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LOCALISATION NATURE AGE
ET REFERENCES
TARADA N.,
IN ARUINAT,
IN ARIDAL,
IN ARUINAT,
no 32
no 5b
no 1
no 5a
Charbons
Charbons
Limicolaria
Os brulés
*p.
1595
2600
3420
3700
+ 80
+ 80
+ 130
+ 150 12;
sp.
TARADA TAFERJIT S., no 31 Mélania Coquillages 4080 3950 + 120 110 I:;
GAWANE, no 24 Lamellibranches 4100 2 70 (2)
TAMAYA MELLET, no 17
IN ARIDAL, no 1
Lamellibranches
Lamellibranches
4115
4145
f
+
80
120
(2)
TASSARA, no 23
MENTES S., no 29
Lamellibranches
Lamellibranches
4150
4440
+ 80
+ 220
I;l
(1)
TCHILEGARD, no 14 Lamellibranches 4555 + 80 (2)
AOZERKAT IN ARIDAL, S., no no 1 20 Lamellibranches Perles (oeufd'autrxhe) 4585 4800 + 100 120 12;
TAKENE BAWA, no 4f
TAMAYA MELLET, no 15
TARADA C., no 31
MENTES N., no 28
Encroûtement
Limicolaria sp.
Carbonate
Lamellibranches
5000
5060
5115
5220
2 150
100
; - 160
+ 180
(2)
(2)
:;;
TARADA TAMAYA MELLET, B., no 31 no 17 Carbonate Lamellibranches 5895 5360 + 90 140
TAKENE BAWA, BAWA,,nO no 4e 4d Matière Limicolaria organ.poterie sp. 6065 5945 + 2 90 300 121
TAKENE BAWA, no 4c Os humains 6220 + 500
TAKENE BAWA, no 4b Limicolaria sp. 6310 + 110 I;i
TAMAYA TAKENE MELLET, BAWA, no no 4a 17 Melania Os humains sp.
sp.
6360 7775 + 500 120
MENTES TARADA T., S., no 30 29 Melania Lamellibranches 8320 9050 + 2 240 150
TARWADA TAMAYA MELLET, (près'TAHOUA) Ossements Concrétions 10980 9350 + 180 170 I:;
(1) et (2) datations réalisées respectivement par J. CH. FONTES (Paris XI)
et J.F. SALIEGES (Paris VI) que nous remercions ici.
(3) datations effectuées par Mme G. DELIBRIAS pour H. LHOTE.
130
ii;
:22;
t:;

INQUA/ DAKAR SYRPOSIUM “Changements globaux en Afrique"
VEGETATION ET PLUIE POLLINIQUE ACTUELLE AU TOGO
Théré EDORH
Laboratoire de Géologie du Quaternaire,CNRS,Luminy
13288 - Marseille, Cedex 9 (France)
Ce travail présente une analyse quantitative et qualitative
de la pluie pollinique'actuelle sur un transect Sud Nord en Afrique
de l'Ouest intertropicale (6"-1l"N). Par sa position géographique
le TOGO est situé dans la zone soudanienne et la zone soudano-guinéenne,
La végetation comprend des forêts skhe , mésophile ou riveraine,
des savanes arborée arbustive ou herbeuse, a distribution en
mosaïque. La méthode ies khantillons de surface a été choisie.
Pour 125 échantillons analyses, 240 .taxons diff&ents ont.été identifiés
et classés par leur appartenance aux diffgrentes associations
végétales.
Ce travail a permis d'établir des diagrammes polliniques
caract&istiques des cinq zones de végétation du Togo. Les taxons
polliniques marqueurs soudaniens (forêt-savane) et soudano-guinéens
ont éte mis en evidence. Il a été montre que la pluie pollinique est
essentiellement locale. La distinction forêt-savane peut être effectuée
dans les assemblages polliniques.
Cette étude palynologique sera ultérieurement Utilis&!e pour
reconstituer T'histoire des végétations et climats au Togo.
MOTS CLES: Togo , savane, forêt , soudanien, soudano-guinGen,
pollen, taxons marqueurs, actuel.
Référence
EDORH T. (1986) - Végétation et pluie pollinique actuelles au Togo, Thèse
Doct. Sciences, Univ.Aix-Marseille II.
131

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
EVOLUTION DE QUELQUES MILIEUX LACUSTRES EN
ETHIOPIE ET EN REPUBLIQUE DE DJIBOUTI A
L'HOLOCENE SUPERIEUR.
ELENGA-CAMARA
Laboratoire de Géologie Sédimentaire et Géochimie
NGOUABI BRAZZAVILLE CONGO
UNIVERSITE MARIEN
L'étude des carottes provenant de trois bassins
lacustres situés à des altitudes différentes a permis de reconstituer les
moments importants de l'évolution de ces lacs à 1'Holocène Supérieur.
Dans le Mont Bale en Ethiopie, on enregistre un
maximum lacustre qui se situerait entre 1500 - 1000 ans B.P.
Dans le Rift Ethiopien, les trois phases lacustres
mises en évidence pourraient être situées chronologiquement de la
manière suivante:
- La lère phase lacustre se situe avant 1720 ans B.P., elle pourrait
correspondre à la grande transgression qui a été datée dans cette région
entre 3000 et 2000 ans B'.P.(A. STREET, 1979) et dont l'optimum se
situerait vers 2000 ans B.P.
- La Eème phase lacustre aurait son optimum vers 1500 ans B.P.
Dans le bassin du Lac Abhé (République de Djibouti),
deux grandes transgressions lacustres apparaissent:
- La Ière se situerait entre 3000 et 2000 ans B.P. et aurait relevé le
niveau lacustre de quelque 45 à 55 m par rapport au niveau actuel.
- La Zème, datée à 1570 + ou - 60 ans, parait plus importante que la Ière
et aurait relevé le niveau lacustre de plus de 70 m en comparaison du
niveau actuel, Le Lac Abhé a enregistré d'autres fluctuations postérieures
à 1500 ans B.P. et dont la chronologie reste à préciser.
La comparaison des faits observés dans les différents
bassins étudiés et l'interprétation des données radiométriques disponibles
permettent une esquisse provisoire de l'évolution climatique à l'l-lolocène
Supérieur:
- Dés 1'Holocène Supérieur,une période humide s'installe sur l'ensemble
des trois bassins, cette période se situe entre environ 3000 et 2000 ans
B.P. Aprës une période de sëcheresse dont la durée est variable d'une
région àl'autre, survient une 2ëme période humide qui se situe entre 1500
et 1000 ans B.P. Il est vrai qu'au cours des périodes humides, les effets
hydrologiques diffèrent selon le bassin considéré en fonction de leur
altitude et de leur configuration.
- L'évolution climatique sur l'ensemble des bassins étudiés montre une
tendance générale à l'assèchement des lacs au cours de l'tlolocène
Supérieur; cette tendance est plus ou moins précoce selon les bassins.
L'effet sëcheresse est le plus "sévère" sur les bassins situés à basse
altitude, moins "sévère" à moyenne altitude et modéré en haute montagne,
133

Bibliographie Sommaire.
1. ELENGA.C. (1984) : Les sédiments lacustres d'âge holocène supérieur en
Ethiopie et en République de Djibouti. Etudes des diatomées et
sédimentologie de quelques séquences d'altitudes différentes.
Thèse, Doctorat 3ème cycle. Ecole Normale Supérieure et Université P. et
M. CURIE. PARIS 177~. 5 planches.
2. STREET A. (1979) : Late Quaternary lakes in the Ziway-Shala Bassin,
Southern ttfiiopia.
3. GASSE F.(l975) : L'évolution des lacs de 1'Afar Central (Ethiopie et
Tfdu Plio-Pléistocène à 1'Actuel. Reconstitution des paléomilieux
lacustres à partir de l'étude des diatomées.
Thèse SC. 3 vol. Université P.et M. CURIE.
4. FONTES J.C.et POUCHAN P.(1975) : Les cheminées du Lac Abhé (T.F.A.I.) :
Stations hydroclimatiques de 1'Holocène. C.R.A.S. Paris, T.280 Série D
383-386.
Mt Bal6
..(Ethiopie)
Rift éthiopien
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INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
QUATERNABY LITTORAL DEVELOPAIENT OF ETIIIOPIA
B.hf.Faruque
Geology Unit, Asmara University,Asmara,Ethiopia
The tectonic and depositional.changes that occurred dur-
ing the Quaternary along the 1000 km long coastal stretch of Ethiopia
is a subject of utmost interest and is probably much difl'erent from
littoral environment elsewhere in Africa. A comprehensive chronology
of the geological processes of Quaternary along Ethiopian shoreline
is attempted in this paper.
L
\
I 1 I 1
l.hiersa Teklai $.ohiassawa 3.Gulf of Zula 4.Bzii
peninsula j.DanakilDep. 6,Danakilflorst 7.Assab
The early Quaternary formations of littoral Ethiopia is
reefoidal limestone which resto on Polychromatic sediments and Desset
formation of Alio-Pliocene age, around Danakil Depression, itiassara and
the region to the north upto Alersa Teklai area. Around Assab and
Djibouti the Quaternary reefoidal limestone were laid on the basalt
of Liio-Pliocene age. The reef limestones laid down below the sea
level are now found at various levels above the present day sea level
at different parts of the coasf. The flat top of the Pleistocene reef
limestone is observed 3m to 5m above the present sea level nt hiassawa
vhereas at Assab it lies 14m to 18m below the present day seu level.
This anomalous level is explained by late Quaternary downwarping of
Assab region in a SV;-XE alignment, at right angle to the axis of
Danakil horst. A 400 km long shoreline - an arm of the Red Sea SSE
of Gulf of Zula - existing more than 70,000 years B.P. girdling the
Danakil Gulf disappeared on evaporation of the gulf following its
isolation from the Red Sea due to uplift of Danakil horst. The Pleis-
tocene marine deposit of Danakil Gulf consists of a conglomerate base
overlain by calcareous sediments. This formation is finally capped by
evaporites - gypsum beds overlain by salt - lacustrine limestone of
Holoccne and loams and silts belonging to Upper Dolocene.
135

The rate of deposition of salt - ?.2cm/yr - in the Dana-
kil Depression during Pleistocene is similar to the present rate of
deposition by evaporation and hence indicates that an identical arid
climate existed during late Pleistocene Mme. The central region ofBuri
peninsula vas submerged under the sea, at a Lime probably preceding the
upheaoal of Danakil Horst, exhibits saline evaporites along a NY;-SE
depression. An insipient graben is inferred, which lies between Danakil
horst and Dahlak island, through the Anfile Bay. lith the upheaval of
the Danakil Alps and the Eow World sea level of 60,000 yrs B.P. the
shoreline geography ras thoroughly changed. Followed a gradua1 rise in
the sea level through late Pleistocene and Holocenee Further marine
sedimentation ceased at the Danakil Depressiom, younger formation deve-
loped along the coastal region at restricted localities. The Holocene
formations of Assab region are marine sediments reating on volcanic
conglomerates* I1olocene continental deposits of pluvial character, tran-
eported from Ethiopian scarps and Danakil Alps are loose unconsolidated
to semiconsolidated fine sand and rounded pebbles,
K’ith the rejuvenation of the relief following upheaval of
Danakil Alps recent valleys have corne into being. The Pleistocene for-
mations were raised. The Pleistocene reef limestone is wave tut by
Bolocene sea developing a deep concave scarp of 2m height at some
points. The global sea level has been rising since the last ice age,
The rate of the rise of the sea level measures 2um per year in the
recent time. The crustal epeirogenic movement along Ethiopian toast
has a magnitude of 0.1 to 1 mm per year* It is quite probable that the
sea level may transcend the epeirogenic movement and it may submerge
the low lying coastal region and Danakil Depression evene
The marine fauna of Pleistocene time - corals, pelecypods
and gastropods - exist even today but their morphology does not help
to differentiate recent species from that of Pleistocene.
The depositional condition of this region has been intri-
guing in thc past,present and is likely to remain SO in the future,
since the region is tectonically active.
l.CNR-CNRS Afar Team
B.Faruque ,B.bl. and
IiiaJumdar,R.K.
3.Faure ,II.
4 .Faure ,II*
5.Kaz;li.n ,Ce
6.Siarchctti ,L.P.
7.b:ollr ,P.
3. Voute,C.
1: E F E n ENCES
1973 Geology of northern Afar(Ethiopia). Rev. de
Geog.Phys. et de Geol.Dyn.(2)Vol XV,Fasc4.
1985 Three Rifts in the southern Red Sea Struct-
ural Complex, (being submitted) Symposium.
1975 Recent Crustal movements along the Red Sea
and Gulf of Aden toasts in Afar(Ethiopia and
TEAI) o Tectonophysics 29/1975, 479-&6.
1980 Late Cenozoic vertical movements in Africa.
1975 Geological Xap of Ethiopia.
1967 General geology of southern Red Sea and
evaluation of the littoral and ofîshore area
oi Ethiopia to the south of 14*parallol.
1971 Geology of Zthiopia.
lgj6 Geology of the Assab area.
Congres0 Geologico International.
136

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
GEOSCIENCES DU QUATERNAIRE: PROSPECTIVES POUR L’AN 2000
Hugues FAURE
Laboratoire de Géologie du Quaternaire, CNRS
Faculté des Sciences, LUMINY, Case 907
13288 MARSEILLE, Cedex 9, France,
Les géobiosciences du Quaternaire, après avoir été focalisées sur
la reconstitution de l’histoire des changements de notre planète, puis sur la
mise en évidence des mécanismes qui y jouent, se tournent vers des recherches
sur la prospective du Futur. En effet, il faut maintenant répondre concrête -
ment à la question: Comment l’étude du passé et du présent peut-elle aider à
la prévision du Futur?
Les mécanismes physiques, chimiques, biologiques sont supposés res-
ter de même nature dans les années, les siècles ou les millénaires à venir .
La récolte de données quantifiées permet de nourrir des modèles qui ont for-
cément un caractère prospectif lorsque I ‘on fait varier correctement le temps,
sa durée et ses.échelles. L’intervention de l’activité humaine normale en
accélérant ou en ralentissant les taux, les vitesses, ou les quantités d’une -
composante “naturelle” ne modifie pas les mécanismes fondamentaux. Ses consé-
quences pourront être prévues en examinant l’évolution des scénarios passés
et présents aux échelles correspondantes.
Les multiples interactions et rétroactions qui affectent les systè-
mes couplés, atmosphère, biosphère, océans, hydrosphère, cryosphère, lithos -
phère, etc..., rendent très difficile l’obtention, avant la fin du siècle-,
des solutions précises (valablesà 80%) aux différents problèmes du Futur qu’il
nous faut prévoir et prévenir. La faible mémoire de l’atmosphère ( 1 semaine)
la mémoire plus longue ( années ou siècles) mais élastique de l’océan permet-
tent le plus souvent de mettre en évidence des téléconnections indicatrices
des tendances futures à l’échelle de l’année. Seu I s I es enreg i streurs possé-
dant la mémoire des saisons, des décennies, des siècles et des millénaires
peuvent nous permettre d’être en possession des données qualitatives et quan-
titatives indispensables pour approcher la prospective. Ces enregistreurs à
mémoire peuvent être, par exemple,, les sédiments du fond des lacs ou des ,
océans qui renferment un signal biologique, géochimique, isotopique, etc . . .
assez continu. Les fonctions de transfert et les scénarios paléogéographi -
ques permettent ensuite l’interprétation quantitative des signaux ou la figu-
ration des env i ronnements .
Une des clés de la prédiction du déroulement d’un facteur particu-
lier est de disposer simultanément de la connaissance du déroulement de ce
facteur sur un temps dix, cent, mille fois plus long que celui de la prédic-
tion souhaitée. Ce déroulement permet de tenir compte de l’effet des varia -
tions à plus long terme et d’apporter une meilleure connaissance de la varia-
ble temps qui, en définitive, devient l’élément recherché.
Cette connaissance de l’évolution globale au cours du temps néces-
site de disposer de longues séries temporelles. Ces séries du passé et du
présent peuvent être accessibles par les archives, les textes historiques ,
les traditions, les cernes des arbres, les compositions isotopiques deseaux,
137

les flores, les faunes, les sédiments marins ou continentaux et leurs pro-
priétés géophysiques (paléomagnétiques..), géochimiques, etc... Leur étude
implique donc une approche essentiellement interdisciplinaire concertée et
ouverte.
Bibliographie
FAURE H. 1982 - Vers une théorie de l'atmosphère pour comprendre et prédire
les variations climatiques ? STRIOLAE, 1, INQUA Newsletter, NO 4,
p. 6-8, Uppsala.
TOWARD AN INTERNATIONAL GEOSPHERE-BIOSPHERE PROGRAM
A STUDY OF GLOBAL CHANGE 1983 -
Report of a National Research Council Workshop, National Academy Press,
Washington.
GLOBAL CHANGE 1985 -
MALONE T.F., ROEDERER J.G. (Eds), ICSU Press Symposia Series, N'5, 357 p.
ROEDERER J.G. 1985 - Tearing down disciplinary barriers, EOS, Oct. 1.
138

INQUA/ DAKAR SYI4POSIUtd "Changements globaux en Afrique"
IRREGULARITE DES PLUIES ET DYNAMIQUE DE L'ATMOSPHERE
EN AFRIQUE DE L'OUEST : comparaison des périodes
1953-1963 et 1968-1975
B. FONTAINE, J. PERARD et la collaboration des mem-
bres de 1'U.A. 909 du CNRS, Centre de Recherches de
Climatologie de l'Université de Dijon - 36, rue Cha-
.bot-Charny, 21000 DIJON
Après avoir rappelé les grands traits de la circulation d'hi-
vernage sur l'ouest africain, on évoque brièvement les quelques
hypothèses qui, jusqu'ici, ont tenté d'expliquer la mise en pla-
ce et/ou la perduration anormale de la récente période de séche-
resse soudano-sahélienne 1968-1984. On expose ensuite l'objet
même de l'étude : les données (pluviométrie, radiosondages) et
les méthodes (calculs d'indices spatiaux, modèles statistiques.,.)
sont présentées de façon simple, précise et documentée ; les prin-
cipaux résultats (B. FONTAINE, 1985) sont commentés et discutés,
On s'attache surtout à évoquer : 1) les interrelations synchrones
entre la pluviométrie soudano-sahélienne (juin-septembre 1968-
1975) et la circulation troposph&ique sur l'ensemble de l'Afri-
que occidentale ;
2) les modifications de la cir-
culation d'hivernage en période anormalement excédentaire (1953-
3963) et anormalement déficitaire (1968-1975).
Seuls ces deux points sont brièvement présentés ci-après :
1) Anomalies pluviométriques et circulation d'hivernage
Entre juin et septembre, le flux humide de sud-cuest pénètre
plus ou moins profondément le continent africain en fonction du
gradient de pression et du gradient thermique qui s'installent
entre l'océan relativement frais et le désert surchauffé. En al-
titude, un flux d'est g.énéraîisé circule à contre-courant et sert
de lit aux perturbations pluvieuses. Ce flux d'est est cependant
hétérogène : il est marqué par deux axes de vent fort : le Jet
Tropical d'Est (ou JTE), à 150 hPa venu des confins thibétains
et du sud-est asiatique, et qui est lié ar?r: anomalies thermiques
positives surmontant ces régions et à l'intensité de la mousson
indienne ; le Jet d'Est Africain (ou JEA) résultant principale-
ment de l'inversion du gradient thermique mGridien dans les cou-
ches moyennes (vers 600 hPa) entre le Tchad et le Sénégal,
L'analyse statistique des indices pluviométriques (B, FONTAINE,
1981) et des composantes du vent pour la période 1968-1975 souli-
gne d'intéressantes relations entre ces deux jets et la pluviosi-
té africaine durant ces années anornalement sèchest
l/ Les anomalies de vitesse de chacun des deux jets calculées
au-dessus de N'Djamena, Niamey, Bamako et Dakar pour le JEA, et
au-dessus des mêmes stations et de Bangui, Douala et Abidjan pour
le JTE, sont en étroite corrélation isobare, mais décorrélées ver-
ticalement (pas de corrélation entre JEA et JTE au-dessus d'une
même station).
2/ Pendant les mois les plus anormalement secs (respective-
ment pluvieux) de la période, le JEA est apparu en moyenne plus
rapide (resp. plus lent) et le JTE moins intense (resp. plus in-
tense). 3/ Contrairement au JEA qui intéresse surtout la bande sahé-
lienne, le JTE se manifeste sur l'ensemble du domaine retenu :
diffluent et divergent en altitude, il apparaît nettement connecté
139

aux rentrees de mousson humide et semble favoriser l'ascendance
dans les couches moyennes soudano-sahéliennes.
2) Circulations estivales moyennes : comparaison entre les pério-
des 1953-1963 et 1968-1975
Les figures 1 et 2 présentent pour juillet-août et pour les
deux autres périodes prises en comote, respectivement les compo-
santes zonales moyennes (CZ, positjves vers l'est) et les compo-
santes méridiennes moyennes (CM, positives vers le nord) sur sept
stations ouest-africaines.
On notera d'abord un certain nombre de points communs aux deux
périodes, souliçnant aussi bien l'organisation globale de la cir-
culation africaine que l'existence de systeme régionaux particu-
liers. Ainsi, l'opposition entre hauts et bas niveaux (flg, 1) é-
voque le fonctionnement d'une circulation cellulaire zonale, de
type WALKER. L"allure des profils méridiens (fig. 2), plus comple-
xe, présente plusieurs cas de figures : soit une seule cellule de
HADLEP nord (CHN) à Nouadhibou, soit la superposition de la cellu-
le de HADLEU sud (CHS) et de la CHN à N'Djamena et Niamey, soit la
présence de la seule CHS à Abidjan et Dcuala.
Par ailleurs, la période 1968-75, anormalement déficitaire, se
distingue de Pa précédente par :
a) un flux de mousson moins intense sur Niamey et N'Djamena, mais
sans faiblesse particulière sur les autres stations,
b) un JEA sensiblement plus fort sur la bande 12-15'N
c) un JTE moins bien établi sur l'ensemble ouest-africain et pré-
sentant une composante de sud plus marquée sur son flanc sahélien
et une composante de nord moins nette sur son bord équatorial.
L'étude de la cohérence des circulation apporte d'autres préci-
sions. A la suite de D. LAMHERGEON et a1 (1981) nous appelons
"circulation cellulaire cohérente" une configuration verticale pré-
sentant, entre hauts et bas niveaux, des flux moyens de sens oppo-
sés, dont les anomalies de vitesse sont corrél&s significativement
entre elles de façon à Evoquer les raccordements verticaux néces-
saires à l'entretien de la cellule. Cette conception étant impro-
pre à résoudre certains aléas statistiques, nous la complétons en
lui adjoignant le concept de Cohésion Verticale des Flux (CVF).
La CV!? est définie par l'épaisseur de la couche dans laquelle on
observe des corrélations synchrones d'anomalies de vitesse sur
des niveaux adjacents : elle estime l'homogénéité en vitesse et
direction des flux dominants. Ainsi, pendant la période 1968-75,
la cohérence des cellules zonale ou méridienne disparaît à Niamey,
s'affaiblit sensiblement à Douala et, au contraire, s'affirme à
Abidjan (fig. 3a), Dans le m&me temps, la CVF associée au flux de
mousson et au JEA mcntre un net affaiblissement (fig. 3b).
Ces résultats (et d'autres qui ne sont pas présentés ici) mon-
trent d'une part une plus grande hétérogénéité de basse et moyenne
troposphère, d'autre part une plus forte autonomie du JEA sur 1'
ouest sahélien, ce qui favorise le cisaillement vertical dans les
couches moyennes et, par là, l'inhibition pluvieuse. Notre schéma
de synthèse (fig. 3c) suggère les hvpothèses suivantes :
- en occurrence sèche, la plus grande énergie radiative reçue sur
le nord Sahel et le plus grand flux de chaleur sensible immédiate-
ment disponible renforcent le gradient méridien moyen de tempéra-
ture dans les basses couches sahéliennés, donc la composante ther-
mique du JEA ;
- en occurrence pluvieuse, la plus forte homogénéité verticale de
la troposphère liée à Pa convection, à l'existence de "tours chau-
des" rompt l'autonomie du JEA et accentue l'entretien de la circu-

lation cellulaire par "appel" de mousson, renforcement du JTE
et libération de chaleur latente dans la branche ascendante de
la cellule.
BIBLIOGRAPHIE
1) CADET D., 1985 : Transport de vapeur d'eau en Afrique de 1'
ouest pendant l'été 1979, Colloque sur les Recherches Françaises
en Météorologie et Télédétection sur le Continent Africain, Pa-
laiseau.
2) DZIETARA S. et S. JANICOT, 1981 : Etude du champ de vent au-
dessus de l'Afrique occidentale. Rapport de 3e année, Météorolo-
gie Nationale.
3) FONTAINE B., 1981 : Pluviométrie soudano-sahélienne et dynamis-
me atmosphérique sur l'Afrique occidentale et l'Atlantique nord :
essai sur la variabilité physionomique et génétique d'une zone
limite. Thèse de 3e cycle, 2 tomes, Dijon.
4) FONTAINE B., 1985 : Anomalies pluviométriques et CirCUlEtiOn
estivale sur la bande sahélienne pendant la sécheresse 1968-1975.
Colloque sur les Recherches Francaises en Météorologie et Télédé-
tection SU.~ le Continent Africain, Palaiseau.
5) LAMBERGEON D., S. DZIETARA et S. JANICOT, 1981 : Comportement
du champ de vent sur l'Afrique occidentale, La Météorologie, VIe
série, no 25, pp. 69-83.
6) NICHOLSON S.E., 1982 ; The Sahel : a climatic perspective. Club
du Sahel, Comité Inter-Etats de Lutte contre la Sécheresse au Sa-
hel.
141

i
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DAKRR NIAMEY CIRIUJAN DOUALA
--.._--___- --- --.---- -----.----- ----- ---- .------__- - ----.- -__- _-___ -----_---- -.__ - _.__ -_
CCZ1953-b3 rien cc2 entre faible coher. ccz marquee
900-850:200-150 500; 150 950-900; 300-200
CCZ19bEk75 rien rien ccz entre ccz leqere
900: 200 950-900: 300
-------------------------------------------------~-----------------------~-------
CCM1953-63 CHN CHS entre baible CHS CHS entre
950-9OOj700-500 SLW QSOj300 9SO-900;300-200
CCM1968-75 rien faible CHS CHS coher. CHS moins coher
5l.w 950: 500 900~050;200-500 auy 9503300
-----_--------------------------------------------------------------------------
Fiq. 3 a
-- -----
CDHbENCE DES ClRCULATI0N.S CELLULAIRES ZONALES ( CCZ 1 ET ~&R~~~ENNES f CCM 1
SUR LES DEUX P6RIOOES : 1953-1963 , 1968-1975 .
CVFZf9s;3-63 I a)
400- 300- 300-200 300-150
D%AR NIAMEY CIPIDJCIN DOUFILR
b) 850-500 QOO-500 850-400 950-500
Cc) 950-750 950~El50 950;850 950-b00
300- 300-150 300-150
Cb = cumulo-nimbus (d&.wlOppewnt CUmulifOrme)
850-500 850-500 950-500
950-900 950-900 950-900 f?&3 flux bjen installee et plus rapide qu'l. l'ordinaire
CVFM1953-63 k- na" masuree zoo- 250-200 250-
SOO-400 700-600 700-600
Ccl 950-900 950-900 950-900
CVFM1968-75 u a 401s 300-120 300-150 250- 120
b 600 700-600 600 700-600
E 950-800 950 950-900 950
_----_-----_-------------------------------------------------------------------
---__--- Fig. 3 b
JTE = Jet Trop&1 d'Est JEA P Jet d'Est Africain
D = diffluence et divergence dans la haute tronosph@xe
c= cisaillement vertXca1
-4-~ cellule de Walker bien &tablje
2
--(- - cellule de Malker na1 établie en raison de rac-
mm+-- cordements verticaux plus difficiles.
Fig. 3 c
-------_-
SCHtMtnS PROPOSES A WTRE D’HYPOTHESE DE CERTAINS PHBNOMENES SYNCHRONES
COH&ION VERTICALE OES FLUX ZONAUX ( CVFZ I ET M8RlDlENS ( CVFM I PAR RAPPORT DES ocC”RENCES SECHES f 3 c 1 , ET P‘““IE”SES ( 3 c 2 J
AUX NIVEAUX : 150 - 200 hPa ( a 1 , 600 hPa I b I ET 950 hPa I c 1 / VOIR TEXTE .

INQUA/ DAKAR SYRPOSIUM “Changements globaux en Afrique”
GEOCHItl!E ISOTOPIQUE ET PALEOHYDROLOGIE AFRICAINE
AU QUATERNAIRE : PROBLEHES, ACQUIS ET PERSPECTIVE.
J-Ch. FONTES - Laboratoire d’Hydrologie et de Géochimie
Isotopique, Université Paris-Sud - Bât. 504 - 91405 ORSAY cedex.
Le principe du traçage isotopique naturel repose avant tout sur
l’existence d’un fort fractionnement isotopique lors des changements de phase
(liquide-vapeur ou vapeur-liquide et vapeur-solide) de l’eau. Le condensat se
trouve enrichi en isotopes lourds (leO et 2H).
La paléoclimatologie isotopique s’efforce de retrouver les fluctuations de
ce traçage au cours du temps, soit directement dans les eaux, soit
indirectement dans les carbonates qui portent témoignage de l’état isotopique
des eaux lors du dépôt. A ce mécanisme majeur se superpose un effet plus
faible qui est celui de la variation des effets isotopiques en fonction de la
température, paramétre omniprésent dans toutes les réactions.
Le succès de la méthode isotopique pour la reconstitution des conditions
de milieu a été assuré à partir des résultats spectaculaires livrés par les
carottes de glaces des calottes polaires et de sédiments marins profonds.
Paléoorécioitations
L’application directe stricte est celle de l’examen des teneurs
isotopiques des eaux météoriques. La proportion de vapeur distlllee est régie
par la température. La précipitation solide transformée en glace représente
un système clos où le ‘souvenir” thermique des conditions de condensation est
enregistré, à la condition que nul effet d’échange ou d’évaporation n’en
perturbe la préservation. Dans ces conditions, les profils isotopiques des
glaces polaires représentent le seul accès direct à des données
paléométéorologiques.
Un autre slgnal ‘eau’ souvent envisage est celui des nappes souterraines.
Les valeurs parfois très basses de teneur en isotopes lourds des eaux
captives profondes a été maintes fois attribué à des conditions climatiques
‘fraîches’. C’est le cas en particulier pour les grandes nappes d’eau
souterraine de l’Afrique boréale (nappes du ‘Continental Intercalaire’ et du
‘Complexe terminal’ saharien, nappe des Wubfan sandstones’ Gonfiantini et
81. , 1974, nappe du Maestrichtien du Sénégal) et australe (n. du Kalahari et
de la Province du Cap, Talma et a]., 1984). Parfois, les reconstitutions sont
précisées par des mesures de teneur en gaz nobles qui définissent les
conditions thermiques à la base de la z’one non saturée c’est-à-dire la
température annuelle moyenne (Rudolph ef a/. , 1984).
En certains cas, des teneurs assez fortes en isotopes lourds ont été
attribuées à des précipitations à caractère ‘tiède” c’est à des incursions de
type ‘mousson” (Conrad et Fontes, 1970).
Certaines informations complémentaires peuvent être obtenues de la
comparaison des teneurs en oxygène-18 et en deutérium, des eaux
souterraines. Le paramètre dénommé “excès en deutérium’ dans les
précipitations qui est à l’heure actuelle voisin de lO’/*., a manifestement
varié au cours du temps. Ce paramètre est sous la dépendance de l’humidité
relative et donc de la température au-dessus de la zone tropicale océanique où
145

se forment les plus grandes masses de vapeur atmosphérique. Les eaux du
'Continental intercalaire' saharien ont- un excès en deutérium voisin de +5
(Gonfiantini et a/., 1974), ce qui traduirait encore des conditions plus
fraîches qu'aujourd'hui lors(dela recharge de cette nappe.
Toutefots, il faut convenir que de nombreuses incertitudes doivent encore
être.levées en ce qui concerne la traduction en termes paléoclimatiques des
compositions isotopiques des eaux souterraines (rôle des épisodes pluvieux
exceptionnels, influence de la zone non saturée sur la modification des
teneurs, problèmes de lai dispersion et de l'homogénéisation au cours du
transit souterrain). D'autre part, les plus grandes difficultés sont
rencontrées dans l'estimation des âges que l'on peut assigner aux eaux
souterraines (Fontes, 19811, 1983).
Malgré ces difficulté& théoriques, il convient de resserrer les liens
entre études hydrologiques~, hydrogéologiques et paléoclimatiques notamment
via les techniques isotopiques.
11 faut développer les chronomètres potentiels des eaux souterraines et
notamment la méthode du chlore 36 (période = 300ka) et krypton 81 (période
=200ka).
Il importe aussi de porter attention aux solutions interstitielles des
sédiments pour discuter 1,es teneurs en isotopes lourds des sels authi- et
diagénétiques. l
Les oaléoconditions de milieu de oréciaitation des carbonates.
Au prix de certaines récautions (équilibre isotopique, bon mélange des
eaux),
rapport
les foraminifères ? benthiques
glace eau liquide dans
peuvent délivrer un témoignage sur le
les masses océaniques. Le carbonate
cristallise en refletànt dans sa teneur en '"0 celle de l'eau du milieu et la
température'ici considérée comme invariante. Les écarts de teneurs en '*O
seront ceuxde l'eau.
A l'heure actuelle, !Cette methode est tellement établie qu'elle sert
d'échelle chronostratigraphiqueindirecte pour le Quaternaire marin.
Les foraminifères et organismes carbonatés pélagiques vont, de leur
côté, refléter les mêmes effets de bilan mais aussi l'influence de la
température sur le partage isotopique lors de la cristallisation ainsi qu'en
certains cas, celui deb dilutions ou des surconcentrations locales.
L'entreprise est délicate qui consiste à transcrire les variations en termes de
températures comme celaiétait l'espoir initial des promoteurs de la méthode.
Le problème est le mbme en plus aïgu pour les carbonates continentaux,
dans la mesure où les ten'eurs en isotopes lourds des eaux souterraines sont
en général très variables. C'est ainsi que les teneurs en '*O des eaux de
surface stagnantes peuvent tres largement dépasser celles de l'eau de-mer
sous les climats fortement évaporants. L'interprétation des fortes teneurs en
'*O des carbonates en te mes d'incursions marines (Richards et Vita-Finzi,
1982) requiert alors la pr, t dence et il est nécessaire de disposer d'arguments
paléoécologiques. La méthode généralement employée pour interpréter les
teneurs enisotopes lourds des carbonates consisteiciencore à considérer que
l'équilibre isotopique est atteint, C'est prouvé pour les Melanoïdes (Gasse ef
a/ .) 1974) et les Ceraktoderma (Cardium), (Fontes et a/., 1983), les
Ostracodes (Chivas et ak;, 1986). C'est probablement le cas pour les calcites
146

organiques (ex. Characées) et inorganiques. La deuxième contrainte à
appliquer au système est alors d'admettre que la précipitation du carbonate
s'est effectuée dans un certain intervalle de température par exemple 25 f
5.C. Il est alors possible de reconstituer la composition isotopique de l'eau du
milieu et de proposer des hypothèses sur son origine (nappe ou réseau de
surface) son état d'évaporation, c'est-à-dire indirectement sa salinité. De
telles études ont été conduites sur le littoral mauritanien (Fontes ef a/.,
1971), dans le sud de 1'Afar (Gasse et a/., 1974 ; Fontes et a/., 1975) en
Lybie (Hillaire-Marcel, 19821, dans le sud-Tunisien(Fontes et al., 19831, au
nord du Mali (Hillaire-Marcel, 19831, en Ethiopie (Hillaire-Marcel et aI.,
1982). En certains cas, (Niger oriental, Nord Sahara) données isotopiques et
populations de biomarqueurs, notamment Diatomées, s'éprouvent et se
confortent pour préciser les conditions d'ambiance (Durand et a/., 1984 ;
Fontes bt a/., 1985).
Les depots rythmés et en particulier les accrétions successives de
carbonateà faciès clairs et sombres des biohermes à stromatolites ont donné
lieu à des tentatives de reconstitutions détaillées des variations hydrologiques
des lacs du rift(Abbe1 ef a/., 1982;Hillaire-Marcel et Casanova, 1986).
Des tentatives ont été faites dans certains cas favorables, pour coupler
et utiliser conjointement les variations de teneur en carbone-13 pour estimer
la température (Fontes et Pouchan, 1975 ; Fontes et a/., 1980) en
considérant que la teneur en 13C du CO2 de l'atmosphère est sensiblement
restée constante (ce qui n'est probable que pour 1'Holocène supérieur). La
température ainsi estimée, la composition isotopique de l'eau mère se calcule
ensuite aisément. Dans le cas de dépôts hydrothermaux du rift de l'Afar, cette
méthode a produit des résultats vraisemblables mais elle devient inopérante
dès que le CO2 qut régit in fine les équilibres calco-carboniques n'est plus
seulementceluide l'atmosphère.
Quelles que soient les contraintes théoriques ettechniques qui pèsent sur
les interprétaions des teneurs en isotopes stables des ca‘rbonates, il faut
développer lesétudes etnotammentdans deuxdirections:
- l'étalonnage des conditions de variations dans des "laboratoires'
naturels en fonctionnement actuel;
- la sélection de sites offrant des garanties de stabilité hydrologique
interannuelle afin de s'affranchir des variations mineures trop brutales.
Alors que l'extrème stabilité du milieu marin oblige à décrypter des
signaux de très faible amplitude, pour des événements hydroclimatiques
majeurs, les bassins continentaux endoréiques africains jouent un rôle
d'amplificateurs de ces mëmes événements et offrent par lê meme une plus
grande richesse potentielle d'information -au prix, bien entendu, de plus
grandes difficultés dans l'interprétation.
147

Bibliographie sommaire
Abell, P. 1. et al. (1982). ~Sed. Geol., 32, 1.
Cerling, T.E. et al. ( 1977). Nature, 267, t32.
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Conrad, G. et Fontes J-lh. (1970). in ‘Isotope Hydrology 1970’, AIEA,
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148

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PALHYDAF : ETAT D’AVAWCEtlENT. NOVEtlBRE 1985.
J.Ch.Fontes,Laboratoire dliydrologie et de Géochimie isotopique,bât. 504,F91405 Orsay Cedex.
F. Gasre, Laboratoire des Diatomées, Ecole Normale Supérieure, F9226 1 Fontenay-aux-Roses
avec la collaboration des chercheurs cités en regard de chaque programme.
i. OBJECTIFS :
PALHYDAF (Paléohydroiogie en Afrique) propose une reconstitution paléohydroiogique méridienne en
Afrique boréale depuis 130 000 ans BP (dernier interglaciaire).
On cherche è relier : réponses hydrologiques des bassins, variations climatiques, origine et
migrations des dépressions génératrices de precipitations. Les études sont conduites selon une direction
Sud Tunisie - Sud Niger (30’N - 10’N) (fig. 1).
ii. METHODES ET TECHNIQUES ANALYTIWES :
1.1 Choix des sites : Les critères sont les suivants :
- Endoréisme local, garant de l’obtention dune séquence sedimentaire aussi continue que possible.
- Faible gradient hydraulique, afin de s’affranchir du transport de fond pourvoyeur d’éléments
grossiers nuisibles à l’établissement de profils paiéomagnétiques.
- Substratum drainé, perméable, pour éviter les effets de sursaiures peu propices à la vie de la
plupart des biomarqueurs.
- Roches et sois du bassin versant riches en minéraux caiciques, dont la présence en solution assure
I’authigénie de carbonatas chimiques eWou biogéniques.
- Zone à l’écart d’accidents profonds susceptibles d’apporter du CO2 crustai ou volcanique rendant
difficile l’interprétation des mesures de teneur en 14C.
Les sites de carottages continus sont seiectionnk après reconnaissance sur le terrain, et étude des
séquences stratigraphiques prélevées à l’affleurement ou à la tarière.
- Sédimentologie, minéralogie et géochimie.
- Datations radiométriques (14C, U/Th), mesures à l’accélérateur de particules (TANS) pour les
matériaux en faible quantité et/ou à faible activité
- indicateurs biologiques. (diatomées, charophytes et autres algues, crustacés, mollusques.
foraminifères. pollens).
- Analyses des isoto es stables sur carbonates (180. 13C), sulfates (“0, 34SI, phosphates (180) et
matière organique (“0, f3C , 2H) .
- Paléomagnétisme.
- Hydrochimie et analyse isotopique des eaux interstitielles.
- Examen d’environnements actuels, en reférence b l’interprétation quantitative des associations
d’organismes, des espèces minérales et des teneurs en isotopes stables des sédiments anciens.
III:RESULTATS :
1’) Sud Niaer (A. Durand, J.Ch. Fontes, F. Gasse, B. Ousmane, G. Salome, I. Soulié-Marsche. E. Schuitz).
NW du lac Tchad :
Les travaux antérieurs de Durand et. (1984) ont orienté la localisation de Paihydaf. La
stratigraphie est adoptée de Servant (1973). Les sédiments lacustres et palustres étudiés sont lies soit au
gonflement de la nappe phréatique dans les creux interdunaires, soit aux transgressions d’un lac
hydrographique.
Coupe à l’affleurement (Durand et al.. 1984) : La chronologie des dépôts du Nigéro-Tchadien f< 12 000
ans BP) s’appuie sur 20 datations au y. Sédimentoiogie, isotopes (“0, 13C) et diatomées montrent que
les plans d’eau atteignent deux extensions maximales entre 12 000 et 10 200 ans BP, et entre 9400 et 7
000 ans BP (eaux douces à faiblement salées, alcalines). Des marécages aux solutions confinées avec
méthanogenèse et flore acidophile, s’installent vers 4 000 et se maintiennent jusque vers 1 900 ans BP.
149

Sondaaes à la tarière des creux interdunaires :
- Ari Koukouri (sondage 8.65m9 : des sédiments aquatiques (2.20m depaisseur) intercalés entre les
sables de l’erg du Kanémien (20 000-12 000 ans BP9 et l’erg récent, ont donné lieu aux analyses
suivantes: 3 datations l4 C. minéralogie des carbonates et des argiles, isotopes stables, diatomées,
gastéropodes. L’étude des pollens (E. SchuItz9 et des ostracodes (FS. Carbone19 est en cours.
- 10 610-8 860 ans BP : Sédimentation carbonatée (calcite magnésienne et fraction bisclastique).
intense activité biologique. Résultats en parfaite concordance avec ceux des coupes contemporaines
voisines prélevées à l’affleurement (Bwori. Durand et., 1984). Eaux libres peu profondes, salinité
initiale 2-S/.=, pH 8.5-9.5. puis tendance à dilution et colonisation par des macrophytes. Fluctuations à
court terme (saisonnières) du bilan hydrique enregistrées par des différences marquées entre teneurs en
isotopes stables mesurées sur calcite et sur différentes espèces de gastéropodes au sein d’un m@me
échantillon.
- 8 860-6 460 ans BP : Assèchement temporaire (paléosol ?9. Dépôts sableux puis argile
(essentiellement kaolinite et illite9 riche en matière organique.
- < 6 460 ans BP : Développement d’un plan d’eau libre. Salinité < 2’/.. , pH 7,5-8. Sédimentation
d’argile diatomique.
- Saline de Bouadouma (préliminaire9 : Une vase argilodiatomique noire (3,4Om d’épaisseur9 repose
sur le sable de l’aquifère. Trois datations 14C ont été réalisées. Datée de 8 850 ans BP à 2,SOm de
profondeur. cette séquence pourrait représenter la totalité du Nigéro-Tchadien. L’étude des diatomées
reflète dïmportantes variations de la concentration des eaux, carbonatées-bicarbonatées sodiques :
alternance d’associations d’espèces d’eau douce. planctoniques ou épiphytes (eg. t-lelosira ambiaua.
EM et de groupements d’eau hyperalcaline, comparables à ceux de la mare actuelle voisine
de Guidimouni (eg. Navicula elkab. Cvclotella meneahiniana, Anomoeoneis Gohaeroohors). Une diagenèse de
l'opale des diatomées en tridymite ou en argile apparait à différents niveaux (d'abord sur la face interne
des frustules). indépendamment de l’association de diatomées initiales. Elle est donc post-sédimentaire et
serait liée à des fluctuations de pH des eaux interstitielles et aux battements de la nappe.
- Réqion de Tcrmit (étude de terrain9 : Une mission de reconnaissance, s’appuyant sur les travaux
antérieurs de Servant (19739 a permis de réaliser un sondage de 1 lm dans un creux interdunaire. Au
moins trois stades. franchement aquatiques (lacustres ou palustres) séparés par des phases régressives
(sables argileux. dépôts argileux de type sebkhe ou sable éolien9 représentent vraisemblablement tout ou
partie du Nigéro-Tchadien.
2’9 Nord Niaer, Est Air (C. Dubar. J.Ch. Fontes, F. Gasse, P. Carbonel, M. Servant, F. Zwahlen9.
Au cours d’une mission de reconnaissance, trois secteurs favorables ont été localisés :
\
- Déorem interdun Ire de Tln Guaffw : Un forage de 4m à la tarière complétant les coupes en
tranchées et à I’affleuLement, a révélé un épisode lacustre pléistocène supérieur (calcaire à diatomées9
encadré par des sables éoliens. Le groupement de diatomées -acus,
oceliata) reflète un milieu planctonique d’eau douce.
Viennent ensuite deux phases de sédimentation de calcaires diatomitiques postérieures à 9 900 ans
BP, riches en mollusques, ostracodes et charophytes (étude en cours). Les diatomées indiquent des eaux à
salinité fluctuante, oligo- àr mésohalins. Ces calcaires sont recoupés par des sables de ruissellement dans
lesquels s’intercale un niveau d’argile riche en matière organique et à flore de diatomées paiustres
(Holocène supérieur ?9.
- Ie.m& : Dépôts fluvio-palustres (9 500 ans BP à la base).
- DéDresrion interdunaire d’Adra Bous : Deux forages de 7.50m et 5m respectivement. Postérieurement.au
Kanémien, deux épisodes (au moins). franchement aquatiques, séparés par une phase dëmersion sont mis
en évidence. Après un épisode de ravinement, un marécage Gioiocène supérieur ?9 slnstalle. Les profils
géoélectriques suggèrent toutefois que les recouvrements ne dépassent pas une vingtaine de mètres.
3’9 Autres secteurs :
Tunisie - Oued el Akarit (L. Ben Kheiifa, H. Ben Ouezdou, M. Ennabli, J-Ch. Fontes, F. Gasse, A. Mamou, N.
Thouveny. K. Zouari. J. Zaouali, 9. Les carottages réalisés en deux sites dans la basse vallée de I’Cued el
Akarit avec l’appui de l’Office National des Mines. ont livré deux enregistrements continus de sédiments du
150

Pléistocène supérieur et de ftlolocène dans un secteur largement étudié à l’affleurement (Fontes et.,
1983).
Le premier (-24,5m/plateforme pliocène) est implanté dans un secteur de rétention (‘poche à
Cardium”) identifié lors des reconnaissances. II montre des dépôts argilo-silteux fins avec gypse et
carbonates. Les organismes sont rares. Les cinq datations radiométriques disponibles (8 700 à 41 000 ans
BP) indiquent un bilan d’accumulation (sédimentation-érosion) d’environ 0.5mm.a”. Les études
paléomagnétismes (N. Thouveny) sont en cours, Cette accumulation est en partie attribuée à des dépôts des
sources (remontées de la nappe artésienne du Ponto-Pliocène). Le second (-22m/berge) est réalisé en
basse vallée de I’Dued. Le matériel obtenu est également fin, mais plus composite avec notamment de fortes
accumulations de matière organique témoignant d’épisodes de confinement réducteur accusé. La
malacofaune (gastéropodes) est bien représentée ainsi que les micro-organismes (diatomées, oshcoded.
A IHolocène, deux phases de sédimentation palustre à flore de diatomées d’eau douce (Freailaria
brevistrata dominant) sont séparés par un épisode de concentration des eaux, voire d’assèchement,
culminant peu avant 8 000 ans BP. Les flores réputées ‘marines’ observées en sondage vivent
actuellement dans les zones salées (9 11 g.1”) de l’oued. L’absence de planctonique océanique exclut
Ihypothèse dïncursion marine. Les teneurs en isotopes lourds peuvent être rapportées à une alimentation
en eau d’origine continentale, plus ou moins évoluée sous l’effet de l’évaporation. Ceci suggère que les
fluctuations de salinité sont imputables à des variations des termes du bilan hydrique et en particulier à des
modifications des conditions de drainage. Lhccumulation sédimentaire nette est de l’ordre de 0,3 mma”.
Elle est fondée sur quatre datations radiométriques (8 000 à 47 000 ans BP). Grâce probablement à des
conditions structurales favorables de subsidence continue, ajoutées a une situation hydrologique
particulière (alimentation par les eaux souterraines avec colmatage des fonds et barrage du cours par les
dépôts de sources), le site de la basse vallée d’Akarit est susceptible de livrer un enregistrement
exceptionnel des conditions de milieu et de climat au cours du Quaternaire supérieur.
Aloérie - Grand Era Occidental (Y. Callot, P. Carbonel. P. de Deckker, P.A. Dupeuble, J.Ch. Fontes, F.
Gasse, J.C. Piaziat, 1. Soulléiiarsche). Dans l’optique d’un développement de Palhydaf vers l’ouest, une
reconnaissance a été réalisée sur le matériel recueilli par Y. Callot aux marges septentrionales du Grand
Erg Occidental. Une séquence lacustre de 9 300 B 3 000 ans BP (Fontes &&, 1985) révele d’énormes
fluctuations de salinité liées aux bilans hydrauliques des bassins plutôt qu’à des variations climatiques
régionales,
III. cONcLusIONs :
Les études sont suffisamment avancées pour mettre en lumière l’extraordinaire influence du bilan
hydrique des bassins sur les signaux de paléomilleux. II apparaît b l’évidence que les reconstitutions en
termes de mouvements des masses d’air anciennes sont soumises à plusieurs niveaux dhypothèses
mécanistes selon le schéma :
Mesures et faits d’obversation
1
Référence à 1’Actuel
1
Paléomilieux
1
Hypothèse sur le comportement des bassins
3
Paléohydrologie
1
Hypothèse sur les relations, pluie-débit et humidité-température
1
Paléoclimatologie
1
Hypothese sur l’origine des dépressions
1
Paléométéorologie
L’incitation reste forte à la collecte de données objectives et à la dissociation des faits et des
hypothèses.
151

Biblioaraohie sommaire.
Durand, A. et al. (1984). Paleoecoloav of Africa, 0, 215.
Fontes, J.Ch. et al. (1983). Paleo 3, 43, 41,
Fontes, J.Ch. et al. (1985). Nature, 317, 608.
Servant, M. (1973). Thèse, Université de Paris VI, 348 p.
Figure 1 : Localisation.
Cercles pleins : Sites de ‘Pelhydar (phase II, transect est - Etat d’avancement au 1 .l 1.85.
1. Sud Tunisie
- reconnaissance effectuée
- deux carottages continus réalisés à 22 et 24m (vallée Oued Akarit)
- deux carottages a Implanter (vallée Akarlt et Sud Chott Djerid)
2. Sahara eloérien
- reconnaissance entamée (avril 851, B poursuivre (hiver 85-861
3. Nord-Nioer
- reconnaissance partiellement effectuee, & poursuivre (hiver 85-86).
4. Sud-Niqer
- reconnaissance effectuee
Site de carottages définis (Ari Koukouri et Termit) carottages prévus en 1986.
Corclos owsrts : poursuite (phase 2) de Palhydaf, transect central.
1. Nord Ouest Sahara
- reconnaissance effectuée, à poursuivre (mars 1986)
2. Sahara central (Erg Chech)
- reconnaissance prévue 1987
3. Sahara méridional (Mali central)
- reconnaissance prévue 1987
152

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
DOIT-~PROSCRIRELESC%RB~TESDESOSSEMENTS
POURLESDATATIONSAURADIOC4RBONE.,
J.Ch.Fontes&M.Massault,LaboratoiredHydrologieetde0éochimieIsotopique,
UniversitéParis-Sud,bât. 504,F91405OrsayC&x.
F.Paris,MissionORSTOMauNiger,B.P. 11416,Niamey,Niger.
A. Per~&J.F.Saliége,LaboratoiredeOéologieDynamlque,UniversitédeParis-VI,
I.Problématioue:
F75230ParisCedsxOS.
Ilestreconnu(cf.Mook, 1985)quelescarbonatesdesfossilesnesontpasaptesbladetation
parlecarbune14.Lesceusssenseraientquelastructurespongieuseoulacunairedutissußsseux
peut incluredes carbonates remaniés (véhiculés de phase solideou recristallisés à partir de
solutionsdu sols).
Ils'avirrequenombresd'essaisdedetationssurossementsmtlivrédesâgesinvraisemblables,
assez souvent plus faibles perfoisaussi plusgrends, que les âges probables estimés à partir des
argumentsarctx&giquesetarchéométriques. Ilestdonctouttgalementadmisquelesdatatims
dignesde~fiancedoiventportersurlafr~imnorganiquedesossementsetenl'occurr~sur
lesprotéinestrèscondenséesquiformentlerésseudewllagénedutissurwseux.
Twtefois,sousclimatcheudethumide,lamati~eargwiiquedes~entssubiten~alune
hydrolyse progressive qui provoque la fragmentation des macromolécules proteiniques qui se
r&olventenfractionspluscourtesjusqu'8dsvenir solubles.
Sous climat actuellement chaudetsec,ds nombreux restes osseux mt egalement montré un
eppeuvriseement marqué en matière organique pouvent aller jusqu'à son élimination complète.
C'est lecas,en particulier,au NordNiger W dessquelettes vieux d'environ 3000 ansse sont
révéléspratiquementexemptsdecer~organique.
Dem œs conditions,lesessais de datations sur collag~?nesont risques dans la mesure
notammentoùl'erreur relativesur la mesureck3massesdecerbonetraité devient importanteet
oùlescausesd'erreur accessoires (e.q condensatiminatmpléte& I'eau lorscklasynthèsedu
benzène pour lecomptageen phase liquide) dsviennentnombreuses. Ildsvientalors nkssaire
d'approfondir la problématique desdatetionssur carbonatesavec pour objectifs:
- une détermination des causes possibles de distorsion des "âgss“ radiométriques ("âges"
appermts),
- un essai de correction pour réconcilier âges sur matiére organique et &I? sur carbone
minéralcksossements.
2. L'aooortdesétudescomoarées:
Les mesures ds teneur en radiocarbone r8elisks sur différents matériaux extraits dé sites
archéologiques du Nord Niger mtrévélé que le carbone des carbonates decertains ossements
pouvaient livrer dss "@es" compatibles avec ceux que donnaient les charbons et la matière
organiquevég&leou wimale(e.g.cuir ?) des mêmesgisements.
153
k

et parfoismârnesurles mhessltes,les"
Ment en contradictim avec les surmatièreorganiqueou
Les sites explorés étaient cBT ' par l'absenta rk rxirhte aiincien sédimentaire ou
diaghktique. Les deux groupe3 se distinguaient par les criths suivants :
Aoeamforme AoemwHfl6
Distorsion : -
RX : hydroxycarbonatsapatite
bcmte%: 598% 10é30W
30 : 2 -6'/s.
iv80 :variable(-4à+4$vsPDB) variable4 0
Le rajeuntssement dans des proportlons suuvent importantes (114 B 113) implique que le
systhe n'est p3s resaé clos et qu'ufwz source auxiliaire 8 livré du carbone récent. La pr&ence
amstwite decalcitedens les ments rajeunissuggèrequeceminéralqui n'apparaitpasdansla
structure de I'os frais,est r le de l'apport récent. De plus, l'hydroxycarbonate apatite a
nettementmoinsbien cristallinit.&originelledansleskhantillons "rajeunis" quedans
lesautres. Ler~pr~~t~~uxfaits it h estimer que l'apparition de calcite résùlte du
dénnantélement partiel du r' de l'hydr bonate apatite, édifice thermodynamiquement
instable en dehors du milieu intérieur des vertébrk La mobilisation affecterait essentiellement
les lons CS*, P(.@* et serait un phhom lent, r@l et Hmlté par la faible soN~bfliti du
phosphate de a9lcium mais qui pourrait t%re léfé par lapr localecki&sorganiques
(acides aminés résoltantde la décomposition du collaghe) susceptible de provoquer unelégke
dissociation fonctionsacides faibles du phosphate. En pr nce biens calcium toutefois, le pH
final devrait tire du pH déclencherait l'intervention tampon
re cristalliserait en ème piloté par le
(et l'eauti milieuen ce nœrnelesteneursen*
rs en l"e en k da la calcite tique peuvent alors être estim au prix des
supposwnssulvantes:
s+paredelamortdusuje-t.
La ctindltion a> est t
kquilibre total avec 1'
&&, 1983).
iquaéucarboneeJtowertsur l'aimosphére,
de l'dmospttère n% pas vari au cours de la période qui nous
Isfaite puisque les carbonates nétiques sont en
tèmeouvert) lorsque le tapis végétal est inexistant (Dever
Lacondition b) est kylement remplie si l'on considére des restent inférieurs à5000
a, c'est b dire qui deI'atmosph&eestrest&
~~iblem~t~~te(~lm et en 13Csontbien connues
par las ét finesdschdrochr (c.x$ atm) Y -7'/.. )fg
PDBetA14(C4,atm) SS 1OOIade m~ne.L~s~urs~~~ates~rontalors:
154

A14(œrbonate) Y A14(CC$ gaz)( i - E 14)
(1)
ci 13(carbonate) fz b ‘a(% gaz) - SI3
(2)
où E désigne l’enrichissement isotopique entre le CO2 gazeux et le ! carbonate lors de la
précipitation avec :
E” = 2,3&‘3 (Saliég3 et fontes, 1984) (3)
et $3 = lO,S/,,
(Mook, 1980)
(4)
Il vient que cette contamination des ossements produit une calcite secondaire dont les teneurs
sont Al4 91 103% et 5 l3 Cy +3,5 à 25%. Cala expliqua les variations de teneur isotopiqua de
l’os qui inclut alors l’avantage da f4c et plus de 13C,
4. Essai ds correction :
On admet que la teneur mesurée en f4C du carbonate da l’os Am résulte d’un mélange binaire
entre celle du carbone orlgtnel de l’hydroxycarbonate apatite AH et celle du carbone ds la calcite
secondaire A, :
A,,,=kA,.,+(l-k)Ac (5)
où k est la fraction d’atomas da carbone qui provient de l’hydroxycarbonate apatite.
La suite du calcul supposa d’adopter une 101 de recrlstalllsatlon en fonctton du temps. En
l’absence d’autres informations, on retiendra la plus simple c’est à dire à taux constant (Ak/At =
constante, loi cinétique d’ordre zéro). On considÈre alors que la calcite commence é subir la
décroissance radioactive d&3 le moment de sa formation sans phénomènes ultérieurs de
dfssolutlon-recrlstalllsatlon. La variation en radiocarbone sur la p&lode t (mort de l’individu) B
0 (époque actuelle) s’écrit alors :
A,,,= kAoeBXt + (k/t),[
soit antre 0 et t :
Aoëht dt (6)
-Xt
(I-k&
,j&Q-h _ ---------..---+ (‘-k)Aoe
-------- (7)
Xt xt
qui sa résoud par rapport à t par interpolation après calcul da k par l’équation ds dilution :
b,=kbH+(l-k)&c
ava: introduction des équations (2) et ( 4)) puis ( 1) et (3).
(8)
5. midet et m *
b, est adopté B partir de valeurs conformes entre ossements et matlere orgsnlque a
Chintafidet (200km WNW A~IX&) :
N’ échant. B13 m= 6 13H 8 ‘*H % carbonate
84/10 - 6,85 + 4,40 5,9 + 1 ,o
84/39 - 6,85 + 2,27 6,7 + i,O
84/75 - 7,oo 8,4 + 1,O
84174 - 6.30 + 1,46
On considérera b, n -7*/..
155

Site de chintafidet :
N'éch. f%signation '*,., % carb. k &#CBP &gecorri&
84-36 c;erbun.os -2,61 18 0,48 2950+80 393s
84-47 Carbon.os -2,30 -',97 16 0,56 30754 80
84-38 Mat. org. -17.3 - - - 3850+ 200
84-29 charbon -25,O - - - -
84-50 Carbonate -2,60 - 13 0,59 26254 '50 3290
84-50 Mat.org - - - - 33254 260
Site d'Afunfun (45km ESE Agsdsz) : Le mbme principe de œlcul conduit B attribuer des
corri@s de 3400 B 3600 ans en ec les arguments archéologiques (F. Paris), B
entsapparementvieuxde230OansBP.
:Lamethodedecorection&s rtilom&lquessur ossements aété utiliséesur pr&
une cinquantaine c%ohantlllons. Mal le caractére assez fruste de certaines 'trypothÈses
liminaires (taux constant de recristallisetion,composition isotopiquelnitiale uniformede carbone
de I'~oxywsbonateagatite)quisontsusaptibl~sbêtre affinées (adoption d'un modèleen loi
chimlquabordre1 Uunelol~ord14e0,étudestatistlquedesvarlatlonsQ1teneuren13ede
l'hydr~bonate quid&endradesrégimesalimentaireslocaux).
Lesrésultatsobtenusàœj~r~~r~qi~~mentsdUNiger(~tre12et20'N)rnontrentque:
-30% envjrm& tillons donneraient des &s mrracts ; ce smt esmtiellement les
ossements extraits de tumulus en position hauteet donc peu sujets B des phénoménes Uenncyage
pwleewuxpluvialesouphréati
-20X; pewentllwri3rdss tlblesd&re corri#sde .setisfalssntelorsquela
nadépassepaslamoltiéenvlrondesmoléculesdscar
- 20% peuvent produire une indicetlon.chronom&rique utilisable d'autant plus difficile b
quantifierquel'onserapprocheduner&ogenësetotale,
- 30% Sanah rejetter lorsque la œlcitesecondaire est leseul carbonate présentdansl'os ;
cesontpréférentiellementleséchantillonsqi~iontt?téscumisàI'action,&l'eeu.
L'avantage de la m&hodeest que plusieurs crit&s (RX, mlclm&rie, teneurs en % et en
'80) sont alors utilisables pour déterminer si la longue et ccûtews c&tation vaut d%tre
entreprise.
Biblicoraohiesommaire:
Dever,L.etal.(l983)- &ochim. achim.Acta,S,2079.
Belmas,R.J.etal.(l9809 - Nature,a, 155.
Fontes,J.Ch.(l983)-IAEA,Vienne,TR91,285.
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Stuiver,M.(19829 - Radiocer
Turnsr,J.V.(1982)-8eochim. .Acta,&,l183.
156

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
HABITATS DUNAIRES NEOLITHIQUES AU SOUDAN
SEPTENTRIONAL ET IMPLICATIONS PALEOCLIMATIQUES
Baldur Gabriel & Stefan Kropelin
Institut für Geographie Institut für Physische Geographie
Technische Universitat Berlin Freie Universitat Berlin
Budapester Str. 44/46 Grunewaldstr. 35
D - 1000 BERLIN 30 R.F.A. D - 1000 BERLIN 41 R.F.A.
L’Ouadi Howar
Depuis longtemps le Sahara oriental est reputé pour être la région hyperaride la plus
étendue de la terre, entre autre à cause du manque de réseaux hydrographiques
importants. C’est seulement dans l’extrême Sud du Désert Libyque aux confins du
Sahel, que se trouvent des oueds assez grands dont I’Ouadi Howar est le plus important.
L’Ouadi Howar Supérieur prend sa source dans les régions montagneuses de 1’Ennedi et
du Djebel Marra, il se prolonge en tant qu’ouadi Howar Moyen dans les vastes plaines
du Sahara méridional vers I’ENE et se termine d’après.les anciennes données à la limite
du Djebel Rahib (environ 17°30’N/27025’E). Jusque là son cours est long d’environ 650
km. Mais on a trouvé récemment l’existence d’un cours d’eau continu jusqu’au Nil
datant probablement du Pléistocène supérieur: 1’Ouadi Howar Inférieur, long de 450 km
(Gabriel et al. 1985, Pachur & Roper 1984).
Souvent I’Ouadi Howar a été présumé la voie de transition potentielle pour la
propagation des innovations culturelles anciennes du Nil jusqu’au Tibesti et au Tchad,
même à l’Afrique central et occidental, bien que les seules trouvailles éminentes entre
Khartoum et le Tchad proviennent de I’Ouadi Howar Moyen. Depuis quelques années
seulement ces sites découverts il y’a 50 ans déjà sont étudiés en détail par le groupe
B.O.S. (Kuper 1981). L’ensemble de 1’Ouadi Howar Inférieur était une terre inconnue au
point de vue archéologique (fig. 1). A l’occasion d’une expédition pluridisciplinaire de
B.O.S., en janvier 1984, nous avons découvert de nombreux sites extrêmement riches
en restes néolithiques. Les sites peuvent être interprétés en rapport des phénomènes
morphologiques significatifs en paléoclimatologie. Les observations ont été vérifiées
et complétées au cours de recherches successives.
Les “habitats dunaires”
L’ensemble du matériel archéologique forme une dense litière sur des dunes fossiles
isolées (fig. 2). Ça et là, les édifices de sable, hauts de 12 à 15 mètres et de 500 à 1000
rnètres de diamètre, souvent serrés les uns aux autres, exposent d’énormes
concentrations d’outillage préhistorique sur plusieurs kilomètres carrés. C’est grâce à
la couverture de matériaux grossiers, épaisse de 50 à 100 cm, que certaines dunes ont
gardé leur forme originale. Il s’agit en plusieurs cas de dunes paraboliques (= croissants
avec les traînes à l’amont du vent). Elles se forment sous un climat semiaride là où
l’humidité du sol ou bien une végétation faible emp&che le mouvement des sables aux
pieds des dunes. Par contre, depuis longtemps la région est exclusivement parcourue
des barkhanes (= croissants avec les traînes à l’aval du vent) qui sont caractéristiques
pour un climat aride.
Les industries néolithiques
Les trouvailles archéologiques se composent en majorité d’éclats de differentes sortes
de pierre (avant tout de quartzite de provenance locale). Il y a par exemple assez
fréquemment des broyeurs, des molettes et des microlithes géométriques, mais
rarement des pointes de flèche ainsi que des outils retouchés bifacials. Le manque de
meules dormantes s’explique par des grandes surfaces CI broyage dans la roche
affleurante comme on les trouve dans les environs des habitats dunaires. La céramique
montre un grand nombre de décors variés parmi lesquels les ondes ponctuées (“dotted
157

wavy line”) et les dessins tardifs (bandes a ridelles = “Leiterband”) représentent
probablement le début et la fin de la colonisation des dunes. Parmi les restes
organiques (tests d’oeufs d’autruche, os, mollusques) se trouvent plusieurs espèces de
petits et de gros mammifères de même que des reliques d’amphibiens (p.e. Bufo
regularis).
Stratigraphie
Une tranchée pilote sur le sommet d’une dune a fourni une stratigraphie nette en
corrélation avec des horizons archéologiques. Au-dessous de 80 cm de profondeur se
trouvent des sables éoliens steriles et clairs. A la suite d’une paléopédogénèse la
fermeté, l’intensité de couleur, la teneur en carbone organique et la fraction
limoneuse et argileuse augmentent vers le haut. Par contre, la concentration en
calcaire et en phosphate dans la partie superieure est dûe à l’activité de l’homme. Les
différents styles de décor de la céramique laissent penser a une occupation humaine
plus ou moins permanente pendant plusieurs millénaires du Néolithique inférieur
jusqu’au Néolithique supérieur (approx. 8500 - 4500 B.P.). Des datations au
radiocarbone ne sont pas encore presentes.
Economie et mode de vie
Plusieurs arguments parlent en faveur d’une certaine sédentarité des occupants des
dunes. Ils n’etaient apparamment pas très spécialises au point de vue économique.
Jusqu’ici les indices montrent qu’aussi bien le ramassage (grains, fruits, oeufs
d’autruche, mollusques etc.) que la chasse aux petits animaux (rats, crapauds, oiseaux)
et au gros gibier (gazelle, phacochere, crocodile, hippopotame, rhinocéros, girafe
etc.), ainsi qu’élevage de boeufs et de chevres ont contribué à leur nourriture. Il reste
douteux si l’agriculture a joué un rôle ainsi qu’il est inexpliqué pourquoi justement les
surfaces des dunes étaient les habitats preferés bien qu’il y ait des parallèles
archéologiques et ethnologiques dans d’autres régions.
Implications palf5oclimatiques
Les observations sont ‘significatives au point de vue paléoclimatologique et
préhistorique. D’une part, elles montrent qu’a la marge meridionale actuelle du
Sahara oriental une population plus ou moins sedentaire et assez dense, avec une
production de ceramique precoce, s’opposait a une population nomade plus au Nord.
D’autre part, la forme des dunes, la paléopédogénèse et les déductions economiques
du materiel archéologique font penser que le climat pendant le Neolithique était
semiaride, comparable à celui qui règne aujourd’hui a 400 - 500 km plus au Sud. En
tout cas, la faveur écologique ne peut pas s’expliquer par un effet de distance par un
écoulement allogene de 1’Ouadi Howar, car ils existent plusieurs habitats dunaires loin
du cours de la vallee (cf. fig. 1). Là aussi les hommes ont dû avoir trouvé leurs
nécessités vitales (p.e. pâturage, eau, bois, gibier, autres produits alimentaires). -
En outre, l’orientation des axes des dunes paraboliques semble indiquer une direction
du paléovent dominant légerement deplacee (lO”) vers l’Ouest en comparaison avec
les alizés actuels.
Références:
Gabriel, B., S. Kropelin, J. Richter & E. Cziesla (1985): Parabeldünen am Wadi Howar
Besiedlung und Klima in neolithischer Zeit im Nordsudan. -
Geowissenschaften in unserer Zeit 3 (4): 105 - 112
Kuper, R. (1981): Untersuchungen zur Besiedlungsgeschichte der Estlichen Sahara. -
Beitrage zur Allgemeinen und Vergleichenden Archaologie 3: 215 - 275
Pachur, H.-J. 8c H.P. Roper (1984): The Libyan (Western) Desert and Northern Sudan
during the Late Pleistocene and Holocene. -
Berliner geowissenschaftliche Abhandlungen (A) 50: 249 - 284

159

.._. - _ - -....--.. . ^ -
Fig. 2
Vue du sommet d’une dune fossile vers l’Ouest, le Djebel Rahib en dernier plan.
La surface est parsemée des milliers d’éclats et d’outils néolithiques (au premier
plan), qui ont conservé la forme parabolique de l’édifice sableux.
160
Photo: S. Kropelin, 5.1.1984

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
INTERPRETATION PALEOCLIBATIQUE DES DONNEES
PALEOLIMNOLOGIQUES BN AFRIQUE BOREALE
F.Gasse, Ecole Normale Supérieure, BP 81
92261, Fontenav-aux-Roses. Palhvdaf (CNRS)
F.A. Street-Perrott, School of Geography
Tropical Paleoenvironment Research
Group, Mansfield Road, Oxford,
OX3RB, G.B.
Paleoclimatical interpretation of paleolimnological data in Boreal AErica
Content
1- The general tendencies and their climatic interpretation. Example of
the Early and Mid-Holoc ne high lake levels.
II- Short term (10 fi ) and local fluctuations
1) Widespread events of climatic origin.
2) Differences in the behaviour of individual basins
a) The role of local hydrological factors
b) The role of exceptionxial events
III- Water balance reconstruction for estiaating paleocliaatical
variables.
IV-Main steps for interpreting paleolimnologicai data in terms of
paleoclimates.
1) Objectives
2) Establishing the analytical .data : a multidisciplinary approach.
3) A critical step : estimation of the paleolimnological parameters.
Conclusions
Au cours des vingt dernières années, de nombreuses études régionales
étaydes par des datations radiométriques ont montré l'ampleur des fluctua-
tions des lacs africains (extension latérale et niveau du plan d'eau, chimis-
me des eaux) au cours du Quaternaire supérieur. Parmi ces travaux, figurent
nos monographies sur les lacs de 1'Afar et du Rift Ethiopien (Gasse et
Street, 1978). Depuis, nos activités respectives se sont spécialisées (sché-
matiquement, F.G. : micropaldontologie et paléoenvironnements, A.S.P. : pa-
léoclimatologie et modélisation).
Nous confrontons ici nos expériences de quelques années, différentes
mais au service de la même cause : une meilleure compréhension des oscilla-
tions lacustres en régions tropicales. Notre objectif est de montrer comment
et dans quelles mesures les données paléolimnologiques peuvent être interpré-
tées en terme de paldoclimat.
1- LES TENDANCES MAJEURES ET LEUR INTERPRETATION CLIWATIQUE. Exemple de
1'kIolocène inférieur et moyen.
L'existence de très hauts niveaux lacustres entre 12500 et 5000 BP est un
des faits les plus saillants et particulièrement bien connu qui affecte
l'ensemble de l'Afrique boréale. L'abondance des données, ainsi que le con-
traste entre cette tendance générale humide et les périodes arides qui l'en-
cadrent (17500-12500 BP, 3000 BP-Actuel) ont conduit plusieurs auteurs (dont
Street et Grove, 1979 ; Nicholson et Flohn, 1980 ; Street-Perrot et Roberts,
1983) ZI tenter des synthèses et à aborder les mdcanismes climatiques respon-
sables des fluctuations de niveau des lacs..
La comparaison des événements recensés fait apparaltre :
- un gradient SN dans l'âge de la première transgression lacustre post-
glaciaire : ca. 12500 BP près de l'Equateur, ca. 9000 BP vers 30'N.
- une dvolution différente entre l'est et-l'ouest du Sahara : l'asséche-
ment "définitif" des lacs du NE serait antérieur à celui des bassins du NO.
La spectaculaire extension des lacs a 1'Holocène inférieur et moyen peut
s'interpréter par la théorie de Wilankovitch : 1' augmentation des forces de
161

la mousson pendant cette pdriode serait due a une accentuation de Pa saison-
nalité liée aux variations des radiations solaires reçues par 1'Hémisphère
nord (Kutzbach, 1981 ; Kutzbach et Street-Perrott, 1985). Toutefois , cette
théorie n'explique ni Pes fluctuations brèves, ni les particularités de
comportement des bassins.
II- FLUCTUATIONS A VOIJRT TFXME' ET FIDCTUATIONS LOCALES
1) Fluctuations brèves enregistrées sur de vastes surfaces, et d'origine
climatique.
A l'échelle de l'Afrique boréale, des oscillations br tales (113~ ans) se
superposent aux fluctuations majeures de l'ordre de 10 5 ans. Ainsi, des
phases seches sont enregistrées dans de nombreux bassins entre environ 11000
et10000 BP, et 8500 et 6500 BP (Kendall, 1969 ; Servant, 1973 ; Gasse, 1977;
Gasse et Street, 1978 ; Hecky et Degens, 1973 ; Talbot et al., 1984 ;
Gillepsie et Street-Perrott, 1983...). La vaste surface du continent africain
affectée par ces régressions de grande ampleur indique incontestablement leur
origine climatique, non encore intégrée dans un schéma de circulation atmosphérique
cohérent.
2) Les différences de comportement des bassins, indépendantes du climat
régional
a) Le rôle des facteurs hydrologiques locaux sur les fluctuations des
lacustres
Le comportement des bassins dépend largement de leur type d'alimentation.
Un exemple est celui des lacs Abhé et Asal (Afar), distants de 50 km et
soumis au même climat, dont l'évolution holocene diffère tant par l'amplitude
et l'âge des oscillations de niveau que par la sédimentation. Le premier est
alimenté par ruissellement superficiel, le second par des eaux souterraines
d'origine marine et/ou continentale (Gasse et Street, 1978).
En bordure NE du Sahara, Iles depressions interdunaires furent occupées, à
l'Holocène, par des marécages et lacs peu profonds. Les fluctuations de
profondeur et de salinité inventoriées dans les différents bassins ne sont .
pas synchrones, ce qui exclut leur origine climatique. Elles sont attribuées
à des facteurs hydrologiques locaux (Fontes et al., 1985).
b) Les lacs, enregistreurs des 'accidents climatiques'
Des évènements hydrologiques (pluviométriques) exceptionnels au sein
d'une période dans l'ensemble climatiquement stable peuvent entrainer des
changements de niveau d'un lac, de grande amplitude, en particulier dans le
cas d'un lac terminal drainant un vaste bassin. Ainsi, les pluies centenales
suffisent a expliquer les oscillations de 40-50 m du plan d'eau ayant affect8
le lac Abhé au cours des deux derniers millénaires (Fontes et al., 1985).
III- LES PALEOBILANS HYBRIQUES : EVALUATION DES F%RAM33TRES CLIMATIQUES
A partir des courbes de fluctuations des niveaux lacustres, plusieurs
auteurs ont tenté d'évaluer des paramètres climatiques pour un instant t de
l'histoire du lac. En partant d'un modèle simple de bilan hydrique, Butzer e&
al. (19721, et Street (1979) estiment les paléoprécipitations à 9000 BP pour
-sieurs bassins d'Afrique de l'Est. Des modeles plus sophistiqués tiennent
compte & la fois du bilan hydrique et du bilan énergdtique; des valeurs de
précipitation, d'évaporation et de débit des tributaires sont avanckes pour
le "mégachad" de 9000 BP (Kutzbach, 1980 ; Tetzlaff et Adams, 1983).
Toutefois, les paléobilans proposés jusqu'à prgsent sont peu satisfai-
sants. En effet, les équations de bilan sont tr&s simplifiées, faute de
données. En particulier, Pe rôle des eaux souterraines est généralement
négligé. Les valeurs attribuées aux inconnues (telles que température ou
162

salinitk) sont souvent empiriques, car les marqueurs des paléoenvironnements
sont insuffisamment connus.
IV- ETAPES NECESSAIRES POUR UNE INTERPRETATION PALEOCLIHATIQUE DES DONNEES
PALBOLIMNOLOGIQUES
Au stade actuel de recherche, notre problème est de comprendre le compor-
tement des différents types de bassins. Au niveau des corrklations, se pose
ssi le problème de la représentativité et de la "fiabilité" des datations
f% pas toujours discutées dans la littérature.
Des concepts voisins ont été élaborés parallèlement dans le cadre du
programme PALRYDAF (Paléohydrologie en Afriqüe) (CNRS) d'une part, au sein du
"Tropical Paléoenvironment Research Grouo (Oxford) d'autre part. (Fontes,
1983-; Fontes et Gasse, ce volume ; Street-Perrott et Harrison (1985).
l- Objectifs et principes de base communs ; principales ktapes.
- Etablir la chronologie détaillée des évènements paléolimnologiques, en
choisissant des bassins endoréiques susceptibles de contenir des séquences
continues riches en marqueurs d'environnements.
- Quantifier les fluctuations recensées.
- Tenter d'établir les paléobilans hydriques.
- Extraire les signaux climatiques du stock de données paléolimnolo-
giques.
- Entrer les faits et "mesures" paleoclimatiques dans les modèles de
circulation atmosphdrique-établis 'par les météorologistes et les physiciens
de l'atmosphère.
2) Etablissement du dossier analytique : une action pluridisciplinaire
Un lac est un système de transfert, de stockage et de recyclage de l'eau,
de la matière (minérale et organique) et de l'énergie (thermique, lumineuse,
cinétique et potentielle) provenant initialement du milieu extérieur. Les
sddiments lacustres enregistrent donc les conditions physico-chimiques
du lac lui-même, et celles du bassin d'alimentation. Au sein du lac, les
cycles biologiques, chimiques et énergétiques sont interdépendants. Une con-
frontation sfimpose donc entre diverses disciplines : géomorphologie, minéra-
logie, géochimie, paléobiologie.
3) Une Btape délicate : quantifier les paramètres paléolianologiques
Des études géomorphologiques précises permettent déjà de reconstituer la
morphométrie des paléolacs, de façon très satisfaisante dans les cas favorables.
Par contre, l'evaluation des paléotempératures, paléosalinités, paléoévaporation...
est une étape qui est loin d'être acquise. En ce sens, une
calibration des paramètres enregistrés par les lacs à partir de références
actuelles paraît indispensable.
Les efforts doivent tout particuliérement porter sur les biomarqueurs,
potentiellement riches en informations mais souvent sous-exoloités en oaléoiimnologie
tropicale. Des travaux menés ces dernières années (Gasse e*t al.,
1983 ; Gasse, 1985) ont montré aue les diatomées oermettent des reconsti.5
tionsquantitatives du chimisme des eaux, si dei analyses de flores et de
milieux actuels étaient conduites au prealable dans la région considérée, et
si des traitements statistiques convenables des données étaient réalisés. Les
ostracodes sont également susceptibles de fournir des données quantitatives
(Chivas et a&, 1985). Dans l'ensemble toutefois, l'étalonnage entre biomarqueurs
(microalgues, charophytes, ostracodes, mollusques...) et paramètres
écologiques (en particulier la temperature des eaux) reste à établir.
V- CONCLUSIONS
Les lacs tropicaux sont d'excellents enregistreurs des variations clima-
tiques. Les fluctuations de grande ampleur et a long terme peuvent d'ores et
déja être interprétées par des thdories climatiques telle que celle de
163

Milankovitch. Une interprétation plus fine exige que les données paléolimno-
logiques soient sévèrement "filtrées" d'une part, quantifiées d'autre part,
avant d'être intdgrées aux synthèses et modèles paléoclimatiques et paléo-
météorologiques.
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164

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LA SUCCESSION DES LIGNES DE RIVAGE QUATERNAIRES
DU CONTINENT AFRICAIN - EVOLUTION JUSQU’AUX EN-
VIRONNEMENTS MARGINO-LITTORAUX ACTUELS
GIRESSE Pierre et BARUSSBALJ Jean-Paul
Laboratoire de Recherches de Sédimentologie Marine
Université de Perpignan
66025 PERPIGNAN- Cédex
-----
Nos connaissances sur les lignes de rivage du Quaternaire du continent
africain concernent parfois la géométrie précise de l'interface entre
le continent et l'océan, mais sont souvent liées à des observations effectuées
soit à propos de l'environnement de l'arrière pays voisin ou soit
grâce aux enregistrements continus des sédimentations sous-marines du large.
L'ensemble de ces informations sont évidemment complémentaires, elles
permettent aujourd'hui de présenter un tableau assez complet malgré des
lacunes de nos renseignements en plusieurs secteurs côtiers. L'élargissement
du champ des observations est d'autant plus nécessaire que les analy-
ses des dernières décennies relatives aux lignes de rivage2du
largement démontré l'importance des facteurs régionaux (10 -10
interfèrent avec le facteur eustatique planétaire (104 ans).
lobe ont
5 ans) qui
La carte des lignes de.rivage quaternaires du monde publiée en 1981
indique pour les côtes africaines la présence de niveaux surélevés entre
2500 et 6000 ans B.P. et vers 120.000 ans B.P. Aujourd'hui,si on aboutit
à une meilleure précision dans la définition des lignes de rivage holocè-
nes; par contre, la signification de beaucoup de terrasses pléistocènes
est remise en considération. Il a pu être montré que certaines surfaces
topographiques présumées pléistocènes et marines, résultent d'une ou plu-
sieurs morphogenèses continentales contrôlées par les rejeux de vieux li-
néaments précambriens; d'autres fois, les matériaux marins provenaient
d'interventions anthropiques ou aussi de remaniements de matériaux anté-
rieurs, parfois pliocènes. Seuls les secteurs où des mesures radiométri-
ques répétées ont été réalisées, peuvent être retenus dans le cadre de ce
bilan, ils sont relativement limités :
- Maroc, Sahara occidental, Mauritanie et Nord du Sénégal.
- Angola, Namibie (mal connue encore) et Afrique du Sud.
- Madagascar et archipels des Mascareignes et des Seychelles.
- Côtes de la Mer Rouge.
Les côtes atlantiques entre le Sud du Sénégal et le Nord de l'Ango-
la ne présentent pas de témoins datés de niveaux marins pléistocènes suré-
levés et les côtes de l'Océan Indien, toujours relativement peu explorées,
montrent quelques niveaux incertains dont la description est ancienne ou
la signification à vérifier. Dans l'état actuel des connaissances, on dé-
finit plusieurs marges africaines qui sont le site de mouvements épirogé-
niques positifs dont le rythme et la cause sont plus ou moins complètement
analysés.
1 - Au Maroc, les interférences des movements eustatiques avec les
variations régionales du climat et avec les manifestations discontinues de
la tectonique conduisent à renoncer à une schématisation trop rigide des
cycles transgressifs et de leurs témoins surélevés; ainsi les corrélations
avec les côtes méditerranéennes demeurent encore hypothétiques. Les varia-
tions des rapports entre les faunes lusitaniennes et sénégaliennes permet-
tent des reconstitutions paléoocéaniques et paléoclimatiques au sein d'ho-
rizons bien repérés, mais, par contre , perturbent les corrélations classi-
165

ques de dépôts encore insuffisamment datés par les méthodes radiométriques.
Plus au Sud, les faunes guinéennes rendent les comparaisons directes enco-
re plus difficiles. On distingue une côte septentrionale (de Safi au Cap
Sim) oii les transgressions se recoupent et s'effacent et une côte méridio-
nale (entre le Cap Sim et Agadir) où les niveaux de terrasses sont étagés.
L'épirogènie de la côte méridionale coïncide avec les reliefs de l'Atlas
dont l'érosion a conduit à un relèvement isostatique; le site d'Agadir est,
par ailleurs, à l'emplacement de la flexure sud-atlantique. Trois cycles
marins sont distingués dans le Pléistocène inférieur : le Moghrébien (36Chn)
dont la faune est quaternaire et non pliocène, le Fouartien (18Om) et le
Messaoudien (83 à 117m, mais 30 à 40m à Tarfaya). Plus bas, les témoins de
9 cycles transgressifs sont.discernés sur un million d'années, mais seuls
les plus récents sont datés en radiomètrie : Maarifien (+20 à +50m), An -
fatien (deux niveaux mal distingués vers 20 à 30 m), Harounien-Rabatien
(+20m) daté à 260.000 ans (et non à 145.000), Ouljien 1 (+5 à +6m) daté
entre 140.000 et 110.000 ans, 1'0uljien II (2 à 4m) daté entre 95.000 et
65.000 ans, 1'0uljien 111(50,5m) voisin de 40.000 ans et le Mellahien (1 à
2m) daté entre 6.000 et 3.000 ans. Au Sahara occidental, une dalle lumachel-
lique observée à +30m jusqu'au 23" degré est attribuée au Moghrébien; l'Aï-
oujien qui correspond aux Ouljiens 1 et II, est suivi sur plus de 100 km
au Nord du Cap Blanc; 1'Inchirien , plusieurs fois daté par le radiocarbone
et malgré l'incertitude des mesures, correspondrait à 1'0uljien III; enfin
l'Holocène, entre -1 et +2m, est daté entre 4300 et 3000 ans. En Maurita-
nie et au Sénégal, les radiométries sont restreintes au Nouakchottien (+2
à +3m) entre 6000 et 5000 ans et à 1'Inchirien vers 30.000 ans.
2- En Angola, les niveaux marins datés montrent une épirogénie
plus forte dans le secteur Lobito-Benguela que dans celui de Mossamedes,
sa vitesse est croissante de l'interglaciaire Mindel-Riss à nos jours.Ces
épirogènies peuvent être rapprochées de l'alignement des épicentres séis-
miques parallèle à l'axe de la ride de Walvis. On observe des lignes de
rivage holoc&res(jusqu'à +5m), de 36.000 ans (+8 à lOm), de 72.000 ans
(+25 à 30 m), de 92.000 ans (+10 à 12m), de 107 à 112.000 ans (+lO à 2Om),
de 200.000ans (+50 à 55m) et au-delà de 300.000 ans (+30 à 32m). Plusieurs
plateformes d'abrasion supportent des dépôts appartenant à des cycles
transgressifs différents.
3- En Afrique du Sud, l'étagement des niveaux marins quaternaires
est remarquable: les hautes terrasses se trouvent à 400 m (Port Alfred), à
250m (Port Elizabeth), à 120x11 (Natal), puis de manière moins nette à llOm,
95m, 82m et 73my; les moyennes terrasses sont vers 6Om, seules les basses
terrasses sont datées par radiométrie et par les acides aminés. L'Eemien
I (140.000 ans) est entre 6 et lOm, 1'Eemien II (125.000 ans) entre 9 et
10m et 1'Eémien III (85.000 ans) vers 12 àl4m; des âges à 30.000 ans ne
sont pas retenus et les niveaux marins holocènes les plus élevés (+l à
+2m) sont entre 4850 et 2540 ans B.P. Il est à noter que les dépôts de
1'Eémien III (moins chaud) sont plus élevés-que ceux de 1'Eemien II (plus
chaud), cette anomaliepourrait s'expliquer par une fonte précoce des
glaces antarctiques par rapport à celles de l'hémisphère nord. Le dépôt de
125.000 ans vers 8m est considéré comme d'origine purement eustatique.
4 - A Madagascar (côte Est), les terrasses non datées du Tatsimien
précédent les terrasses datées de 1'Eémien (ici appelé Karimbolien):
150.000 ans entre 10 et 15m, 120.000 ans entre 8 et 12m et 80-100.000 ans
vers 3m. Les niveaux holocènes (6000 à 5500 ans) se situent entre 0,3 et
2,5m (deux niveaux possibles).
166

5 - Dans les Mascareignes, des niveaux témoignent de maxima marips
vers 470.000, 440.000, 350.000, 230.000 et 120.000 ans. Les accumulations
coralliennes permettent de conclure à une remontée relative du niveau marin
de 2,7M/lOOO ans a' Maurice qui est une île relativement stable remontant
au Miocène et de 4m/lOOO ans à la Réunion, fie plus instable et subsidente
d'âge seulement pléistocène. Aux Seychelles, le niveau de 120.000 ans est
encore à +8m.
6 - A Djibouti, l'isochrone de‘l25.000 ans peut être suivi sur une
grande distance, il permet de constater les déformations inégales de pan-
neaux étroits limités par des failles et où les mouvements ont présenté un
caractère discontinu.
Les témoins de la transgression holocène ont pu être observés sur
la plupart des marges africaines , mais ils sont particulièrement bien re-
connus, à ce jour, sur la façade atlantique. Ils permettent une reconsti-
tution de plus en plus précise de l'évolution des environnements margino-
littoraux jusqu'à nos jours. La transgression représente une oscillation
de caractère général qui se situe à une échelle temps de 103 à 104 ans,
elle intègre des phases de changements climatique ou hydrologique locaux
de 102 ans et des tempêtes ou des cycles de sécheresse de 10 à 102 ans. De
manière générale, la régression anté-holocène correspondait à une tendance
plus aride sous les latitudes tropicales et équatoriales, mais aux pluviaux
dans les zones sub-tropicales qui sont limitées au Sud par Swakopmund en
Namibie et au Nord par la latitude du Hoggar.
La succession des environnements côtiers est connue avec une pré-
cision de plus en plus grande notamment au Sénégal, en Côte d'ivoire, au
Bénin, au Nigéria, au Gabon et au Congo.
Au Sénégal, l'évolution débute sur le plateau continental par le
dépôt vers 11.000 ans de plages sableuses dominées par des dunes de 10 à
15m; vers 9.000 ans, un ralentissement de la transgression conduit à un
remaniement de dépôts coqùilliers en cordons avec des pentes fortes; vers
8.400 ans, un nouveau ralentissement de la transgression permet l'instal-
lation de mangroves dans un environnement humide (Tchadien); entre 8.000
et 6.000 ans, la transgression s'accélère dans un climat toujours humide
et son maximum intervient entre 6.800 et 4.200 ans (Nouakchottien); puis
vers 4.000 ans, une régression de -2m (Taffolien) contrôle la fermeture du
golfe du delta du Sénégal. Enfin , intervient un recul de la ligne de riva-
ge ou s'édifie une succession de plages sableuses et où le paysage se dé-
finit en fonction de l'équilibre de facteurs eustatiques et d'oscillations
du régime hydrique : par exemple, l'extension dans le Ferlo des faciès sau-
mâtres vers 3300 ans et 1800 à 1500 ans correspond à deux périodes où l'é-
coulement du fleuve Sénégal et le niveau phréatique aurait été supérieurs
à l'actuel. A noter les accumulations mécaniques d'ilménites qui se sont
produites entre 8 et 9000 ans sur le littoral sous-marin.
En Côte-d'Ivoire, après le stationnement de la transgression entre
12.000 et 11.000 ans, l'humidification s'est développée sur la marge ac-
tuelle entre 12.000 et 8.000 ans. Depuis 5.000 ans, la forêt marécageuse
est constante sur le littoral, mais avec toutefois 4 pulsations négatives
dont les témoins renferment moins de 10% de pollens de mangrove.
Au Congo, le ralentissement de la transgression entre 12.000 et
11.000 ans a permis l'étalement d'une accumulation de graviers coquilliers.
167

Entre 9.000 et 7.000 ans une abondante mangrove s'est développée sur les
berges des rias profondes d'environ 30m. Après le maximum transgressif de
5.000 ans, on a assisté à des oscillations de la ligne de rivage qui ont
conduit à des sédimentations tour à tour éoliennes, marines ou saumâtres
(avec des industries tshitoliennes interstratifiées dans ce dernier cas).
Soulignons les concentrations de graviers phosphatés remaniés du Miocène
réalisées sous l'effet des paléohoules vers -35m.
Généralement, les occupations humaines corncident avec la proximi-
té des lignes de rivage des hauts niveaux marins. Sur la côte du Sahara,
vers la fin du Nouakchottien, l'homme vivait entre la lagune et sa pêche
et la savane et sa chasse. Mais, il y a un décalage chronologique entre
l'optimum écologique et le maximum de l'occupation humaine.
L'érosion ou l'engraissement du trait de côte édifié à la fin de
1'Holocène sont très contrastés selon les secteurs (progradation du SW de
la Sierra-Leone et du Nord de la Mauritanie, recul du Sud de la Maurita-
nie). Cette évolution actuelle et future est en cours d'étude, elle impli-
que l'interférence de facteurs hydriques , météorologiques et océaniques
avec de faibles oscillations de la composante eustatique locale.
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sion Afrique des Lignes de Rivage de l'INQUA.
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du niveau de la mer à la fin du Quaternaire : mesures, corrélations et
applications prospectives".
168

INC@A/1986 DAKAR SYEPOSIUM "Changements globaux en Afrtque"
EVOLUTION DES SYSTEMES DE LAGOONS-iLES BARRIEREDUTYRRHENIEN
A L'ACTUALITE A CAMP0 DE DALIAS (ALMERIA, ESPAGNE)
J.G. GOY? C. ZAZOX, C.J. DABRIO=, Cl. HILLAIRE-MARCEL=
x Dpto. de Geomorfologia y Geotectonica, Facultad de Geo-
logis. 28040 Madrid.
z+s% Dpto. de Estratigrafia. Facultad de Ciencias. 37008 Sa-
lamanca. l
xxx Dép. Sciences de la Terre, C. post. 8888, suc. A, Montreal
(Quèbec) H3C 3P8, Canada.
La côte d'Almeria, située dans le cadre structural des B&iques orienta
les, est affecté par une tectonique compressive au long du Quaternaire (3)
qui se manifeste par l'existence de décrochements, de plis, de flexures et
aussi de failles normales qui affectent tous les niveaux marins qUatWnai-
res, même le Tyrrhénien (plages avec des Strombus bubonius).
Depuis le Pleistocène moyen fonctionne un axe de flexure de direction
génerale E-O qui affecte tout le Campo de Dalias (Ouest d'Almeria) et qui
provoque la basculation de tout ce secteur cctier vers le Nord. A partir de
ce momnent l'écoulement normal vers la mer des ravins qui descendent du re-
lief est interrompu (l-3). De ce fait, le transport des sédiments n'arrive
à ce littoral que par deux points: Rio Adra, 13 Km à 1'0 et Rio Andarax,
10 Km à 1'E du campo de Dalias (4).
Au début du Tyrrhénien, daté (5) sur la côte d'Al.meria en 190.000 ans,
commence à se développer des systèmes de lagoons-îles barrières dans le ses
teur de Guardias Viejas (Figure la.) alors que, dans le secteur de Roquetas
ils ne se forment que plus tard et, très certainement, à partir de l'Holoc$
ne vers les 7.500 ans.
Au point de vue sédimentologique les plages du Tyrrhénien Holocenes et
actuelles sont très. semblables (2). On y trouvé dans toutes les mêmes gran-
deurs etant donné que les matériaux sont retravaillés puisque l'apport cô-
tier est très limité. En verticale il y a des mégaséquences "Coarsening
upward" générales formées par des séquences mineures "Fining upward" (Figu-
re lb).
Dans le developpement de ces systèmes d'îles-barrières existe un contrg
le structural évident: dénivellement de blocs avec formation de lagunes
dans le compartiment affaissé et création d'appouis de flèches dans le com-
partiment soulevé. Il y a aussi un controle hydrodynamique; apport sédimen-
taire qui n'arrive dans cette zone que par derive littoral. Le régimen de
vents qui sont quatre fondamentaux (Figure la) (Levante, Poniente, Jaloque
et Leveche) et les vagues, déterminent en définitive la direction de la dé-
rive et le sens de la progradation.
Systèmes d'Iles-barrières Tyrrhéniennes
Ils apparaissent dans la base de Guardias Viejas (Figure la) entre
190.000 et 100.000 ans (5) et sont formés par trois flèches fondamentales
qui laissent en arrière des lagunes isolées.
169

La morphologie en Qcoquillel+ et le developpement de flèches littorales
courbes dans la baie est motivée par l'action des vents Leveche (SO) et Ja
loque (SE) et surtout par l'existence de failles de direction N 1400 -
1600 E. Le vent Poniente n'aurait pas beaucoup d'influente à cause de 1'
écran formé par la Pointe de Guardias Viejas. Il en serait de mème pour le
Lévante dont la baie est à l'abri.
Le grand transport littoral ("dérive alimentaire") vers le SE, au long
de la plage de Balerma, met le sédiment provenant du Rio Adra à disposi-
tion du Leveche puis du Jaloque, à l'intérieur de la baie, formant des flè
ches littorales appuyées à la Pointe de Guardias Viejas. Par l'effet d'
ecran de cette Pointe les plus grandes accumulations ont lieu derrière elle
donnant lieu à des systèmes progradants vers le SE.
A partir d'un certain moment (début de l'Holocène?) lorsque les plages
ont bien grandi derrière la Pointe, las parties centrale et occidentale de
la baie commencent à fonctionner plus ccmme "couloirs de sédiments11 que
cme recepteurs. Comme conséquence de ceci, prograde la plage d'Almerimar.
Systèmes d'îles-barrières holocènes
Les plus intéressants sont ceux qui se développent à Punta Entinas et à
Punta Sabinar - Plage del Cerrillo (Figure la). Dans les deux cas il s'agit
de flèches littorales en angle qui laissent derrières elles des lagunes.
Le début de la formation de ces îles-barrières commence à Punta Sabinar
- P. Cerrillo par la formation du Système 1 versles 7.500 ans (âge interpre
té). L'appui de ces deux flèches littorales obliques serait le bloc soulevz
de deux failles et leur formation se doit à la dérive indue par les vents
de Levante/Poniente et Jalcque/Leveche.
Vers 6.480 ans B.P. (Table 1) commencent à se former la Système 2 et 1'
île-barrière de Punta Entinas avec des dérives littorales vers le SE, in-
dues par les vents Poniente et Leveche,. et vers 1'0 produites par Levante
et Jaloque.
Par la formation du système de Punta Entinas et étant donné sa situation
par rapport à la direction de la source d'apport qui vient de 1'0, cette zo-
ne agit comme trappe temporelle de sédiments et en conséquence? la mer éro-
sionne la protubérance des Systèmes 1 et 2 de Punta Sabinar-P. Cerrillo vers
les 3.600 ans B.P., mettant en contact la lagune avec la mer.
Plus tard la lagune se bouche et, dans le Campo de Dalias, corrunence une
progradation très nette et forte (Systèmes 3, 4, 5), vers l'E, et le NE dans
le secteur de Roquetas à la faveur de dérives littorales vers le NE et de
vents dominants de Levante.
En resumé nous dirons que depuis le Tyrrhénien (190.000 ans), dans le
Campo de Dalias, se développent des systèmes de lagoons-îles barrières favo
risés par le comportement néo-tectonique du secteur et la coexistence de
vents dominants.
D'autre part le développement de ces systèmes progradants acquiert une
plus grande importante à partir du maximum post-glaciaire (vers les 7.500
170

ans, dans cette zone). Chaque crête de plage demande, pour se former, 50
ans environ.
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Ce travail a été subventionné par le Projet 2460/83 (CAICYT) et dans le
cadre du Projet 200 du PICG.
TABLE 1
Systèmes de Flèches littorales de Roquetas (Datations 14c,
3 1 R - 7 1 Carbonates
3 / R - 10 1 Carbonates
4 R-2 Carbonates
44,9 +
I-O.3 %
63,8 +
ho, 6%
76.6 +
/Y-3,4%
171
6450 + 2.1 +
y-IOOans l-0.2%
2150 +
I-4mans
1870 +
Labora-
toire
Univer-
sité dL
Québec
à Mon-
treal.
Dpt; SC
de la
Terre.
(Canada
Lovaine
1aNeuvt
(Belgiq

0s
&.
E.
&.
P>.
b / I
Lipna da rivopl 0 6.400
Ploqe de Bolrrma
Guordiar ViaJos
Pointe Entinm
Pointa Sobinor
Plaqs Csrrillcl
Port & Roquetas
Datation
"C 1 . 6.400'100
ans. t?..P
0 36001100
-l- 2.150'400
0 1.e70+35
SYSTEMES, DE LAGUNES- ILES BARRIERES DU TYRRHENIEN A L’ ACTUALITE A CAMP0 DALIAS
\ J T)
o-
-Fi-
A),
L
P
CH
J
oirdii de verns
L.%%-lt~
Pariente
Leveche
Jaloqua
Laqunm .
Plus d’intturnf. dam le
formation de flkhn Tyrrhinims
fie- barrièn ot csa*tea
de plogl
N.O.
\
Tyrrhénian
iii S.bubonlur
d-m
-
-G-
Llqnr isoboth@
Fallle
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2-50 2040'
\
FIGURE 2b
” 1 c P 4 SKm.
S.E.

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
ANALYSE DE L'EVOLUTION CLIMATIQUE EN AFRIQUE DE L'OUEST EN
1983-1985 A L'AIDE DE L'IMAGERIE SATELLITAIRE ET DE DONNEES
CONVENTIONNELLES
Guillot B., Lahuec J.P.*, Citeau J.**, Bellet 8., Noyalet A.***
* ORSTOM/CMS
BP 147 LANNION (FRANCE)
** ORSTOM/CRODT BP 2241 DAKAR (SENEGAL)
*** CMS Lannion BP 147 LANNION (FRANCE)
Les années 1983, 1984 et 1985 ont été en Afrique de l'ouest et dans
son environnement océanique (Atlantique intertropical) le siège d'événements
climatiques importants, avec des situations presque totalement opposées en
1983 et 1984, et une situation intermédiaire en 1985. notre objectif est ici
de montrer que les observations satellitaires que nous conduisons au sein du
programme "Veille climatique", couplées à des données conventionnelles, per-
mettent de bien caractériser ces années, et de replacer les faits dans des
types de comportement saisonnier, reconnus auparavant par des auteurs utili-
sant uniquement des données conventionnelles.
l/Evolution interannuelle de la position en latitude de la Zone InterTropicale
de Convergence (ZITC)
L'observation de la position en latitude de la ZITC a été entrepri-
se pour mesurer les effets de l'influence antagoniste des centres d'action
anticyclonique de Ste Hélène et des Açores; elle consiste en un suivi sur
l'océan du maximum de nébulosité, à 28OW. Le site a été choisi pour éviter les
influences perturbatrices des continents, qui provoquent un étalement considé-
rable en latitude des nuages, et rend impossible un repérage précis, et l'ob-
servation par les.nuages est autorisée par la bonne corrélation existant en-
tre le maximum de nébulosité et la zone de changement de vent à la surface.
Les quinze années étudiées (1971 à 1985) révèlent l'existence d'an-
nées à remontée précoce et haute vers le nord de la ZITC, et d'années à re-
montée tardive (fig.la) et plus basse. La comparaison avec les données de vent
montre que la remontée du maximum de nébulosité précède de 25 jours environ
le changement de vent, et l'intensification des alizés de sud-est. 1983 entre
dans la série des années à remontée précoce et haute en latitude (fig.lb),
tandis que 1984 fournit le cas inverse typique, et même accentué; en 1985
une remontée trës tardive (mai) est associée à une migration haute et rapide
vers le nord; cette "anomalie" S'&ait déjà produite en 1974, qui fut aussi
une année de reprise de la pluviosité au Sahel.
2/Anomalies de température de surface dans le golfe de Guinée et position en
latitude de la ZITC
Le long survol maritime du flux de mousson, et les théories océano-
graphiques du "remote forcing", qui établissent un lien entre l'intensifica-
tion du vent dans l'ouest Atlantique et.les remontées froides à l'équateur,
(Moore et al, 1978, Servain et al, 1982) autorisent une comparaison entre la
position de la ZITC à 28OW et la température de surface dans le golfe de Gui-
née.
Un examen qualitatif montre que les années à remontée précoce et
hauteda la ZITC correspondent (1971, 75, 76, 78) à des anomalies négatives de
température en juillet-août, et que des anomalies positives accompagnent une
migration tardive et basse de la ZITC (1973, 77, 79, 81). En fait la relation
n'est pas aussi évidente; un calcul de corrélation (Citeau et al, 1985) révë-
le que la valeur maximale du coefficient est faible (r = -0,4) et qu'elle est
atteinte avec un délai de temps de un mois, ce qui veut dire qu'au mieux 16%
de la variabilité de la température de surface est expliquée par la position
de la ZITC.
173

L'année 1983 peut' être classée comme normale sur le plan des tem-
pératures de surface malgré une remontée précoce et haute de la ZITC; 1984
constitue le meilleur exemple d'une bonne relation entre une forte anomalie
positive de température de surface, et un mouvement tardif et faible de la
ZITC; 1985 est difficile à'classer, parce que normale sur le plan de la tem-
pérature de surface en juillet-août, alors que la ZITC est à ce moment-là
dans une position haute. I
Les années 1984 et surtout 1985 ont connu une descente très accen-
tuée de la ZITC vers le sud', et une remontée trës tardive, avec séparation du
maximum de t-$bulosité sur l'Atlantique entre une branche nord et une branche
sud (fig.lb). Ceci s'est produit en même temps qu'une forte anomalie positive
de la. température de surface de l'océan, et que la reprise des pluies en 1984
et des inondations en 1985 &J nord-est du Brésil.
3/Position de la ZITC en Afkique de l'ouest estimée par les champs thermiques
de surface
Pour suivre sur le continent la limite septentrionale des nuages
précipitants associés à la ZITC nous avons utilisé l'imagerie infra-rouge de
Météosat; les champs de radianeeclaireont montré en effet que la température
des zones sèches, à faible inertie thermique, était beaucoup plus forte, aux
heures chaudes de la journée, que celle des régions humides et couvertes d'une
végétation active; un gradient thermique élevé, un "front", représenté par l'i-
sotherme 39OC, étiré d'est an ouest, les sépare habituellement (1).
. .
Le fichier regroupe trois années, ce qui est insuffisant pour lui
conférer une dimension climatique. Nous pouvons cependant comparer qualitati-
vement ces annees, et cettenopération présente un grand intérêt, dans la me-
sure où les données conventionnelles (pluviométrie) indiquent que 1983 et
1984 ont été exceptionnelle!.
Un répertoire des! isothermes (fig.2) montre des différences impor-
tantes, et de mars à septembre,1983 et 1984 ont connu une évolution totale-
ment divergente. En mars,' le front est très en avance en 1984 et la mousson a
largement pénétré le contin&t, alors qu'en 1983 elle n'avait pratiquement pas
encore amorcé sa remontée (2). En mai, les isolignes sont au même niveau et
pour la première fois le front est plus au nord en 1983, sauf à l'est de Kano
No est environ), où l'écart est faible, et à l'ouest de 10° ouest, où il est
inversé; les différences extrêmes sont atteintes en aoUt, où la zone 2 moins
de 39OC est plus basse en latitude en 1984, avec de très gros écarts en Mau-
ritanie, et à l'est, de 4' ouest (longitude de Ségou) à l3O est.
En 1984 la moussob semble avoir subi un blocage de plus en plus fort
à mesure qu’elle remontait vers le nord. La forme des lignes de front le sug-
gëre, notamment celles de mai et de juin, où le retard apparait au centre du
sous-continent, et donne sui< fronts une forme convexe vers le sud, avec une
flèche située vers la longitude de Ouagadougou. La raison en est la faiblesse
de l'activité de l'anticyclone de Ste Hélène, avec pour corollaire un renfor-
(1) Il s'agit de champs thebmiques bruts, sans correction atmosphorique; des
observations faites au Centre Agrhymet de Niamey, et des déductions tirées
des images elles-mêmes semblent montrer que "les variations de température
correspondent toujours i une occurrence mesurée de précipitations ou à un
assëchement de la surfake du sol estimé à partir de notre modèle de bilan
hydrique (méthode Frërej Popov)" (Cheikh Babar Coly, Dr du Centre Agrhymet
de Niamey, communicstjon- .personnelle).
(2) En mars 1983 l'abondance des aérosols (poussiëres et vents de sable) a été
telle qu'elle a rendu impossible l'observation de la surface.
174

cernent des "hautes pressions de la Lybie" signalé pendant les mois
de juillet et août dans les bulletins du Centre Agrhymet.
En 1985 l'évolution des fronts ressemble assez à celle de 1983, avec
des différences importantes en juin et en août, par rapport à 1984. On note en
plus, en mai et juin, un blocage prolongé des fronts à l'ouest, en relation
avec le retour d'alizés puissants et soufflant tardivement, ceci en contradic-
tion totale avec la situation dans cette région en 1984 à la même période de
l'année, où les vents (et les fronts) étaient de signe opposé.
4/Analyse de la convection profonde et de la pluviométrie
Un second moyen, plus classique, de suivre l'évolution de la ZITC,
consiste à rechercher dans les données satellitaires les nuages précipitants
associés à la convection profonde (cumulonimbus). Nous avons utilisé pour cela
des méthodes mises au point au CMS (Berthou et Noyalet, 1979). Le travail con-
siste à repérer les noyaux convectifs, à en tracer les contours, et à établir
des cartes de fréquence d'apparition dans des aires de 2O de côté. Nous pos-
sédons un fichier de trois années; sur lequel on peut faire les mêmes remar-
ques qu'à propos des gradients thermiques au sol (3).
En janvier 1983 on a ainsi relevé (Citeau et al, 1984) une excellen-
te adéquation entre l'absence totale de nuages convectifs et de précipitations
en Afrique de l'ouest. En 1984 la forte différence de température de surface
de l'océan par rapport à 1983 : 1 à 2O de plus de mai à septembre, et même 4
'à SO au large des côtes du Congo et de l'Angola, a été accompagnée d'écarts
importants dans les fréquences d'apparition de cumulonimbus (tableau 1).
1983 596 627 363 299 217 327 2.431
1984 1.360 1.024 712 601 475 452 4.644
231 163 196 201 219 136 191
Tableau 1 : Occurrences comparées de nuages convectifs dans le golfe de Gui-
née en 1983 et 1984 (avril-septembre).
Sur l'ensemble de la saison les occurrences sont deux fois plus
nombreuses en 1984. La fig. 3 montre les différences en Afrique au mois de juil-
let. On remarque : de très fortes fréquences en 1984 sur le golfe de Guinée,
et jusqu'à 10° nord en Afrique de l'ouest; de fortes fréquences à l'est du gel-
fe de Guinée, des côtes du Gabon à la région des Grands Lacs et de faibles fré-
quences entre 10 et 16' nord, et entre 6O est et la côte, où les différences
avec 1983, année sèche, sont négatives ou faiblement positives.
Les données in situ confirment largement cette analyse. Piton (1985)
a pu mettre en relation l'anomalie positive de température de surface de la
mer et la pluviosité excédentaire enregistrée à Sao Tomé en 1984. Des données
(3) Des développements importants ont déjà été introduits pour améliorer les
procédés d'extraction : analyse numérique à partir de l'imagerie infra-
rouge, et le nombre d'images traitées. Un projet est en cours d'élaboration
pour obtenir à partir de là une estimation des pluies, avec le concours de
données in situ (pluviométrie).
175

fournies par A. Buisson (1985) (tableau 2) confirment l'ampleur du phénomè-
ne pour la saison sèche (juin:à septembre), au Gabon.
Stations l- ! Précipitations (mm) r % de la moyenne
Bitam 440,7 291,l
Cocobeach ; 301,a 116,8
Franceville n 157,6 115,6
Lambaréné 94,9 35,8
Lastoursville 156,4 191,9
Libreville 130,9 50,o
Makokou 206,5 128,l
Mayumba ’ 41.8 31,7
Mitzic 188,3 193,5
Mouila , 8787 44,4
Port-Gentil ; 392 22,l
Tchibanga 16,0 58
Sao Tomé 38,4 la6
Moyenne 1983 1984 1983 1984
674,6
1619,2
611.1
485,0
546,9
1263,9
562,5
406,9
454,9
423.8
416,7
66
39
73
38
123
38
62
76
102
51
59
36
4
1984
1983
153 2,32
537 l3,86
388 5,29
511 13,55
350 2,85
966 25,28
272 4,39
973 i2,a4
242 2,35
483 9,55
1060 18,86
564,0 1469 352,,50
Tableau 2 : Précipitations de saison sèche (juin-septembre en 1983-1984,
au Gabon et à Sao Tomé).
Les différences par rapport à la normale sont très grandes : anomalie
négative à peu pres partout en 1983, notamment dans le golfe (4% de la normale
2 Sao Tomé) et près des côtes (39% de la normale à Cocobeach, 38% à Libreville),
anomalie très fortement positive en 1984 sur toute la zone, et décroissante du
golfe : Sao Tomé 14,7 fois la normale, aux côtes : Libreville et Mayumba 10
fois la normale, et vers l'intérieur : Franceville 4 fois la normale. Une com-
paraison entre 1983 et 1984 (dernière colonne du tableau)donne des résultats
ahurissants; il est tombé de juin à septembre 1984 352 fois plus d'eau à Sao
Tomé qu'en 1983, 25 fois à Libreville, 14 fois à Cocobeach (1@2 mm en plus!).
Les données conventionnelles aident à situer le niveau des anomalies;
depuis l'origine des mesures (janvier 1933) il n'avait jamais plus aussi peu à
Libreville qu'en 1983, et jamais autant qu'en 1984; au Gabon on se souvient
qu'en 1926 il avait également plu abondamment en saison sèche, au point d'empê-
cher les brûlis et de provoquer des famines.
Conclusion
Ces remarques donnent d'autant plus d'intérêt à l'étude des derniè-
res années considérées comme des cas limites. Nous avons tracé sur la figure
3 le contour des zones où la convection a été nettement plus fréquente en 1984,
et ceci peut être considéré commeune ébauche du travail à entreprendre pour
mesurer l'incidence géographique d'anomalies de température de surface, et
l'influence réelle du golfe de Guinée sur les régions riveraines.
Plus généralement, les auteurs du premier bulletin édité par le Cli-
mate System Monitoring rappellent (p. 23-25) que la variabilité inter-
annuelle des pluies en Afrique, telle qu'elle a été étudiée par divers-auteurs
(Nicholson 1980, Janicot 1985) n'est pas uniforme, et qu'il existe effective-
ment, en Afrique de l'ouest, deux types d'anomalies, articulées autour du pa-
rallèle 10° nord; à une année sèche au Sahel (entre 12 et 18' nord) correspon-
drait une année humide plus au sud, et à l'inverse une année humide au nord
serait sèche au sud; en réalité les auteurs sont moins affirmatifs, Janicot
par exemole se contentant de constater l'existence d'aires à pluviométrie
176

homogène; personnellement nous pensons que seules les années à forte
anomalie, comme 1984, soulignent cette dichotomie; il est au demeurant assez
réconfortant de constater que nos recherches sur la ZITC et la température
de surface de la mer, et nos fichiers de champs thermiques de surface, ou de
densités de nuages convectifs, amènent des conclusions analogues à celles que
nous venons de rappeler, tout en précisant davantage le concept de variation
interannuelle, d'années opposées (ou intermédiaires), et en replaçant les ré-
sultats dans un contexte plus large.
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177

I i
J’ F’M’A’M’J’Jt’A’S’O’N’D
- Années à remontée haute e
précoce (1976,78,82,83)
Années à remontée modérée
dive 1197477, 79,80,
FIG.1 POSITION EN LATITUDE DE LA ZITC A 28-w
FIG 2 ISOTHERMES 39-c ~TEMPERATURE RAOIATIVE METEOSATI EN 1983 lp0INTILLE5L1984 ~TRAIT INTERROMPU~.
ET 1985 (TRAIT CONTINU1
178
l

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
TECTONIQUE, SEISMICITE ET VOLCANISME DE LA PLAQUE
AFRICAINE,DEPUIS LE MESO-CENOZOIQUE
René GUIRAUD
Faculté des Sciences, 33 rue Louis Pasteur, 84000 AVIGNON.
Les travaux récents conduisent à considérer que différents secteurs
de la plaque africaine montrent une instabilité épisodique, sinon quasi-
permanente, depuis la dislocation du Gondwana : non seulement au niveau de
la marge alpine, mais également dans le domaine intraplaque. A l'intérieur
du continent, les rifts de l'Afrique orientale correspondent évidemment à
l'un de ces secteurs. Mais d'autres ensembles structuraux, qui se regrou-
pent le plus souvent en couloirs ou faisceaux linéamentaires, présentent
des caractères similaires.
L'instabilité se traduit de diverses façons :
- par le jeu d'accidents majeurs qui limitent ou non des bassins
sédimentaires, ou qui découpent le socle ;
- par des intrusions magmatiques, souvent d'origine profonde ;
- par une activité sismique, à l'échelle historique.
La trace de ces zones instables est en général bien visible sur les
images fournies par les satellites, ainsi que sur les cartes dressées à la
suite des prospections géophysiques : cartes gravimétriques et, plus rare-
ment hélas, cartes aéromagnétiques.
Nous décrirons l'histoire des quelques domaines structuraux qui
présentent ces caractères, dans la mesure où ils correspondent aus seules
régions réellement actives sur le plan néotectonique en Afrique.
- La chaîne alpine d'Afrique du Nord voit son histoire fortement
influencée dès le Lias nar le ieu d'accidents de direction voisine de E-W.
Ces accidents vont permettre 1: coulissage sénestre de l'Ibérie par rapport
à l'Afrique lors de l'ouverture de l'Atlantique Central. Ce mouvement se
poursuivra jusqu'à 1'Aptien ou au Santonien, période marquée par le début
de la collision des plaques Afrique et Europe. Le rapprochement se pour-
suivra jusqu'à l'heure actuelle, ainsi qu'en témoignent les études néotec-
toniques et l'analyse de la séismicité. Les accidents E-W joueront un rôle
majeur, comme le montre la répartition des principales unités paléogéogra-
phiques et structurales, des intrusions magmatiques mio-plio-quaternaires
et des épicentres de séismes. Ces accidents constituent un faisceau linéa-
mentaire (fig. l), qui intéresse également le Sud de l'Ibérie et au sein
duquel s'est moulé l'Arc de Gibraltar (R. GUIRAUD 1974 et 1985 ; Groupe de
Recherches Néotectoniques, 1977). Le plus célèbre est indéniablement l'ac-
cident sud atlasien, ou "flexure saharienne".
- Les linéaments guinéo-nubiens se superposent probablement à des
accidents tardi-panafricains (fig. 2). Leur jeu au Lias est démontré par
la mise en place de nombreux dykes de dolérites au sein du craton Ouest
africain, sensiblement dans le prolongement de la limite méridionale de
l'Atlantique Central. Leur instabilité du Crétacé à nos jours est manifeste
dans lesconfins égypto-soudanais, où l'on note en particulier la mise en
place de plusieurs complexes annulaires, et de façon certaine mais moins
évidente en Afrique de l'Ouest (R. GUIRAUD et al., 1985) : l'ensemble des
études structurales, y compris celles qui ont été effectuées à la suite du
séisme de Guinée de Décembre 1983, montrent la permanence d'un jeu en dé-
crochement dextre depuis le Maastrichtien.
179

- Les linéaments centrafricains sont également très anciens, comme
l'ont signalé M. CORNACCHIA et R. DARS (1983). Au Crétacé leur jeu en dé-
crochement va permettre l'ouverture du Golfe de Guinée et des bassins de
la Bénoué, du Cameroun, du Tchad et du Soudan (cf les travaux de J. BENKHE-
LIL, J.D. FAIRHEAD, P. LOUIS, etc.). "La ligne du Mont Cameroun", aligne-
ment volcanique particulièrement actif au Cénozoique, interfère avec ce cou-
loir linéamentaire : elle pourrait correspondre à une zone de "relai en dé-
crochement distensif" ( no t ion développée récemment par l'école de Montpel-
lier. dans d'autres régions).
- Les reprësentent
un faisceau dont certains éléments ont été reconnus de longue date en Al&-
rie, où leur fonctionnement du Prëcambrien à nos jours a éié démontré par
les travaux de différents auteurs : en particulier en ce qui concerne la
dorsale d'E1 Biod. Plus au Sud, les tronGons nigérien et bënino-togolais
ont été peu mobiles après le Crétacé (R. GUIRAUD et S. ALIDOU, 1981). Ce-
pendant la sismicitë relativement forte enregistrée sur le littoral ghanéen
est, en partie, liée B l'un de ces accidents (la faille d'Akwapim) ; les
fractures limitant au Nord le Golfe de Guinée s'avérant également actives
dans ce secteur.
- Les rifts de l'Afrique orientale sont surtout connus pour leur
histoire mio-plio-quaternaire (voir en particulier les travaux de J. CHORO-
WICZ et al.). Cependant la branche de la Mer Rouge s'initie à P'Oligocène
et de nombreuses structures ou manifestations magmatiques beaucoup plus an-
ciennes démontrent que la fracturation et l'amincissement de la croûte con-
tinentale se sont amorcés depuis très longtemps en Afrique de l'Est. Nous
citerons le cas du fossé du lac Rukwa dont le remplissage comporte des sédi-
ments continentaux du Crétacé et du Karroo, tandis que ses bordures sont
jalonnées par de grands dykes de carbonatites datées de 1'Aptien. On retien-
dra également l'existence d'un long fossé subméridien qui découpait la Cor-
ne de l'Afrique au Jurassique, des fossé Karroo, du Grand Dyke de Rhodésie,
. . . et l'ouverture de l'Océan Indien à la fin du Lias.
En conclusion, il est clair que l'instabilité au Quaternaire ne
représente que la pérennité d'un état qui dure depuis des centaines de
millions d'années.
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180

1 : linéaments nord-africains ; 2 : linéaments guinéo-nubiens ;
3: linéaments centrafricains ; 4 : linéaments subméridiens.
Fig. 1 : Carte des linéaments majeurs de l'Afrique.
Fig. 2
Carte schkatique des iinPnwnts fi:li:ISo-nu'Jicns. 1, linite du
Pr6camSrien mEtamorphique ; 2, contact anormal ; 3, lin6nment
tectonique
nisne
; 4, dolérites liasiques
néogànc et quaternaire
; 5, massifs
; 7, épicentre
intrusifs
du séisme
;
de 6,
volca
Guinée du 22 déce mbre i983 ; A, Assouan
Lé, Léona ; N, Na.- ?-a . , Tf A-, TnF;rtn+ . ..-L..VLL.
; G, Gourma ; L, Los ;
181

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caine. C.R. Acad. SC; Paris, t. 293, p. 779-782.
R. GUIRAUD, B. ISSAWI et Y. BELLION (1985). - Les linéaments guinéo-nubiens :
un trait structural majeur à l'échelle de la plaque africaine.
C.R. Acad. SC. Paris, t. 300, p. 17-20.
Y. BELLION, Y. BENKHELIL et.R. GUIRAUD (1984). - Mise en évidence de défor-
mations d'origine compressive dans le Continental intercalaire de
la partie méridionale du bassin de Taoudeni (Hodh oriental, confins
mauritano-maliens). B.S.G.F., ne 6, p. 1137-1147.
182

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
Geomorphological evidence for climatic change
in the south-central Sahara
Horst H. K. Hagedorn
University of Würzburg FRG
'The author gives a comprehensive description of some aspects
of south-central Saharan landform development, together with
some explanatory detail of his approach to the geomorphology
of this region. Flains landscapes together with escarpments
make up most of the central Saharan relief, aside from the
high mountain regions of Tibesti and Hoggar. Therefore the
discussion Will concentrate on the development of the first
two and their relation to climatic change in the Pleistocene
and Holocene.
Another approach for getting climatic information is the
study of river terraces. A sequence of four terraces Will be
described by the author, but the number of terraces is under
discussion. Regardless of the differences of number, the ter-
races fa11 into two groups which Will be called coarse-sedi-
ment and fine-sediment terraces. This basic difference of
material has to be explained as well as the development of
the terrace bodies, in order to arrive at palaeo-climatic
conclusions. There are still many other unsolved problems in
the interpretation of wadi terraces as indicators for cli-
matic change. There is as yet no clear answer to questions
such as to whether a depositional terrace body represents
an arid, a humid, or a transitional phase of climatic change,
or whether different climatic conditions cari lead to terrace
formation. But aside from these uncertainties there is plenty
of evidence from a11 over the central Sahara of phases of
wadi sedimentation and subsequent dissection in comparable
stratigraphie and 14 C age positions.
Geomorphological evidence for climatic change cari also be
found in those large regions of the central Sahara that are
charactebized by repeated changes from the dominante of flu-
vial to aeolian processes and back, both within and outside
the ergs. Aeolian corrasive activity mainly affects parts of
the escarpment rim and some of the plateau and scarpland re-
gions downwird of the Plateau du Mangueni at a scale that is
still visible in Landsat imagery. The regions also preserve
extensive evidence that there has been more than one ex-
tremely aeolian period in the past, einterrupted or replaced
by fluvial and limnic phases.
Of great importance are large landslides along the main
parts of the escarpments. Four periods of escarpment develop-
ment cari be distinguished (GRUNXRT, 1983). These are:
- The period of escarpment formation during the Tertiary: the
present escarpments had a precurs-or with a more gentle pro-
file, comparable to those in the seasonal tropics of today.
183

These similarities in profile indicate semihumid climatic
conditions perhaps still during the later Tertiary. Fur-
ther evidence for such a climate are the truncated valleys
and the endorheic depressions on the plateau surface. Red
loam relicts, the most reliable evidence of intensive chem-
ical weathering, were not found, however,
- The period of several phases of glacis formation at the
foot of some escarpments, and, perhaps occuring at the
same time, the formation of landslides along the other
escarpments during the early and middle Quaternary. Glacis
formation originated with descreasing humidity, whereby
chemical weathering and soi.1 formation as the dominant
processes were replaced by fluvial erosion,
In order to create conditions suitable for landsliding con-
siderable humidity under semiarid to semihumid conditions
was necessary, Frecipitation must have been sufficient for
an at least periodic wetting of the slope and %he mainte-
nance of a high aquifer. It must have fed Springs along
the escarpment, thereby preventing desiccation of the mobi-
le clays even in the arid season. Another perequisite was
the gradua1 exposure of the Tilemsin beds at the escarp-
ment foot in the course of gradua1 foreland lowering and
slope steepening by fluvial erosion, which eventually led
to an unstable condition,
- The beginning, duration and the end of landsliding period
cannot be determined with much accuracy. Reckoning from
the good preservation of the slides movements may have
occured until the younger Quaternary. There is only evi-
dence that they were no longer active during the early Ho-
locene“pluvia1 period around 9,000 y.b.p., although annual
precipitation Will have ranged from '150 to 200 mm.
- The period of slope dissection and the formation of wadi
terraces during the late Quaternary: Following the end of
glacis formation below landslide-free slopes and the gravi-
tative formation of landslides on the other slopes an in-
tensive fluvial dissection began which lead to further
steepening of the slopes. Slope retreat, which had been
quite considerable until the middle Quaternary came to a
virtual standstill. With the exception of very local occur-
rences the escarpment rim has remained stable since then.
- The period of virtual relief stability during the later Ho-
locene (after 6,000 y-b-p.): This is the least important,
but also the shortest period of relief formation. The lat-
ter part of it is characterized by an extreme aridity which
seems to have had no precursor during the Quaternary. Slope
denudation almost came to a standstill, with the exception
of some gully erosion during sporadic rainstroms.
This arid period was interrupted by the weak Neolithic plu-
vial, when, for a period of about 2,000 years, slope debris
was reactivated, leading to the growth of a thin grave1
terrace, which nevertheless may caver large areas. It is
184

Lit.:
mostly characterized by large boulders, sometimes up to
1 m in diameter strewn across the broad alluvial fan sur-
faces of the foreland. !L%e occurence of these large boul-
ders cari only be explained by catastrophic, most likely
episodic rainfalls, in contrast to the more moderate
precipitation regime the early Holocene pluvial.
BUSCHE, D. u. H, HAGEDORN (1980): Landform development in
warm deserts.
Z. Geomorph. N. F., Suppl. Bd. 36: 123 - 139
GRTJXERT, J. (1983): Geomorphologie der Schichtstufen am
Westrand des Murzuk-Beckens (Zentrale Sahara).
Relief Boden Palaoklima, Bd. 2, Stuttgart
185

INQUA/ DAKAR SYHPOSIUN "Changements globaux en Afrique"
COMPOSITION ISOTOPIQUE (lac, 180, lac, Th/U) DES CARBONATES BIOGENIQUES DE
PALEOLACS D'AFRIQUE INTERTROPICALE: MESSAGE PALEORYDROLOGIQUE ET EFFETS
DIAGENETIQUES
Claude RILLAIRE+ARCBL
Laboratoire de GBologie du Quaternaire du CNRS t GEOTOP de l'Universit6 du
Québec & Montréal
Les carbonates lacustres (coquilles de mollusques, stromatolites,
Chemin@es hydrothermales...) et dans une moindre mesure, les carbonates
p&dologiques (nodules), les travertins ou les coquilles de pulmonés, gardent
l'empreinte de leur milieu de formation (lac, 180, éléments en traces) et
une mémoire relative du temps écoulé (lac, Th/U...). Cependant, divers
processus diagenétiques peuvent altérer le message originel. Dans le cas des
carbonates calcitiques, a l'origine , aucun indice min&ralogique ne dévoile
1'Bvolution ultérieure du fossile; l'analyse des structures cristallines
(MES) peut, toutefois, mettre en évidence des phases de prkipitations
secondaires et certains indices géochimiques (Mg, Sr...; 180 & 13C, Th/U...)
révèleront, à l'occasion, la persistance d'un système ouvert. Lorsque le
carbonate était originellement aragonitique, la stabilite minéralogique ne '
constitue pas une- preuve formelle de fermeture géochimique du milieu (cf.
par exemple la mobilite de l'uranium). Il est donc nécessaire de prkiser
1'Bvolution diagénetiquè des khantillons avant tout essai de reconstitution
des pal&omilieux. Sous les réserves qui préc&dent, les teneurs en l8O et en
l3C livreront, par exemple, des informations d'ordre paléohydrologique. Ici
encore, les interprétations ne sont pas univoques. Les rapports lsO/lsO dans
les carbonates donnent en génbral accès à ceux des eaux qui presidèrent B la
cristallisation, lorsque d'autres critères (exempli gratis pal&o&cologiques)
permettent d'6valuer les paléotempisraturesl. La composition isotopique
( 6180), notamment de l'eau des paléolacs , ne reflète quasiment jamais celle
des pal&oprécipitations. En effet, le contexte hydrologique (lac de nappe,
terminal, "pluviomètre"...) et surtout le temps de résidence de. l'eau
impriment leur marque sur les teneurs en isotopes lourds de l'oxygène'. Les
rapports 13C/lW de la calcite ou de l'aragonite pourront cependant
permettre, dans certains cas, d'évaluer le bilan hydrologique du palBolac et
fourniront en outre 'une base d'appr&iation chronologique des activités 14C
mesurées dans les échantillons. A l'aide des exemples suivants, qui
187

eprésentent diverses situations hydrologiques et la plupart des épisodes
"humides" du Ploistocène supérieur et de l'lolocène, on illustrera ce qui
precède, en s'efforçant d'appuyer les reconstitutions paléohydrologiques
proposées sur l'hydrologie actuelle des bassins.
Les hauts niveaux lacustres de 1'Holockne et de la transition
Pleistocène-Holocène ont et& enregistrés il peu près partout en Afrique
intertropicale. Les fossiles carbonatés n'ont, en g&néral, subi aucune
évolution diagénétique notable et, par suite, gardent une profonde empreinte
du milieu originel. A titre d'exemple, les lacs de nappe sahariens du NE
malien2 ont connu deux phases de remontée de leur niveau (ca. 9,600-7,000 DP
et 5,500-4,500DP); dans chaque cas, les plus basses teneurs en l8O
enregistrées par les carbonates (6180 % -13%0) laissent croire que les
précipitations de l'épisode Btaient beaucoup plus pauvres en isotopes lourds
que celles d'aujourd'hui. Quelques nappes d'eaux souterraines (e.g. celle de
l'erg d'Gubari, dans le sud libyens) ont probablement garde, quasi intacte,
la trace isotopique de ces paleoprkipitations (6180 4. - 10Yo0). Dans la
plupart des cas, cependant, les fossiles lacustres présentent de plus fortes
teneurs en 180, indiquant une evaporation importante de l'eau des petits
lacs interdunaires ou des dépressions plus profondes: les lacs de Gabraon et
de Mand&a, dans l'erg d'OubaLi, en sont les analogues moderne+. De façon
similaire, les lacs .du rift est-africain ont laissé des traces
(stromatolitea! dépats fossilifères) de hauts niveaux r&cents, d6calPs
cependant dans le temps, par rapport 3 leurs homologues sahariens (ca.
lZ,OOO-10,000 BP et 4,500 BP)a=5. Ici encore, des précipitations appauvries
en isotopes lourds par rapport aux pluies actuellea semblent caracteriser
l'épisodes. Le stade 3 de la climatostratigraphie isotopique océanique (Wurm
ou Wisconsinien moyens) est marqu6, aux basses latitudes, par une remontee
de certains niveaux lacustres (e.g. le lac Manyara, en Tanzanie, vers
26,000-24,000 BP et 34,006-36,000 ? BP). Les carbonates n'ont, dans ce cas
là aussi, connu qu'une évolution diagénétique limitée: les conditions
paléohydrologiques que révèle leur composition isotopique s'apparentent h
celles que nous venons de décrire7. Les paléolacs plus anciens, marqués par
d'anciens rivages stromatolitiques (rift est-africain94 ou par des d&pats
littoraux fossilifères (Wadi Shati, en Libyes), ont livré des âges Th/U
permettant de les associer au dernier interglaciaire (ca. 130,060 ans et ca.
80,000 ans ?s). Une diagenèse variable, mais parfois importante, caractérise
les carbonates de cet bpisode: elle apparaet, selon le cas, dans l'évolution
188

min&ralogique (aragonite/calcite), la mobilité de certains éléments en
traces (uranium, strontium, aagn&3ium... ) et une empreinte isotopique (leO &
IW) particulière3. Dans quelques cas favorables, toutefois, on a pu
reconstituer des conditions paléohydrologiques proches de celles du début de
1'Holocène. Les quelques carbonates que l'on a pu associer B des phases
lacustres antérieures (vallée de la Suguta, au Kenya! lac Natron, en
Tanzanie...) ont perdu en presque totalité les traces du milieu originel:
forts lessivages en uranium , recristallisation poussée, en sont les preuves
premières. Les diffbrents exemples pr&sentés ci-dessus illustrent l?intér@t
des carbonates fosiles pour les reconstitutions pal&ohydrologiques; ils
démontrent en même temps les limites de l'approche: au-delà du dernier
interglaciaire, l'établissement d'une chronologie et les reconstitutions
pal&ohydrologiques, B partir de tels outils, deviennent aléatoires.
a--------
* Fontes, J.-C. C Hillaire-Harcel, C., 1982. XI-MIA Congres& Abstr. 1, p.92.
2 Hillaire-Harcel, C. et al., 1983. Quaternary Res., 20: 145-164.
3 Hillaire-Harcel, C., 1982. in te Shati, lac pléistoche du Fezzan ftibye),
H. Petit-Haire, ed., CNRS-Marseille, P. 34-13.
4 Hillaire-Marcel, C., Carra, 0. C Casanova, J., 1986. Ouaternary Res., sous-presse.
s Hillaire-liarcel, C. L Casanova, J., 1986. Isotope Geusci., sous-presse.
i Hillaire-Marcel, C., 1986. Sci. géol., sous-presse.
7 Casanova, J., 1986. lhése D. ès Sci., llarseille Luriny.
* Petit-Haire, N. (ed.), 1982. cf. 12) supra.
’ Gaven, C., Hillaire-Marcel, C..L Petit-tiaire, H., 1981. Nature, 290: 131-133.
--
~130000
(80 000 1)
INE SAKANE
- 9 600-7 000 B.P.
- 4 500 B.P.
24 000-26
34 000-36 000 B.P. 1
130 000 ?
) 200 000 ?
LOCALISATION ET AGE DES PALEOLACS MENTIONNES
189
N 1300001
3 200 000
10 000 B.P.
DI-NATRON
- 10 000 B.P.
-1300001

INQUA/ DAKAR SYb!POSIUM "Changements globaux en Afrique"
DISTRIBUTION PATTERNS OF POLLEN IN MARINE SEDIMENTS
FORM A RECORD FOR THE SEASONAL WIND PATTERNS
OVER NW AFRICA
Henry HOOGHIEMSTRA (4
Institute of Palynology and Quaternary Sciences,
University of Gottingen
The climatic gradient in NW Africa is reflected in a number of
distinct vegetation zones between the Mediterranean and the
Gulf of Guinea (WHITE,1983). Pollen and spores produced in
these vegetation zones are transported mainly by wind to the
Atlantic and sedimentated on the ocean floor. The main wind
systems in NW Africa, transporting dust particles (including
pollen and spores) are the NE trade and the "African Easterly
Jl;tlei)lso called : Saharan Air Layer or midtropospheric easter-
The NE irade (a surface wind) reaches as far south as 17-lpON
from July to September, and to ca. 4-5ON from December to February
("January trade"), depending on the main position of the
intertropical
1983). The
front
NE trade
(ITCZ) in
contributes
the course
today to
of the year
only a limited
(LEROUX,
amount
of dust (pollen), originating from the NW fringe of the Sahara
and the Mediterranean area to a limited offshore range. The
trades blow basically parallel to the shore line, south of 18ON
even slightly onshore towards the SSE (LEROUX,1983).
The African Easterly Jet is a zona1 wind which originates in
the southern Sahara (SARNTHEIN et al.,lp82) and moves west
above the trade wind inversion (at 700-1500 m alt.) with a
maximum concentration around 3000 m alt. between 170 and 210N.
It passes around the Upper-air high-pressure system found over
the western Sahara, and finally forms a sickle-shaped course of 1
trajectory over the eastern north Atlantic. Most of the Saharan
dust arrives at the Atlantic during July and August.
Over 100 surface samples from the bottom of the Atlantic Ocean
offshore NW Africa (between 34O and 6ON, and from a depth varying
from 50 m to 4800 m) have been palynologically analysed.
These samples represent the sediments accumulated during the
last ca. 1000 years and, therefore, may be compared to the
actual distribution of the NW African vegetation and the actual
pattern of atmospheric circulation. Many taxa, more or less
characteristic of a distinct vegetation zone, provided a distinct
distribution pattern. For a11 taxa a relation between
1) the source area of the pollen, (2) the transporting system
I wind,
tion
water
in the
currents), and
marine sediments
(3) the
could
resulting pollen
be ascertained,
distributaking
into
account the main months of pollen release and the average patterri
of atmospheric circulation at that time of the year. The
distribution patterns form, in this way, a tracer for the main
wind patterns acting at the time of deposition of the concerning
sediment. This method cari be applied to deep-sea cores.
(z) This study has been carried out in cooperation with Dr.
C.O.C.AGWU (University of Nigeria, Nsukka), Prof. H.-J.BEUG
(Gottingen), and Dr. G.GOLOMBBCK.
191

From a sufficient number of pollen records from deep-sea cores
(dated by oxygen isotope chronology) Vpaleo-distribution maps"
may be deduced and reveal information of the atmospheric circu-
lation pattern and the position of the source area of the con-
cerning pollen during selected time slices of the past. Some
of the most interesting tracers Will be discussed shortly.
Pollen of the forest trees of W and S Europe and N Africa (a.o.
Pinus, Alnus, Betula) are maximally represented (25-40s) in the
marine sediments at 33-35ON (fig. 2). Southwards percentages
are decreasing. Pine forests on the Canary Islands are an impor-
tant source area of pollen and a local secondary maximum (ca.
50%) is situated just south of these islands. Representation
decreases to 10% at 26ON, to 5% at 23ON, to 2% at 2?ON, and the
isopercentage contour of 1% reaches as south as 10°N. The main
period of pollen release is from March to May and the average
wind flow pattern of the trade during this period matches the
distribution pattern found in the marine sediments. Between yo
4oN a SW-NE directed area with relatively high representation
(5-77;) is noted and cari be explained by the position of the
ITCZ during the period of pollen transport: the accompanying
rain belt washes down pollen from the atmosphere and causes
locally an increased representation. It cari be concluded that
this distribution pattern is indicative of the flow pattern of
the trade (and possibly the strength of the trade), and of the
position of the ITCZ during the period of pollen transport.
Maxima of representation of the Chenopodiaceae-Am. (fig. 3) are
located offshore Morocco (40% between 28O and 31°N) in the N
sector, and offshore ly" to 22ON (50-60s) in the S sector. In
the N sector the isopercentage contours form narrow ranges at
a small distance, and more or less parallel to the toast line.
The isopercentage‘contour of 25% reaches from 32O to ca. 15ON,
and encloses both areas of maximum representation. South of 15oN
representation decreases rapidly: at cae 13ON to 556, at ca. yoN
to 2u/o, at ca. 80~ to l$, and south of 7ON no representation has
been found. The halophyte shrubs and herbs of these families
have a wide distribution in NW Africa. In the N sector these
are abundant in Morocco (littoral) and the northern fringe of
the Sahara (~HIT%,l983), and the main period of pollen trans-
port is from November to April. The narrow ranges of represent-
ation in the marine sediments reflect the average wind flow
pattern of the trade during this period. In the S sector the
Chenopod.-Am. are abundant in the Sahel zone and the main period
of pollen production is from June to September. In the months
July to September the African Easterly Jet reaches its maximum
strength and a considerable part of the source area of these
Saharan air outbreaks is located in the Sahel (SARNTHEIN et al.,
1982). This explains the location and the very high represent-
ation of these pollen in the offshore sediments between ly" and
22ON. tiven the characteristic sickle-shaped course of trajectory
over the eastern north Atlantic, as shown by e.g. KOOPMANN(1981)
and SARNTHEIN et a1.(1982) is documented in the distribution
pattern of this taxon. South of 15ON representation decreases
rapidly. The course of the isopercentage contours is very steep
between 160 and 21°W, and directed in a SW-NE direction. This
corresponds with the average course of the ITCZ in the first
half of the year (LEROUX,l983; HASTENRATH & LAMB,l977) and may
be interpreted as to reflect the southernmost position of the
192

Fig. 1
Major wind
systems ov‘er NW
Africa (NE trade,
January trade,
SE trade, and
African Easterly
Jet) and the
pattern of pollen
accumulation
in the marine
sediments
(iso-pollen sum
contours).
Figs. 2 - 4
Distribution
maps of taxa from
the northern,
central, and
southern sector
(Mediterranean
elements, Cheno-
podiaceae-Amar.,
and elements of
tropical forests
and savannas
respectively I
in recent surface
sediments of the
Atlantic offshore
NW Africa.
Indicated in
relative fre-
quency (isoper-
centage contours).
Bold dots: main
source area;
thin dotsi
source area of
secondary
importance;
in brackets:
months of main
pollen transport,
crosses: sample
stations.

ITCZ during the main period of pollen transport. It cari be con-
cluded that this distribution pattern reflect in the N sector
the average wind flow pattern of the trade, between 17O and
24ON the wind flow pattern of the African Easterly Jet, end in
the S sector the average southernmost position of the ITCZ.
Pollen of the elements with a centre of distribution in the
tropical forest and savannas (fig. 4) are maximally represented
in the marine sediments in a narrow offshore range
b~;;~~~)60
repreeentation
and 11oN. At a greater
of 50-62% has been
distance
found,
from the
The SW-NE
toast
directed
a
isopercentage contours reach the continent at 12ON (50$), 13ON
(40%)) 15ON (25%). 16ON (20%)) 19ON (5$)9 and 23ON (2%). It may
be expected that main eolian pollen transport takes place mainly
in the relatively dry period from December to February, when the
January trade is dominant in this area. The decreasing representation
from Liberia to Senegal is apparently related to the
decreasing source area available for the January trade to stock
up their pollen load. It cari be concluded that this distribution
pattern is indicative of the northernmost distribution of the
tropical forests , the wind flow pattern of the January trade,
water current transport by the Senegal river mainly indicated
by
the
the constituent
southernmost
Rhizophora),
position of the
and probably
ITCZ.
I not yet evidenced)
Other elements, tracing wind trajectories, water currents, and/
or the situation of vegetation belts are: Betula, Pinus, Erica,
Quercus, Ephedra, Calligonum, Maerua, Artemisia, Gramineae, Al-
chornea, Butyrospermum, Combretaceae, Elaeis, Commiphora, Lannea,
Rhizophora, Compositae, Cruciferae, Plantago, and the fern
spores (see HOOGHIEMSTRA et al., in press).
REFERENCES:
HASTENRATH,S. & P.LAMB,1977. Climatic atlas of the tropical
Atlantic and eastern Pacifie Ocean, Univ. of Wisconsin Press
HOOGHIEMSTRA,H. & C.O.C.AGWU, in press, Distribution of paly-
nomorphs in marine sediments: a record for seaeonal wind
patterns over NW Africa and adjacent Atlantic. Geologische
Rundschau
HOOGHIEMSTRA,H., C.O.C.AGWU & H.-J.BEUG, in press. Pollen and
spore distribution in recent marine sediments: a record for
NW African seasonal wind patterns and vegetation belts.
"Meteor" Forschungsergebnisse, Reihe C.
XOOPMANN,N.,7981. Sedimentation von Saharastaub im subtropi-
schen Nordatlantik wahrend der letzten 25,000 Jahre.
"Meteor" Forschungsergebnisse,Reihe C,35:23-59
LEROUX,M,, 1983. The climate of tropical Africa. Editions
Champion, Paris
SARNTHEIN,M. et al., 1982. Atmospheric and oceanic circulation
patterns off northwest Africa during the past 25 million
years. In: U. VON RAB et al.(eds). Geology of the northwest
African continental margin. Springer Verlag, Berlin:
pp. 545-604
WHITE,F., 1983. The vegetation of Africa, A descriptive memoir
to accompany the UNESCO/AETFAT/UNSO vegetation map of Africa.
Unesco, Paris: 356 pp. with 3 maps
194

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
THE LATE CENOZOIC CLIMATE OF ISRAEL
FROM CONTINUOUS POLLEN DIAGRAMS
Aharon Horowitz and Michal Horowitz
Institute of Archaeology
Tel Aviv University
Ramat Aviv, Tel Aviv, Israel
and
Division of Physioloqy
The Hebrew University of Jerusalem, Israel
Ten deep boreholes, drilled in the Jordan-Dead Sea rift and
in the coastal plain of Israel, have been palynoloqically
analyzed and yielded continuous pollen diagrams for the late
Oligocene through Recent, which serve for delineating the
climatic evolution of the region. The Neogene sequence was
dated by planktonic foraminifera, which occur together with the
pollen assemblages in boreholes of the coastal plain that
penetrated marine sediments (Horowitz and Derin, 1985).
The continental Neogene layers of t he rift have been
correlated with the marine sequence by the pollen assemblages.
The Quaternary beds, especially developed in the Jordan-Dead
Sea rift, have been correlated by the pollen spectra with
outcrops, the latter potassium/argon dated by interfingering
basalt flows (Siedner and Horowitz, 1974; Horowitz, 1979).
The late Cenozoic seguence was divided into 15 palynozones,
on the basis of the pollen spectra (Horowitr, 1984; Horowitz
and Horowi tz, in press):
Ma, of late Oligocene through early Miocene, typified by
pollen spectra rich in Compositae and very little arboreal
elements, indicating semi-desert conditions; Mb, of late early
through middle Miocene, rather rich in pollen of pinaceae,
Betulaceae and Juqlandaceae, signifying wet subtropical
cl imate; Mc, of late Miocene aqe, bearing pollen spectra very
poor in arboreal grains (only occasionally more than 1%) and
non arboreal pollen of a dry, desert environment.
The succeeding palynozones, Pa of early through middle and
Pb of late Pliocene age, are characterized by pollen spectra
rich in arboreal components, mainly derived from Quercus and
Picea orientazis. These indicate a cool temparate cl imate,
wetter during the earlier, somewhat drier for the later stage.
The Quaternary is divided into ten palynozones, QI and QI1
of Prsglacial Pleistocene, QI11 through QIX of Glacial
Pleistocene and BX of Holocene age. QI is typified by dominante
of Picea orientalis, which comprises the major part of t he
pollen spectra. QI1 is not as rich in arboreal pollen as the
preceeding QI, but the share of oaks commences to rise. From
QI11 and until the present day the typical Mediterranean pollen
spectra appear, dominated by the Querretalia. The arboreal to
non-arboreal ratios v-y, higher in t he odd-numbered
palynozones and lower in the even. It should be mentioned that
in periods of high AP/NAP ratios, indicating wetter climates,
the dominatinq grains are derived from winter deciduous oaks,
while during the drier phases the evergreen oaks prevai 1
(Horowitz and Gat, 1984).
195

In general, the late Cenozoi c pol len diagramç indicate
African climates for the late 01 igocene through Miocene of
I§rael, temperate climates of the southern European affinity
for the Pliocene through most of the Freqlacial Pleistocene,
and Med i terranean conditions developinq from the beqinning of
the Glacial Pleistocene, of a1 ternat ing wet pluvials and dry
interpluvials.
The first onset of Saharic climate over Israel had occurred
in the late Oligocene, when indeed the region waç an integral
part of the African plate. It seem5 that the cau5e for this was
the beginninq of establishment of the global climatic belts in
the present day style, initiated by the worldwide rise of the
Alpine orogeny (Horowitz, 1977).
Eversince, through the late Cenozoic times, the climate of
Israel 6eems ta have been dependant on two main factors, the
location of the cl imatic bel ts and the hydrology of t he
Mediterranean (Horowitz and Assaf , 1981; Horowi tz and Gat,
1984). Locat ion of the global cl imatic belts had determined
whet her the region would be influenced by the African domain -
the dry subtropical (Sudanese?) Ma, the wet subtropical
(Ethiopian type?) Mb, the Sahara type desert o’f Mc and the dry
Quaternary interpluvials - or by the 5outhern European Atlantic
cl imate regime. The latter is manifested by the temperate Fa,
Pb and 131, and ta a 1 e55er ,extent by t he wet Quaternary
pluvials.
The Af rican cl imates over Israel are characterized by
either hardly any rain at ail, or by rai ns brought by the
monçoons. Thi5 is quite apparent in the middle Miocene, when
the pollen spectra are richer in arboreal components a5 one
goes 5outh (Horowitz, 1984). Incidentally, it seem5 that this
wa5 the last period of direct monsoonal influence in Israel.
The southern European type climates of the Pliocene and
most of the Preglacial Pleistocene -palynozones Pa, Pb and QI-
are probably dependant on rains coming from the Atlantic Ocean,
at least partly in summertime, when the high-pressure Saharan
belt wa5 either to the south or not developed as well a5 it is
today . It seem5 that the pluvial climates of the Quaternary are
of a similar type, characterized by 5ummer rains originating in
the Atlantic (Horowitz and Gat, 1984). Another characteristic
of the southern European type climates in Israel is the lesser
importance of thunderstorms, as compared to the present day
(Horowitz and Assaf, 19811, resulting in a better development
of the flora and t he considerably 1 ower rates of eros i on
(Horowi tz, 1979).
The present day climate of Israel is typified by a long,
dry Summer, during which the country is under Saharan
influence, and by a rai ny wi nter, caused by thunderstorms
oriqinating in the eastern Mediterranean. The energy for these
thunderstorms is stored in t he Med i terranean by the mixing
waters in the 5ummer, a consequence of the negat i ve water
balance. Whenever the Mediterranean had a positive water
balance it became 5trat if ied and no energy could be stored,
hence no source for thunderstorms. This situation had occurred
in twp caçes: durinq the peaks of the interglacials, when the
monsoonal belt wa5 stronqer and the Nile supp 1 ied more
f reshwater to the eastern Mediterranean (Ro5signol-Strick,
1983), and follohing the peak5 of the glacials, when meltwater
196

comi ng from southern Europe diluted the sea, bath re5ultinq in
a stratified Mediterranean.
Consequently, the peaks of the interglacials caused a very
dry, Saharan climate in Israel, expressed in the pollen spectra
by extremely low arboreal values; .the glacials pushed the
southern European belt ta the south, and Israel en j oyed
Atlantic rainç, Borne in 5ummertime, shown by pollen spectra
rich in winter deciduou5 trees. It is only in the transition
periods, ref erred ta as interstadials, when the Mediterranean
became of a negative water balance in a sufficient way as ta
pravide enough energy ta maintain the wi nter thunderstorms,
5een in the pollen spectra by average shares of êvergreen oak
which is suitable for the long dry summer, and in the relief by
the pronounced erosion (Goldberg, 19761.
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8
197

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM 'Changements globaux en Afrique"
APPROCHES STATISTIQUES DE L'ETUDE DES SERIES PLUVIOMETRIQUES
DE LONGUE DUREE DE L'AFRIQUE DE L'OUEST
Pierre HUBERT* et Sean-Pierre
**
CARBONNEL
* Ecole des Mines, 35 rue Saint-Honore, 77305 Fontainebleau
** Université
Cedex OS
P. et M. Curie, 4 Pl. Jussieu, 75252 Paris
De nombreux travaux ont été entrepris pour bâtir des modèles a partir
des fréquences et de la durée des périodes de sécheresse. On a ainsi tenté
de mettre en évidence des périodicitks (H. FAURE et al., 1981a) à partir
desquelles on puisse faire des prévisions (H. FAURE et al., 1981b). Mais il
n'a pas pu être démontré que ces fluctuations cycliques expliquaient l'évo-
lution des précipitations (J.M. GIRAUD et al., 1976). Par ailleurs les
modèles ne faisant pas intervenir de périodicitks, soit purement aléatoi-
res, soit faisant appel à une mémoire à court terme (J.C. OLIVRY, 1983 ;
J. ALBERGEL et al., 19841, ne peuvent pas rendre compte de la persistance
de la période séche actuelle (P.J. LAMB, 1982) qui diffère des périodes
séches antérieures (J. SIRkOULON, 1976) aussi bien par sa durée que par
son extension géographique.
On est ainsi amené à considérer les séries pluviométriques a notre dis-
position en Afrique de l'Ouest comme des objets scientifiques complexes
nécessitant un traitement statistique spécifique.
1. Rupture climatique
Les difficultés de traitement statistique des skies pluviométriques, et
l'exceptionnelle durée des annges récentes de sécheresse permettent de s'in-
terroger sur l'bventualité d'une modification climatique importante. Pour
tester cette hypothèse d'une rupture climatique, deux méthodes permettant
de détecter un changement de moyenne dans les séries chronologiques ont été
utilisées : - la méthode bayesienne de LEE et HEGHINIAN (19771, - le test
non-paramétrique de PETTITT (1979).
On constate un excellent accord entre ces deux approches pour la majo-
rité des stations (22 stations entre le 10 et le 16ème parallele).
La première conséquence des résultats de ces tests est :
1. La mise en évidence de la non-stationarité des séries pluviométriques
d'Afrique de l'Ouest depuis 1922 (J-P. CARBONNEL et P. HUBERT, 1975 ;
T.A.B. SNIJDERS, 1985).
2. La différence fondamentale de la période sèche actuelle par rapport à
celle des années 1940.
Il semble enfin que cette date de cassure dans les séries évolue du Nord
vers le Sud, le Nord ayant été plus rapidement affecté (Tombouctou en 1964)
que le Sud (Gaoua en 1978).
II. Les fractions pluviométriques
Au niveau des pluviométries journalières, la pluviométrie annuelle peut
être décomposée en trois fractions correspondant à la somme des pluies com-
prises entre 0 et 20 mm, 20 et 40 mm et L 40 mm. Ces trois fractions, ont
des évolutions différentes au sein des séries pluviométriques (J.P. CAR-
BONNEL, 1985).
- La fraction Pl peut être considérée comme une constante du profil plu-
viométrique, c'est ce que nous avons appelé le "bruit de fond" de la mous-
son qui n'évolue pas -avec l'apparition de la phase sèche.
199

- La fraction P2 est une variable aléatoire dont la moyenne a tendance
a décroître au cours de la dernière période.
- La fraction P3 explique a elle seule l'essentiel de la variabilité
pluviométrique annuelle ; elle tend vers zéro avec l'établissement de la
sécheresse des quinze dernieres années.
Dans ce contexte la pluie journalière moyenne baisse fortement (T.A.B.
SNIJDERS, 1985).
III. Structure temporelle de la mousson
Autant sinon plus que la quantité d'eau tombée au cours de l'hivernage,
la répartition temporelle des pluies est une donnée fondamentale pour dé-
finir ce qu'est une sécheresse. Cette distribution est le facteur princi-
pal conditionnant l'évolution du cycle vdgétatif annuel.
Pour tenter d'approcher cette notion de distribution des séquences de
jours secs successifs, de nombreux modèles sont susceptibles d'être uti-
lisés (J.M. MASSON, 1977). Nous avons choisi une démarche plus globale en
analysant la pluviométrie décadaire et sa contribution à l'ensemble de la
pluviométrie de la saison pluvieuse.
Pour ce faire, nous représentons chaque saison des pluies (convention-
nellement limitée à la période du ler mai au 20 octobre) par un histo-
gramme décadaire normalisé, et calculons pour chacune de ces distributions
sa moyenne (centre de gravité), son écart-type, son coefficient d'asymé-
trie et son ccefficient d'aplatissement.
On constate une corrélation significative et positive entre la hauteur
de pluie de la mousson et son centre de gravité. Celui-ci serait d'autant
plus tardif que les précipitations sont abondantes. On note d'autre part
une corrélation significative et négative entre cette même hauteur de pluie
et l'asymétrie a62 la mousson. Négative pendant les années humides, l'asymé-
trie tend à s'annuler lors des années sèches (Figure 1).
IV. Conclusions
La sécheresse'que traverse actuellement la zone sahélienne d'Afrique de
l'Ouest doit être considérée comxe une phase climatique particulière
n'ayant pas d'équivalent dans les données climatiques à notre disposition
depuis le debut au siècle.
Sur un plan méthodologique, la rupture enregistrée autour de 1970 dans
les séries pluviométriques nous oblige à ne plus considérer ces séries
comme stationnaires susceptibles d'un traitement statistique unique. On
devra maintenant tenir compte de l'existence de périodes sèches prolongées
comme celle qui sévit depuis quinze ans et pour laquelle=la chute globale
de la pluviométrie atteint 30 % en moyenne (- 41 % à Dakar) sur la zone
sahélo-soudanienne. Par ailleurs, si les variations climatiques se font
lors de ruptures espacées dans le temps, les outils statistiques utilisés
jusqu'ici pour les analyses doivent être révisés.
Sur un plan climatique, c'est à grande échelle qu'il faut rechercher
les mécanismes responsables de ce changement climatique ; ce sont ceux de
la mousson africaine qui sont ici en cause. Ceci peut être rapproché d'au-
tres phénomènes aberrants observés depuis une décennie a l'échelle du
globe : anomalies de la circulation ocdanique (El Nino), sécheresses ré-
pétées en Australie, en Chine du Nord, hivers exceptionnellement froids
dans l'hémisphère nord, etc... (J. MERLE et al., 1984).
Sur un plan écolosique, les conséquences de cette phase climatique nou-
velle intéressent les équilibres biologiques et la vie des hommes. En
200

effet, cette nouvelle zonalité climatique (l'isohyète 500 mm s'est déplacé
vers le Sud de 2' de latitude entre les décennies 1950 et 1970) contrôle
les potentialités biologiques et les aires de répartition végétales et
animales ; ceci affecte les ressources alimentaires. De plus, les phéno-
mènes de désertification doivent être l'objet d'un nouveau regard : si le
rôle de l'homme est indéniable, il se superpose à un phénomène "naturel"
sur lequel l'homme n'a aucune prise. Enfin, la politique des aménagements
(barrages, ponts, irrigation... ) devrait être fondée sur de nouvelles nor-
mes. En effet, nous nous trouvons non pas devant des années de sécheresse
exceptionnelles mais, à la suite d'une rupture, dans une nouvelle phase
climatique éventuellement durable, et caractérisée par une plus grande
aridité.
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201

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Centre de
gravité
Ecart type
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5
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22,3 19,9
3,3 4,3
- 0,45 - 0,16
2,78 1,93
Figure 1
Histogrammes décadaires normalises des
prdcipitations à Dedougou en 1952 et 1984.
202

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES FORMATIONS CARBONATEES EXTERNES DU LAC KIVU (ZAIRE)
Possibilités d'une étude du Quaternaire Régionale.
Par IDIANSO Faswa Laûl
Université de Lubumbashi
B.P. 2367 Lubumbashi - ZaEre
Dès 1950, au Kiv-u et au Rwanda-Burundi, le problème de la recherche
de gisements de carbonate de calcium en vue d'alimenter les industries nou-
vellement crées s'est posé avec acuité. Les rapports rédigés par B.
EGOROFF en 1954 et en 1955 (13,14,15), M.J.SNEL én 1956 sur les calcaires
et dolomies du Kivu et du Rwanda-Burundi constituent avec l'ouvrage de M.E.
DENAEYER et M.HART en 1954 les premiers renseignements disponibles sur les
gisements connus de ces territoires. Parmi les gisements localisés dans
cette partie du Rift africain, les dépots de travectins et tufs auxquels on
peut ajouter les crofites et concrétions calcaires superficielles sont les
plus importants. Leurs recensements et leurs études présentaient donc jus-
qu'à ce jour un intér&t économique.
COUPE DE REFERENCE : Les carrières de Kakondo
Carrière ax-ay.
Cette oarrière repose sur une coulée basaltique (photo 8) à 6m du
niveau moyen du lac. C'est une roche compacte, finement grenue avec plusieurs
phénocristaux ferromagnesiens à la base et qui passe vers le sommet
en boules d'altération prises dans un ciment argilo-calcitique. Aucune
datation n'a été effectuée sur cette lave dont l'origine fissurale a été
avancée dans certains travaux de R.BAWKAHE en 1975, A.B.KAMPlJNZU et alii
en 1987. Le volcanisme régional lié à ces fractures montre des particularités
pétrologiques (laves alcalines potassiques à hyperpotassiques, basiques
à ultrabasiques et tufs carbonatitiques). Il représenterait les dernières :
manifestations volcaniques régionales. Notons que dans la région de Kahuzi
les dernières coulées sont miocènea (âges K/kr : 8,2 t 0,40 Ma et 6,7 &
0,35 Ma A.B.KAMPUNZU 1981) et l'gge des cônes hyaloclastiiques de l'Île
Idjwi a été estimé par l'étude des àiatomites associées à ces appareils
volcaniques à environ 10.000 ans B.P. (DEGEh 3 et alii lo72; GUIBERT 1477'-).
Dans la région de Bukavu, les'dernières coulées seraient postérieures à la
formation du lac Kivu qui remonterait.à l*épipleistocène d'après POUCLET (
1?75)*
Ces basaltes sont surmontées par un ensemble détritique caillouteux
et argile-carbonaté 6. rares empreintes foliaires. Ce détritiq,tie peut
Btre interrcmpu latéralement par un remplissage lenticulaire argilo-sableux,
a faible cohésion et riche en coquilles de gastéropodes (H6liX,Cyclostomes,
limnées) et fragments de bois (photo 8).
Carrière bx-by.
La carrière débute par un niveau argilo-carbonsteux sombre de 2m
a'épaisseur (photo 5). Un essai d'observation palyno&ogique nous a conduit
à déceler des Podocarpus usambarensis, Sgmphonia globulifera, Ficalhoa
lavrifolia. Ce niveau riche en pollen supporte un travertin à couches lami-
nées grises, claires et onduleuses. Des lames taillées dans cet horizon:
montrent un-empilement des lamines dont la structure in'terne fibreuse, per-
pendiculaire aux lamines,est due à cies filamments algaires de Cyanophycées
encroûtantes. Chaque filament est entouré d'une sorte de gaine de calcite
203

qui correspond a la calcification primaire dan5 le mucilage de l'algue.
Dans certaines lamines, la calcite, micritique à la base devient sparitique
au sommet où un lisere brun (voile bactérien) rythme vraisemblablement un
cycle annuel àe croissance du tapis algaire. Un dépot terrigène interrompt
latéralement ce travertin pour former des grandes poches de remplissage
détritique argileux. Ces poches atteignent de fois 2fn d'épaisseur et sont
riches en coquilles de mollusques.
Carrière cx-cy.
A la base de cette exploitation apparaît un faciès laminé subhcri-
santal. La porosité importante suit la structure feuilletée. Plus haut, sur
près de 5m un empilement de lits onduleux épais de 10 à 15cm, d'aspect ca-
verneux, présente des structures stromatolithiques en dômes, algo-bryophy-
tiques (photo 3). Latéralement, la structure s'organise souvent perpendicu-
lairement aux lits et forme-des édifices verticaux (photo 4) eu barrages
d'une hauteur de 2 à Jm, à profil dissymétrique abrupt. On passe ainsi aise-
ment d'un sédiment txavertino-détritique à feuilles et branches encroûtées
à une sédimentation stromatolithique en dômes pour finir par un dépôt de
type caverneux stalactite et stalacmite. Au sommet, un ensemble stratifié
montre une alternance des couches centimétriques et décimetriques peu com-
pactes qui staltèrent par endroit a un sol superficiel de type calcimagnési-
que peu développé, Là ou la roche est exposée àla déssication, l'altération
est stoppée par une crofite calcaire ou par une fine couche de vernis calci-
tique.
Une source hyarothermale de températurb moyenne de 55*c fonctionne
tout au semmet (dx-dy). Le torrent se dirige vers le lac et forme pendant
son parcours des lagunes( photo 2) dont an peut encore mettre en évidence
le processus de formation de ces dépôts carbonatés.
En conclusion, il est intéressant de constater après ces quelques
observations que les formations carbonatées externes du lac Kivu censtituent
une séquence évolutive verticale pour l'étude du Quaternaire régional..
Leurs-contenus'en faune et flore ainsi que la diversité et l'alternance des
faciès confirent à ces dép8ts les qualités des bons indicateurs de ltévolu-
tion du géosystème.
------_-----------------
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204

1,Bukavu
Z.Katans(Kakondo
J.Ile Idjwi
4.Kah6zi Riega
5.kc Xivu
i Coupe de référence (Photo 1)
6 c Source hydrothemale
~ dx-dy
photo 2
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Carrière
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Photo 1
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Photo 5 ..-
: Photo 2
Photo 6
Photo 8 Phate 7

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
DEPOSITIONAL SEDIMENTARY ENVIRONMENTS OF THE RUZIZI PLAIN
(w(E TANGANYIKA)
L. ILUNGA, I.S.P./BUKAVU B.P. 854 BUKAVU ZAIRE and IFAQ-VUB
R. PAEPE, IFAQ-VUB, Kwartairgeologie, Pleinlaan, 2, 1050
Brussel and Belgisch Geologisch Dienst, 13 Jenerstraat,
1040 Brussel.
The Ruzizi plain is an alluvial plain situated north of
Lake Tanganyika in the Western Rift Valley. It is totally bordered by
precambrean rocks (Burundian),.except in the northern part where basaltic
flows may be observed interstratified with fluviolacustrive deposits. The
age of these basalts ranges from 5,7 to 10 millions years (P. Pasteels,
persona1 communication); this implies that the lake has existed for 10
millions years at least.
Recent researches reveal the presence of sediments more
than 3 km thick in Lake Tanganyika, With reference to the end-quaternary
sedimentation rate about 0,5 m/lOOO years, the presence of such thick
deposits suggests that the lake might have existed for about 20 millions
years (D.A. Livingstone, persona1 communication,1982).
The geomorphological analysis of the Ruzizi plain shows the
presence of three main parts : the Upper, the middle and the lower plains,
each bordered by erosive glaces (pediment). Lithologically, this plain
contains eleven formations which Will be studied in respect to each region.
1. The Upper plain formations.
The Upper plain is covered essentially by the Kamanyola
Formation. This formation is composed of two members, the Bugarama Member
(Upper Pleistocene), representing a braided river environment, and the
Rwekamiro Member corresponding to the big alluvial fan of Kamanyola, a
result of the overflow of Lake Kivu by the begining of the Holocene
(12, 450 BP, Olson & Broecker, 1959 and 9,500 BP, Hecky & Degens in Hecky,
1978).
Small alluvial fans (Holocene) belonging to the Kadjeke
Formation which is better extending in the lower plain cari be seen along
the occidental scarp on the big alluvial fan of Kamanyola.
2. The middle plain formation,
In total, five formations have been studied in the middle
plain : the Naombe, the Luvungi, the Bwegera, the Cibitoke and the
Muhira Formations.
- The Naombe Formation (Upper Pleistocene) consists of remnants of glacis
(pediment ) colluvial deposits of red sand or sometimes silty Sand.; local-
ly displaying artefacts of Late Stone Age (L.S.A.). It takes a pebbly to
boulder facies with sand matrix at the river outlets in the piedmont zone.
- The Luvungi Formation (? Middle Pleistocene) consists of sand deposits
(clean sands, sometimes pebbles of the Allen type low sinuosity river)
(Allen, 1965) ending by a delta southwards in the Bwegera region.
207

- The Bwegera Formation (+ Middle Pleistocene) is the most extended
formation..It is characterized by an alternation of sand (sometimes with
pebbles) with mud deposits, so constituting positive sequences well-
known in alluvial deltaic plain of high sinuosity river. The absence of
fossils and the presence of several paleosoils on one hand support this
conclusion and on the other hand exclude the existence of a real lacus-
trine environment.
.- I'he Cibitoke Formation (+ Middle or Lower Pleistocene) chiefly extends
in the Cibitoke - Murambi region. It consistsof pebbly grave1 with mud
lenses and displays in some places multi-storey channels suggesting a
braided river environment. A real workshop of the Sangoen artefacts has
been found on the top of these deposits under the form of a stone-line
(Kabulantwa, 4th Avenue).
- The Muhira Formation (: Lower Pleistocene) provides two units :
. the lower unit consisting of yellow laminar sandy silts more than
10 m thick, presenting a tabular (planar) cros's-lamination with
contorted laminae and locally displaying a slumping structure;
. the Upper unit representing cycles of positive sequences with
several paleosoils suggesting a high sinuosity river deltaic
plain subenvironment.
3. The lower plain formations.
Beside the Naombe Formation, the lower plain contains
five formations : the Gihungwe, the Rukoko, the Kadjeke, the Ntahangwa
and the Bujumbura Formations. The two latter formations are only known
in the Bujumbura region.
- The Gihungwe Formation (? Upper Pleistocene) consists of a negative
sequence terminated at the top by cycles of positives sequences
suggesting a deltaic environment. The real lacustrine environment at the
base is suggested by the presence of the Melosira ambigua (54 X) together
with the Fragilaria brevistriata (Il,2 SO), F. leptaustauron (10,4 Z) and
F. africana (7,4 %>.
- The Rukoko Formation (Upper Pleistocene to Holocene) corresponds to
several ancient and present coastal Sand bars parallel to the lake shore
implying special conditions viz high wave energy, strong littoral drift
and steep offshore slope (Coleman and recent Wright, 1975 in T. Elliot,
1980).
- The Kadjeke Formation (Holocene) consists of recent alluvial fan and
stream deposits. At Kadjeke river (piedmont zone), they are characterized
by a net stratification of thin alternative sheets of sand and mud which
imply more than one phase of erosion and sedimentation. Achannel contains
pottery clasts.
- The Ntahangwa Formation (2 Lower Pleistocene) cari be only observed
along Ntahangwa river (piedmontzone) along krhich it exposes a laminar silt
facies of topstratum deposits sornetimes wïth climbing ripple lamination
and locally displaying a lenticular ferrugineous orthoconglomerate facies.
It suggestsa high sinuosity river environment.
208

E NAOMBE (l?S.
GRANULES SABLEUSES
3 PALEOSOL
EPANDAGE
SILT SABLEUX
CAILLOUTIS
LENTILLE ARGILEUSE
E RUKOKO (RS.)
\ If KADJEKE (H.1 c
r. L”““I”V,
, GIHUNGWE (PS
GIHUNGWt(~ 1 i.j GIHUNGWE
v
/
(PS.)
. E KADJEKE t-H.1
F. BWEGERA ( l?M.)
F. CIBITOKE ( l ?M.) il ’
F. MUHIRA (PI.1
GENERAL LITHOSTRATIGRAPHIC PROFILE OF THE RUZIZI PLAIN.
H. = HOLOCENE
E BUJUMBURA (F%i.)
F. NTAHANGWA (PI.1
PS.- PLEISTOCENE SUPERIEUR
l?M.- PLEISTOCENE MOYEN
I?I. - PLEISTOCENE INFERIEUR

- The Bujumbura Formation (+ Middle to Lower Pleistocene) comprises two
members : the Mugere Member.of grave1 facies with high amount of Sand
matrix suggesting a braided river facies and the Nyakabiga Member
consisting of sand facies with some beds of one clast thick grave1 and
of carbonate sheets interstratified with silt layers suggesting a shallow
fan-delta facies (playa?).
As to the lake level fluctuations, six ancient lake exten-
sions have been deduced. They seem to be of climatic origin as well as
of tectonic origin. The general evolution seems to be a general retreat
from north to south. Hecky (1978) challenged Livingstone's interpretation
(1965) suggesting that the lake could not have fallen to - 440 m during
the past 22,000 y. From empirical calculations, Hecky (1978) proposed
that the lake could have been lowered, by over 600 m. However, the
geomorphological mapping of the Ruzizi terrace - a result of the
overflow of Lake Kivu into Lake Tanganyika at the begining of the Holocene-
and of the coastal sand bars seems to prove that the lake level did stay
more or less at the present level. SO, the overflow of Lake Kivu seems
to be of less effect on the Lake Tanganjrika level fluctuations (Ilunga,
1982).
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Pol. Arch. Hydrobiol. 25, 159 - 165.
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LIVINGSTONE D.A. - 1965 - Sedimentation and the history of water level
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Limnol. Ocean 10, 607 - 610
OLSON E.A., BROECKER W.S. 1959 - Lamont radiocarbon measurements.
5 Am. J. SC. 257, 13 - 14
210

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
MARINE RJXORDS ARODND AFRICA AND CONTINENl'AL CLIMATIC DEVELOPMENT
DDRING THE MIDDLE AND LATE QUATERNARY
J.H.F.JANSEN, Netherlands Institute for Sea Research, P.O.Sox 59,
1790 AR Texel, the Netherlands,
A.WIJPERS, Geological Survey of the Netherlands, P.O.Hox 157,
2000 AD Haarlem, the Netherlands.
At several locations around Africa, marine sediments contain
information about the climatic history of the continent during the
Quaternary. In the Congo deep-sea fan , accumulation rates are 2 to 4
times as high for maximum "glacial" periods as for maximum
"interglacial" periods. 'J%e clay minerals supplied by the Congo river,
nowadays kaolinite daninated, were smectite daninated during
"glacials". Roth signals indicate aridity in the Congo drainage area
during glacials. Data about Foraminifera and carbonate accumulation
rates of cores from the continental slope demonstrate enlarged
"glacial" productivity. Ibis is attributed to coastal upwelling in
relation to an intensified Benguela Current and desertification of the
coastal lowland. A higher "glacial" illite contribution emphasizes the
presence of a "glacial" coastal desert. Various exceptions, howaver,
of this general picture occurred during the last 250.000 years that
are wall-documented in our cotes.
A long-term change has taken place 400.000 to 300.000 years ago,
recognized in the Congo-fan sediments and in the Canary Hasin. It
merged from a more "glacial" to a more "interglacial" climate in
equatorial Africa but, on the contrary, from a more "interglacial" to
a more "glacial" regime in the Canary Sasin. Comparison with a11
available well-documented marine and continental records from various
latitudes shows that the change was a global event. Its direction was
opposite in the Northern hemisphere canpared to the Southern
hemisphere and equatorial regions. It may have been forced by the 413
ka orbiteal eccentricity cycle.
Variations in clay-minera1 composition in the Canary Sasin are
probably related to climatic history in NN Africa. Ne Will attempt to
canpare these two records with other marine records around Africa, and
to relate it to the continental climatic developnent.
211

J.H.F.Jansen (ed) (1984) - Quaternary geology and oceanography of the
Saire deep-sea fan and adjacent Atlantic. Neth.J.Sea Ras. 17(2-4):
945-441,
J.H.F.Jansen, T.C.E.van Weering, R.Gieles & J-van Iperen (1984) -
Middle and Iate Quaternary oceanography and climatology of the
Zaire-Congo fan and adjacent eastern Angola Basin..Neth.J.Sea
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manganese of Middle and Iate maternai-y sediments of the Zaire
(Congo) deep-sea fan: origin and climatic variation. Neth.J.Sea
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climatic event; long-term change of global atmosphere and ocean
circulation. Science, in press.
212

INQUA/ DAKAR SYl?POSIUM "Changements globaux en Afrique"
RECHARGE ET PALEORECRARGE DES AQUIFERES DISCONTINUS DU SOCLE DE L'AIR et DU
LIPTAKO ( NIGER) t
A. JOSEPH, ddpartement
NIGER
de Géologie, Faculté des Sciences BP 10662 Niamey,
B. OUSIMNE, département
NIGER
de Geologie, Faculté des Sciences BP 10662 Niamey,
Introduction : Le déficit pluviométrique du début des décades 70 et BO corres-
pond & l'accentuation de la sécheresse de la bande sah&o-ddsertique de
l'Afrique de l'Ouest. Plus particuliérement, au NIGER, les processus de d&ser-
tification gagnent en intensitb et en extension; Le pr&ent article se propo-
se d'exposer, a l'aide des méthodes de géochimie isotopique, des aspects des
différentes périodes de recharge des aquiferes en milieu fissur discontinu
du socle. Nbanmoins, la distinction avec l'horizon altk.4 n'est pas toujours
nette.
-
0
échelle
150 300 450km.
CII +*+++ + + +
région de
socle
/ ,+ ‘c
TAFASSASSET
FIGURE: 1, Situation géographique des affleurements de socle au NIGER.
1) Apergu gdndral. . Le massif cristallin de l'Air qui appartient au bouclier
Touareg (figure 1), domine la bande désertique des T&&és. Les isohyétes 50
a 200 mm se trouvent latitudinalement d6placés vers le Nord par effet de
relief. Un hivernage favorable fait remonter de 3 a 5 m le niveau pikométrique
des nappes alluvionnaires des Koris 111. Le fort gradient hydraulique
(2 a 3"[,,), conjugué aux hautes transmissivitgs, provoque des débits d'inféro-flux
qui, dans les axes les plus importants et souvent en concordance avec
la fracturation, peuvent atteindre 50 m3 h-1 en moyenne. L'&hantillonnage
des points d'eau a fait l'objet d'un protocole rigoureux 121.
213

Dans le Liptako, au Sud du Niger, le socle cristallin et métamorphique forme
une vaste p&éplaine de 200 a 300 m d'altitude en moyenne dominée par quel-
ques buttes tdmoins du continental terminal. Les formations magmatique et
mr$tamorphfques montrent différents niveaux aquif&res dans le manteau altéré
(porosit& ultfle 4,3% et permcZabilitG 10-7 a 10-5 ms-1 et dans la zone fissu-
rée et fracturee (perméabilité moyenne 5 10-7 ms-1, transmfssfvit& 10-6 ZI
10-4 m2s-1. La r&gion est encadrée par les isohyétes 600 - 500 mm.
O-
zi
-lO- g
ZJ
-2o- .;
Ll
‘3
m
-JO- =’
-4O-
/
S+e 0
phase humide
0
0 SMOW
,6s *
CiU e--c D
Nigéro-tchadien -E
1 /
Oxygène 18 vs SMOV
-0 I -9 I -6 I -5 I -i -‘a -3 -3 I
0
FIG.2: Corrélation oxygbe-18.deutérium. A; ensemble des points
(20) de la recharge actuelle dans l'Air. 8: échantillsns du massif
de l'Air. C: échantillons de 18 région du Liptako. D; droite
des eaux météoriques mondiales. E: droite d'évaporation locale
des eaux du massif de l'Air.
2) L'interprétation
concerne l'Air,
du résultat
trois ensembles
fsotopfque
de faciés
permet de distinguer,
fsotopiques visibles
en ce qui
sur la figure
2. (i) Le plus enrichi en isotopes stables est constitué d'une vingtaine
de points (repr&entée ici par un nuage) prt?lev& dans les puits alluvionnaires.
Les activités en 14C et en Tritium sont respectivement, en moyenne,
de 125% et de 35 U.T. Compte tenu de la décroissance des teneurs en radiochronom&tres
de l'atmosphere 131, on peut attribuer a ces eaux un temps de
séjour souterrain de 1 a 3 ans. Ceci confirme la fugacité de cette recharge
qui se vidange en un temps sensiblement identique a celui calculé par les
méthodes hydrodynamiques. Certaines eaux (non reportées ici) d'aguelman et
de nappe affleurante qui montrent d es d'évaporation, s'alfgnent
cepte
sur la droite d'&vaporation
la droite mét8orique mondiale
U-5. Cette
180 = -2.6
droite
et
inter-
52H = -11. qui
recharge actuelle;
reprfZsente les
(ii) Un autre
carat
ensemble constitue
topiques
de quatre
moyennes
sources
de la
de
Piémont est plus appauvri en isotopes : -9.5 < &180(-7.2"/,, SMOW. Il indique
que ces eaux proviennent d'une période climatique plus froide que le
présent 151. Le point 4 qui a subi une evaporation, peut être ramén& sur la
214

n* Lieu. lll0 211 lritlun 14c 1% Date da
'1.. sm '/a. StKm U.T p.m.c PDB
prC1Cr.
1 Tchouadegdeg - 4.92 - 30.5 60.821 Dl/84
:l) Tchouadegdeg - 5.16 - 32.0 lD7.3fl.l - 13.30 Dl/85
2 Assodb - 4.20 - 27.5 25.1'1 cm2
:2) Assodd - 4.n - 29.3 21.7fl 107.2fl.3 - 11.36 01/85
3 Takrttr - 4.24 - 30.1 0. If1 D3/80
4 Tadéra - 2.13 - 37.6 0.6tl 01/85
5 Tafadek - 7.76 - 53.5 0.0 15.610.4 - 8.89 02/85
6 Farts - 0.38 - 61.0 15.9fD.6 - 10.4 01/85
7 Gouloukou - 9.05 - 66.7 0.0 18.7fD.4 - 0.60 Dl/85
8 Teguey - 1.10 0.0 52.9 125.1 - 9.32 05/0k
9 Slrlmbans - 2.62 - 12-R 43 05/81
.O Ourodlortbk - 2.94 - 15.0 36 lD2.6 - 14.8 05/81
1 Addarb - 3.90 - 21.7 60 114.8 - 12.89 D5/81
2 Sirlikouara - 4.07 - 24.7 D5/81
.3 Hakalondi - 4.51 - 25.3 66 99.9 - 13.0 OS/81
4 Bossébsngou - 5.09 - 20.4 32 05/85
TN3LEN: 1, résultats dss analyses isotopiquss.de l'Air et du
Liptako.
droite mondiale selon une translation parallèle a la droite d’dvaporation
locale 161. Les resultats en carbone 14 (tableau l), appliqués au mod8le
J.F.Jr. PEARSON 171 fournissent un âge qui sugg&re que ce deuxième ensemble
appartient a la phase humide du Nigéro-Tchadien fnf. La paléordserve se fait
en milieu fissur et est lentement restituGe, peut-être suivant un mod&le
"piston flow", au niveau des grands accidents drainants. (iii) Le dernier
ensemble (points 1, 2 et 3) prélevG dans des puits bas montre un facibs in-
termediaire entre les deux extrêmes. Les valeurs en isotopes radioactifs per-
mettent d'émettre deux hypoth&ses : soit, en tenant compte des valeurs en
14C, des points 1 et 2, la recharge est relativement ancienne du moins an&
rieure de quelques années aux essais nucléaires de la décade 60. Cependant,
la teneur en tritium (60,8 UT) par &fdrence aux chroniques de Bamako corri-
g&!es de la décroissance radioactive, donne une date post&ieure de quelques
annbes aux essais nucléaires. Ces deux constatations sont en contradiction.
La deuxième hypoth&se; celle d'un melange d'eau r&ente avec faible partici-
pation d'une eau plus ancienne, laquelle aurait 12.000 ans BP environ, sem-
ble la plus probable, Ceci est valide par un deuxiéme Echantillonnage en fin
de sécheresse, alors que les niveaux de la recharge actuelle sont au plus bas:
les points (1) et (2) de la figure 2 montrent alors un net appauvrissement
en isotope. L'évolution des rapports de dilution eau ancienne/eau récente in-
dique une plus grande participation des eaux fossiles au m6lange par diminu-
tion des volumes de la rf5serve actuelle.
Dans la rQion du Liptako. Les teneurs en oxyg&ne 18 varient de -1 b -5.7°/oo
SMOW. Le pole plus négatif a une composition en isotopes lourds proche de la
teneur moyenne en oxygène 18 des précipitations de Bamako 171 181. Ces eaux
se seraient Infiltr&!es assez rapidement sans subir d'evaporation. Par Contre
pour le pôle enrichi une intense évaporation a dO survenir avant ou bu cours
de l'infiltration. Toutefois les résultats au deutérium ne confirment pas en-
ti&rement cette derniere hypothése, en effet sur le diagramme de la figure 2
les eaux ne montrent pas des signes d'dvaporation, ainsi il faut admettre
qu'elles sont issues plutôt d'&énements pluvieux différents ou except'lonnels.
215

La concentration en tritium 20 a 60 ut et les valeurs des activit& en carbo-
ne 14 (Tableau 2) confirmerait bien que les eaux du socle fissur& du Liptako
sont récentes !7,8,9l en dehors du point 13 O"U la participation d'une compo-
sante ancienne aux rdserves actuelles n'est pas Qcartée.
3) Conclusions: Au regard des r&sultats en isotopes stables et radioactifs,
on peut considdrer que dansl'A'ir, la recharge actuelle, par effet "chateau
d'eau" peut &tre importante mais ce m6me effet, "de relief", provoque des
drainances rapides des réserves vers l'aval où elles s'&apotranspirent.
Une recharge plus ancienne a ét4 dat&e par le 146 qui fournit un dge apparent
de 12000 ans BP correspondant % celui du Nigéro-Tchadien inf. (si l’on se
désassujétit des problèmes de mélange). La faiblesse des débits de la paléo-
recharge ainsi que les observations faites sur l'&olution des teneurs en
isotopes stables, sur certains ouvrages a mélange d'eau au cours de la sé-
cheresse, laisse supposer que la paléo-recharge ne soutient pas l't?tiage an-
nuel et encore moins celui de la sécheresse (déficit pluviom&rique).
Par contre dans le Liptako, bien arrosé, les teneurs en isotopes des aquife-
res fractures montrent dans leur ensemble que l'on a une recharge d'eau
récente a l'exception de quelques points OU la participation ancienne n'est
pas a exclure. 11 faudrait admettre pour le Liptako un temps de renouvelle-
ment total tous les 20 ou 30 ans, ou bien, que les forages moyennement pro-
fonds ne permettent d'exploiter que les ressources récentes (aquifgres stra-
tifiées ?).
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216

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LATE QUATERNARY ENVIRONMENTAL CHANGES IN SOUTHERN CAMEROON
H. Kadomura‘Ar, N. Hori%*, M. Kuetexxx, T.Tamura+, G. Omi++
M. HarukiX and H. Chujo+++
mHokkaido Univ. (Japan), **Hiroshima Univ. (Japan), x*Wniv. of
Yaounde (Cameroon), t+Tohoku Univ. (Japan), ++Shinshu Univ.
(Japan), Chubu Univ. (Japan)
On the basis of radiocarbon chronology of superficial deposits and
the interpretation of archeaological and historical evidences, we attempt
to reconstruct an environmental history of the forested southern Cameroon.
The undulating, forest-covered landsurface in southern Cameroon is
almost evenly mantled with superficial deposits, which are generally
composed of a gravelly layer (Mg: O.l-lm thick; including stone-line) in
the lower part and a yellow to red sandy or silty layer (Mc: 0.2-8m thick)
in the Upper part(Figs. 1, 2). The Mg layer usually rests on in situ
weathered profile and its Upper and basa1 surfaces show concave in
profile. The depositional feature and composition of the Mg layer indicate
that it would had been produced such surface processes as slopewash and
gullying. Since the activation of'such processes enabling the movement of
coarse sediment require open vegetation as observed in the present-day dry
savanna and steppe zones in North Cameroon, we speculate that widespread
"savannization" of the present-day forested areas of southern Cameroon took
place during the late Quaternary arid period. Although we could not obtain
the absolute age for the Mg layer, together with the radiocarbon ages for
the overlying fine colluvial deposits (Mc),the typology of implements
unearthed from the Mg layer suggests that its age is of last glacial, from
the Wurm maximum arid phase to the beginning of the post glacial
humidification (Fig. 2).
In contra&, the formation of Mo layer overlying the Mg layer is
the product of repeated soi1 creep under the forest environment since the
early Holocene humidification and probably assisted by the termite
activities as suggested by many writers (Table 1, Fig.2). The depositional
surface of this layer contributes to the convexity of landsurface of the
forested areas. The Upper part of Mc layer often contains charcoal, charred
palm nuts, potsherds and ceramics. The oldest age for the charcoal
indicating the human interference with the forest dates back to 2500-3000
BP, and may be contemporaneous with the beginning of "Bantu Migrations"
into the forest areas. The human intervention has been intensified since
cl000 BP, and further accelerated from 350-300 BP onward due to the
successive migrations of agrarian people who practiced slash-and-burn
agriculture into the forested areas, in particular Yaounde-Ebolowa area.
Compared with the western part the forested area, the Mc layer in
the eastern area is generally thinner than in the western area (Fig. 1) and
ifà sometimes lacking as in the present-day savanna and steppe zones. This
suggests that in the eastern area the effect of climatic aridification on
the forest during the last glacial age was much more stronger than in the
western area and that re-establishment of moist forest during the Holoeene
has been retarded in this area. This may be partly attributed to the
low-water bearing. capacity of sandy to gravelly superficial deposits
derived from quartzites and mica schists which are dominant in this area.
Our present data on superficial deposits are contradictory to the
arid glacial age forest refuge in the coastal area of Cameroon. However, a
better reconstruction of environmental history requires more detailed
investigation including pollen analytical studies.
217

Fig.1 Thickness of fine eolluvial deposits in the forested South Cameroon
Fig.2 Composite chronostratigraphy and its environmental implications
for southern Cameroon. M:Migratory layer; Mh:Uppermost, humic
layer; Mc:Fine colluvium--Mcu:Upper part; Mcl:Lower part; Mg:
Gravelly layer; Mig:Indurated gravelly layer; l:Stone implement;
2:Animal bone; 3:Peat; 4:Potsherd; 5:Ceramics 6:Charcoal
218

Table 1. RBdioaarbon ages for supreficial deposits in southern Cameroon.
c4de F * Lad ity No. Vegetation Material Horizon l% Age
KSU-501 80-24 Forest Charcoal Mcu 960f50
KSU-460 80-32 Degraded forest Peat Me1 8470170
KSU-468 80-32 Degraded forest Wood MCl 8560flOO
KSU-461 80-88 Degraded forest charcoal Mcu lOlOf25
I-13141 82-05 Forest Charcoal Mh 205f90
I-13142 82-33 Forest Charcoal Mh Contemporary
I-13144 82-87 Degraded forest Charcoal Mcu 24801120
I-13145 82-91 Degraded forest Charcoal Al 355+75
I-13143 82-81 Degraded forest Charcoal Al 385f75
I-14179 84-04 Forest Charcoal Mcu 700f80
I-14180 84-05 Forest Charcoal Mcu 980f80
I-14181 84-15 Forest Charcoal Mh 380f80
I-14182 84-16 Degraded forest Charcoal Mcu 1130f80
I-14183 84-24 Forest Charcoal Mcu 2990f90
I-14190 84-24 Forest Charcoal Mcu 2880f90
I-14191 84-28 Savanna Cahrcoal Mh 390f80
Mh: Uppermost, humic layer; Mm: Upper part of fine colluvium ; Mcl: Lower
part of fine colluvium; Al: Alluvial deposits.
Selected Bibliography
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forest and savanna Cameroon. Hokkaido Univ., 154~.
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219

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
L'EVOLUTION DU PEDOCLIMAT AU COURS
DU QUATERNAIRE DANS LES PLAINES DU
CENTRE-SUD DU BURKINA FASO (EX. HAUTE-VOLTA)
B. KALOGA
ORSTOM-CXNTREDEDAKAR
Il s'agit exclusivement des climats des périodes à évolution de type
biogeochimique dominant qui ont donné naissance à une couverture p&
dologique ayant laissé des témoins. On ne traitera pas des phases de
destruction de cette couverture et on ne tiendra compte que des
traits qui n'ont pas subi de modifications fondamentales (ceux des
cuirasses et des altérites).
1 - Le cadre géomorphologique
Il n'y a pas, à ma connaissance, de, travaux précisant la chronologie
absolue du quaternaire au Burkina Faso. C'est l'analyse du relief
qui a permis de distinguer des niveaux topographiques et des évènements
morphogénétiques rattachés par analogie à des homologues dans
d'autres régions d'Afrique Occidentale. C'est ainsi que l'on distingue
cinq surfaces d'aplanissement qui sont :
la surface éocène,
la surface ou relief intermédiaire d'âge estimée pliocène ou plio-
quaternaire,
le Haut-glacis (quaternaire ancien : 900 000 à 530 000 ans selon
MICHEL , 1970),
le Moyen-glacis (quaternaire moyeh : 530 000 à 110 000 ans selon
MICHEL),
le Bas-glacis et la surface actuelle (110 000 ans à l'époque
actuelle).
II - La caractérisation des différents niveaux et leur signification
pédoclimatique.
1. La surface éocène
Il est indispensable de dire quelques mots de cette surface tertiaire,
car elle constitue le point de départ obligé de l'histoire géomor-
phologique.
L'allitisation poussée des niveaux indurés indique une pédogenèse
très ferrallitisante (climat chaud et humide) pendant une longue
période. De fait, ces conditions climatiques sont unanimement recon-
nues pour l'éocène.
2. La surface pliocène à plio-quaternaire
Tous les auteurs (MICHEL, GAVAUD, BOULET, GRANDIN . ..) indiquent queles
cuirasses de ce niveau reposent sur.une épaisse altérite kaolinique.
L'étude des buttes témoins du Haut-glacis montre souvent que le cui-
rassement de ce niveau est surimposé dans le profil d'altération
221
1

Pliocène, auquel appartiennent les altérites. Cela est confirmé -par
de nombreux auteurs (GAVAUD, 1967 au Niger, BOULET, 1970 - VOGTi
1968 - KALOGA 1969 pour le Burkina Faso). VOGT (op.cit.) considère
que : les témoins du Haut-glacis masquent toujours un "profond sol
d'altération rougeâtre" qui appartient à ce qu'il désigne sous le
nom de "profil d'altération fondamental" ; ce dernier "a-été tronqué
par le Haut-glacis dont la pédogenèse, se manifestant surtout par
un important cuirassement s'y est surimposé.
L'étude de ce profil d'altération (KALOGA, 1983) montre qu'il est
typiquement ferrallitique, mais sans allitisation, et cela dès les
écailles d'altération de la roche massive. Cependant, selon les tex-
tures, les structures et les compositions minéralogiques des roches
mères, les stades d'altération des différents minéraux constitutifs
de ces roches, peuvent être étagées en fonction de leur richesse en
alcalino-terreux et en fer. Ainsi apparaît une étape de phyllites à
trois couches (séricite pour les feldspaths, vermiculite pour les
amphiboles), tandis que les biotites sont très rapidement Oxyd&es
sans. expulsion notable du potassium, en un faciès dioctaédrique. En
Côte d'ivoire, DELVIGNE (1965) n'observe cet étagement qu'en dehors
de la zone ferrallitique (zone soudano-guinéenne, dite 'ferrugi-
neuse"). Ce phénomène signale ici une.. diminution par rapport à
1'Eocène (climat moins humide).
3 - Le Haut-glacis
La localisation et la morphologie des témoins montrent que le cuiras-
sement de ce niveau s'est produit principalement dans la partie supé-
rieure des versants, sur les têtes de versants primitivement accro-
chés à de hauts reliefs (Pliocene). Cela explique la présence fré-
quente de pierres (et parfois de blocs) de cuirasse pliocène dans les
profils indurés du Haut-glacis. La dénivellation 'entre le relief
pliocène et le Haut-glacis était donc faible. Elle justifie le déve-
loppement du Haut-glacis dans les altérites pliocènes qui ne sont
modifiées que dans la zone cuirassée.
Les cuirasses ont un faciès conglomératiques (elles cimentent des
nodules hérités du profil pliocène) et des caractères de cuirasses
de versant : ciment rouge à inclusions jaune rouge non indurées, al-
térite ferrallitique sous-jacente rouge, à quelques taches blanchâ-
tres; Elles peuvent acquérir ultérieurement un faciès de pseudo-cui-
rasse de nappe. La descente du fer vers l'aval n'a pas été impor-
tante.
L'ensemble de ces caractères indique un pédoclimat qui tranche sur
celui du Pliocène par une aridité relative plus forte, bien que suf-
fisamment humide pour permettre le cuirassement.
4 - Le Moyen-glacis, le Bas-glacis et la surface actuelle
a. Le Moyen-glacis. Il constitue l'essentiel du paysage. Les niveaux
ultérieurs y sont emboités en un glacis polygénique.
222

$,*étude de %oposéquences (KALOGA 1983) ainsi que l'observation des
photos aé&ennes montrent que le Moyen-glacis se développe sur les
pentes du-"Baut-glacis. Son cuirassement concerne aussi principalement
la Parti$ supérieure des versants où il est beaucoup plus puissant.
11 'atteint cependant les bas de pentes. La descente du fer vers
l’aval paraît donc plus accentuée (peut-être à cause de la pente
plus faible du glacis, à moins que ce ne soit la conséquence d'une
érosion moins efficace).
Comme le niveau qui le précède, le Moyen-glacis est entaillé dans
les altérites du vieux profil ferrallitique pliocène. Lorsque ce
dernier butte dans les migmatites hétérogènes sur les injections de
pegmatites, les manifestations de l'ancienne altération kaolinique
sont pratiquement nulles au delà des filons de pegmatites. On a
alors l'altération post-pliocène. Elle est faible et limitée à la
production de smectites de transformation à partir des amphiboles
(KALOGA, 1983). Cela explique pourquoi la nappe oblique qui a mis
en place les cuirasses du Moyen-glacis, glisse sur ces niveaux de
pegmatite dont la surface piézométrique (c'est-à-dire le front su-
périeur de cuirassement > épouse la configuration. Mais on peut
également constater ce phénomène pour des filons de pegmatites au
sein de l'altérite kaolinique ancienne : il indique des conditions
géomorphologiques privilégiant les mouvements obliques de l'eau aux
dépens des mouvements verticaux.
Lorsque les horizons tachetés associés au cuirassement du Moyen-
glacis se développent dans des altérites kaoliniques anciennes conte-
nant des phyllites à trois couches résiduelles (vermiculites), celles-
ci évoluent en smectites de transformations et non vers la kaolinite
: ainsi se forment certains horizons argileux vertiques sous les
profils indurés du Moyen-glacis.
L'extension et l'intensité du cuirassement de ce niveau indique un
pédoclimat suffisamment humide qui est cependant imputable à des
nappes à mouvement oblique qui n'intéressent que la partie supérieure
des profils, aux dépens de la partie inférieure. Dans cette dernière,
l'altération, limitée à la production de smectites, témoigne d'une
nette aridification du pedoclimat. Il semble donc que cette aridifi-
cation ne soit pas la conséquence de celle du climat atmosphérique,
mais probablement de mouvements épeirogéniques.
b. - Le Bas-glacis
A l'inverse de celui du Moyen-glacis, le cuirassement du Bas-glacis
est sporadique et d'intensité faible (carapaces). Il est localisé
là où des nappes obliques concentraient suffisamment de fer et géné-
ralement dans d'anciennes entailles des cuirasses du niveau précé-
dent. L'épaisseur et l'intensité du cuirassement (de la carapace très
faiblement indurée à une tendance à la cuirasse) augmentent avec
celles de la nappe qui l'a engendré. Le litage très prononcé et sou-
vent entrecroisé des carapaces témoigne de la réalité des mouvements
obliques de la nappe.
Les conditions de formation ne paraissent se distinguer de ceux du
cuirassement précédent que par la topographie plus plane et le laps
223

de temps plus court.
La surface actuelle est le résultat d'une dissection du Bas-glacis,
suivi d'un colmatage, puis d'une nouvelle dissection, résultat d'un
brusque abaissement du niveau de base. Ce dernier se manifeste par
une forte accélération de la vitesse d'écoulement des nappes obli-
ques qui acquièrent ainsi un véritable pouvoir "érosif" (détachement
et entraînement des particules fines). Les carapaces du bas-glacis
sont ainsi soumises à des phénomènes de "lavage" (entraînement mé-
canique des particules fines) dont l'intensité augmente avec l'im-
portance des nappes c'est-à-dire avec l'intensité du cuirassement
du Bas-glacis.
Dans ces conditions il y a :
- arrêt de la mobilisation et de la redistribution du fer à cause
de l'oxygénation des nappes : les processus de lavage sont inca-
pables de détruire ou de construire le ciment ferrugineux. Le cuiras-
sement n'est plus un processus actuel dans ces régions. L'analyse
des eaux de nappes le confirme et indique une bisiallitisation
actuelle. Les horizons "A2" issus de ces processus ne sont pas spé-
cifiques d'un type de sol donné. Ils signalent seulement les zones
de concentration et de circulation des eaux de percolation.
- une accentuation de l'aridité du pédoclimat par restitution rapide
au réseau d'une partie plus ou moins importante des eaux d'infil-
tration.
Ainsi, les manifestations de cet abaissement du niveau de base peu-
vent induire en erreur si l'on assimile les effets du "lavage" à un
lessivage (mobilisation et entraînement des constituants par l'inter-
vention de processus physico-chimiques) qui serait interprété comme
une accentuation de l'agressivité et implicitement de l'humidité
du pédoclimat.
III - Conclusion
Dans le Centre Sud de Burkina Faso, les grands épisodes pédo-
climatiques du Quaternaire qui ont donné naissance aux couvertures
pédologiques des Haut, Moyen et Bas glacis, semblent avoir eu la
même intensité. Ils ne se différencient que par la durée de leurs
actions. Seule la période actuelle se distingue par une aridi-
fication plus marquée du pédoclimat, conséquence de mouvements
épeirogéniques, et non d'une dégradation du climat atmosphérique.
En ce qui concerne le Haut, le Moyen et le Bas glacis, ces résul-
tats concordent assez bien avec les intensités des périodes humides
établies par MICHEL (1970) dans les bassins du fleuve Sénégal et
de la Gambie.
224

BIBLIOGRAPHIE
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225

INQUA/ DAKAR SYt4POSIU!~l "Changements globaux en Afrique“
1. INTRODVClTCW.
REFLEXIONS SUR L'EVOLUTTON GEOLOGIQUE DE LA
BRANCHE OCCIDENTALE DU RPT AFRECATN.-
A, B, KAMPUNZU (1) (21, J, P, H. CARON (1) (2), R.T, iXJ&UA~ (1)
(2), Jo DURIEUX (3), M. KAN.lXA U), D, KAPENDA Il) & B. T,
RUMVEGERT (11,
L1intégration de diverses données pluridisciplinaires accumulées dans la ré-
gion des Grands Lacs de l'Afrique Centrale et Orientale (Est du ZaPre,Ouest
de la Tanzanie, Bururkli., Ruanda et (Xlest de l’Uganda) permet :
a) de cerner rigoureusemxt quelques antécédents précankiens qui ont
influencés la géométrie de la branche occidentale du rîft Africain et vra+
semblablement la nature de ses magmas ;
b) de réconstituer, à l'aide des indicateurs volcaniques, structurw
et sédimEntaires, les principaux changements intervenus dans cette région
depuis l'individualisation de ce rift jusqu'au quaternaire;
c'J de tenter de prévoir l'évolution ultérieure de cette partie du
rift Africain.
II. ANTECEDENTS PRECAMBRl-ENS,
II,1~'Aspect'sl3uctural.
k parallélisme qui existe souvent entre les structures précsnrbriennes et
les failles du rîft Africain est classique et, depis une décmr&e, unani-
Bnt accepté (DIXEY, 3956; LEPEFWWE, 1970, M CQNNELL, 1912; KING,JYï'8;
SYKES, 1978; . ..).
Par contre! l’interprétation de son origine est controversée et se résum à
dem principaux courants de pensées opposées :
a) le parallélism aurait une signification génétique. Il a d’abord
été directement rattaché aux phénomènes orogéniques (l$ ODNNELL, 19.72) et
exulte, avec l'évolution des connaissances, attribué aux linéarnments taphyogénîques
(la coNNELL, 1974; . ..) ;
6) le parallélisme serait uw simple coi'ncidence (KING, 1970, lW8;
BAXER et al., iY72, . ..).
Les études de télédétection réalisées sous l'impulsion de l'Université de
Paris VI (Fraxe) en collaboration avec l'Université de lubumbashi
(ZaPre) ont permis d'établir,que le rift Africain est une frontière des plaques
naissante en domaine continental (diratîon d’écartment NW-SE) (U+)N)-
WICZ et MJKONKI, 1979; MJKONKI, 3981); CHXXXT~Z, 198s; . ..). Sur le plan g&dynamique,
il est vraisemblablement indépendant de tout orogène,
Par contre, au niveau du détail, nos travaux indiquent que certaines fractures
majeures qui déterminent la physiogra$ie actuelle de certaines portions
de la branche occidentale du rift Africain sont indéniablement des failles
précankiennes réactivées lors du rîfting. Ainsi, dans la région du lac
Tanganyika, l'étude structurale du complexe dioritique ubendien (protbzoQue
inférieur> affleurant à %bba indique que sa mise en place a été.*contrôlée
par une zone de "shear" NW-SE mais que, avant le refroidissement complet
dumagma, ce massif a été affecté par des cisaillments transcurents
NE-sw (KAPENDA, 1984).
m---c ---------
(1) ~abc~ire de PétroZogie,
(2) LaZorato7k df3 PétroZogi'e,
(3) Graupe d’étude des voi;cans
Univ, de Lubwnbash< (Za3re).
Univ, dtA$x-MarseiZZe Il7 (Fmmcel.
actifs, Lycm (FPmcd.
227

La. trie de détail des
ac Tangaq+ka qui dépend
de entation des fia
tiques i3dique que l'ouvertire de la
partie méridionale du ri
de ce lac3 a été contrB1ée ipar la z.-éactivation
de ces éseaux de fractures proterozoQues.
Dans la région
la tectonique cassante est très complexe, Cette
complexité, li
fractures "tanganyîkiennc?' (NFSE)
"albertienne" (NE-Sw) et "méridienne" du rift se manifeste d& le préc&brien.
Il s'agit de la zone où le fossé de l'Ito&we d'Zîge prot&ozoiQx
supérieur [paléorift continental orienté N-S d'après VILLE, 1983 et
KAMPUNZU et al., 19859 recoupe la virgation de la cha4ne Kibaro-&rund~enne
(présence de fractures NE-SP/ et M+§E associés aux plis kibariens et carte-.
graphiées Pr RLMVEGERI, lY84). Nous précisons ainsi les conclusions de
IEP-NNE (IY70) qui avait déjja sousonné l'existence au Kivu, d' ofncidence
entre les failles du rift et les "plis" du soubassement rien,
Certaines ~r;trmi ces fractures Kibariennes demeurent sismiquement actties.
11.2;'Aspect'l%gmatisme.
Le protérozofque su$rieur est caractérisé par des tholéiites continentales
(e,g. Kalolo et Lusaka dans la région deMbaJ(JA.l?ENIYZ et al,, 19833 ma$s
aussi par des magmas alcalins-hypera1caWn.s (sursatur& et soussatur&s~ et
des carbonatites (KAMPUNZU et al,, 19859. Ces produits ont des caractéristiques
g&chimiques et îsotopiques qui indiquent leur naissance à par‘tir d'un
manteau enrichi (mDENDE, SYSS), vraisemblablement lors d'une inétasomatose
"sodiqud'. les caractéristiques des ma cénozofques et quaternaires de la
branche occidentale du rift Africain
(a l'exclusion des laves plfo-quaternai-
x-es de Virunga et Tors-Ankole) sont nés de la ffision partielle d'un manteau
ou d'une portion de manteau similaire à. celui qui: avait déjà donn6 naissance
aux magmas protérozoIques supérieurs (héritage?3.
III. EVOLVTIOA’ PHAA’EROZOZ$JE, -
L'actuelle configuration du rift et sonmagmatisme ont vraisen$%&lement un
héritage pr&anbrien mais plusieurs éléments Imiàquemt une originalité C@
traduit l'indépendance dumécanisme.n~&ea.w par rappwt au pxssé,
Sur le plan structural, la dissymétrie caracteristique de ce rîft (c'est souvent
le cas dans plusieurs rifts continentaux).ne peut FXre expliquée pw un
antécédent prktirien. Elle est liée au processus distensif comme l'indique:
- les données sismologiques qui attestent que les failles subvetticeles ou à
pendages forts (60'~80'9 de la bordure Ouest sont plus actives que celles, à
plus faibles pentes (20"~503 de la bordure orientale;
- les études relatives au volcanisme qui ont établi que dans la cbafie des
Virunga, l'activité plia-quaternaire migre du Nord-Est vers le Sud-Cuest, le
long d'une grande zone fracturée transverse par rapport au rift.
En detail, les éruptions adventives du Nyamïagira, le plus actif des volcans
"'continentaux" du rift Africain, se produisent à. l'intersect~an de ce systom0
de fractures transverses avec des failles d'orientations diverses :
NE-SW à NN&SSW pour les éruptions de Gituro en 3948, de Wararanga en 1Y67,
de &rara-&r&andi en 3976-1977, de Gasenyi en 1980, NNW-SSE au Mihaga en
1954, WESE au Rugarama en 3971 et au ~garanbîro en lY81-'1982, .+*
~-es eruptions associées à une importante @ase d'extension du rift se ~noduisent
généralement sur les fractures N-S (e,g. Nyiragongo : janvier 19773 à
NE&W (e.g, Kyanulagira : Décembre 19.76 à Juin 39.773.
228

~'édifcation des huits volcans principaux de la chaîne des V&unga est.
synchrone des principales étapes d'effondrement du rift. La vitesse moyenne
de cet effondreront serait.de 5 cm/an dans les Yirunga au cours des 20 derniers
millénaires (WBALA et al., 1984)mais lamoyenne gén&ale estenréalité
nettement plus faible dans l'ensemble de la branche occidentale du rift
Africain : autour de 0,1 à 0,2 mm/an. Ces valeurs sont par aillwrs classiques
dans l'évolution verticale des marges continmtales pass?ves ('PAURB,
19763,
Les caractéristiques géochkques et isotopiques indiquent que levolcaiu‘sme
plio-qwiternaire des Virunga et les laves perpotassiques de Toru-Ankole en
Uganda sont nés de la fusion partielle d'un -teau ou d'une portion ciumanteau
ayant subimétasomatose potassique et peut &re carbonatée approximatiwnt
entre 8,9 M.a. et 2,6 ?&a. (KAMPUNZU et al., 1986).
&tte.métastnnatose potassique wntéllique n'a pas.d'antécédent précan@rien
connu dans cette région. Par contre, le manteau enrichi au dépend duquel se
sont forn&s les magmas tholéiitiques, transit?onnels et alcallb sodi'ques
de Wnga-Kamituga, Bukavu et Virunga initial (Zafre) et vraise&lablement
de Rungwe (Tanzanie) peut avoir hérité du proterozoQue supérieur une partie
de sescaractéristiques géochimiques connwlesuggèrela pr&encedescarGonates
primaires dans les rares enclaves (vrai!sca&lablement mantéllfques) que
renferment les premières émissions tholéiitiques de Virunga initial, Cktte
composition anormale du manteau sous la cbatie des Virunga peut Btre corrélée
aux teneurs anormalement élevées de 002 (jusqu'à 60%) mésurées en Sep
tenke 1985 par l'un d'entre nous (J,D') clans les gaz volcaniques émis par
le Nyiragongo, Sur un autre plan, il pourrait y avoir, au moins indîrectenwt,
une relation entre cette anomalie de CO2 et 9 genèse du gaz m&hane
du lac Kivu (réserves atteignant 4Omilliards dem ).
L'extension actuelle de ce lac est récente. En effet, l'ancien réseau hydrographique
qui drainait la région de l'Est vers l'Ouest (GAUTIER, 1965) a été
interrompu par la formation de la borxlure occidentale du rift. Les eaux ainsi
déviées se sont alors écoulées en direction du Nord en transportant les sédimts
yers.les lacs Amin (Edouard) et Mobutu (Albert). Plus récamnent, l'&lification
des volcans Nyîragongo et Nyamulagîra (pléistocène supérieur -
épipléistocène) a fermé l'exutoire septentrional provoquant la formation du
lac Kivu, L'épaisseur de la sé~ence sédimentaire des lacs Amin et &butu
serait comprise entre 3500.m et-2000 m; cette dernière valeur étant confinée
par les données gravimétriques (BYAMJXU et al., 3979) relatives à la région
du lac Mobutu, Le taux myen de sédkwntation est, dans ce cas, CO"~T& entre
0,15 et 0,30 mm/an. Il est légèrement inférieur au coéfficienl: de sedimentation(0,.30
à~,S,Omm~s+déterminé dans les bassins profonds du lac Tanganyika
par DECXNS et 'il. (1971) mais il reste dans les fourchettes de variation des
taux de ddimentation de matériel non évaporitique connu dans le rift Est-
Africain (généralement entre 0,3 mm/an et 0,3 mm/an d'après TIERCELIN et PAU-
RE,. 393'8).
Iv. TENTATIYE DE PREVISION DE L’EWLVTION ULTER,WZJRE,
La région des Grands Lacs de 1'Afrîque Centrale et Orîentale est un rTft@-
vant cow l'atteste :
- la réactivation de failles précanbriennes et l'ouverture des fractures
nouvelles;
- l'activité sismique. relativenent intense (les séismes sont beaucoup
plus no&xxzx que dans le rift Est-Africain), avec des mécanismes au foyer
indiquant une extension;
229

- l'existence d'une tuneur asthénos@rique (données gravYnétriqjX+l;
- le volcanisme lié à ces pSkcanènes distetifs;
- les études pétrologiques qui, dans le cas du Nyarmlagira, ont permis
d'établir que sa chaske intracrustale située à 8 Km de profondeur est rb
guliè~t~allJnentéepar~+~~sbasi~~neufs qui tér&gnentWîe
importante production au niveau de cette Wntée msntellique.
Les basaltes transitionnels succédant aux basaltes alcalins dans les &glons
de I?&avu (%ge d'environ 10.090 ans B.P.) et de Msenga-kmituga tdmofgnent d'un
amincissement relativement important de la croate continentale et Indi-
que un début d'évolution vers un rift de type Kenya. Ce dernier p@kède la
prote-océanisation de la crdte, Il reste que l'exp~ion océanique qui se
fait au niveau de la ride médio-oc&nique~(Indien + Atlantique> et la colli-
sion Afrique-Eurasie pourraient &re des freins à une extension rapide au
niveau du rift Africain. Dès lors, si l'on adn& que la durée detie d'une
crotke océani~e est approximativement de 200 M.a. (IXXLWI, 19843 et si les
~ramètres évolutifs restent inchangés, l'oc&nisation de la crdte au niveau
du rift de l'Afrique Centrale et Orientale pourrait tbéorîquement intervenir
dansm6ns de 150 M.a.
Cette aote s'Znsctit dans Ze cadre du PJY3.T na 22.7,-
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230

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
EVIDENCE OF ENVIRONMENTAL CHANGE FROM STABLE ISOTOPIC
SIGNALS IN LACUSTRINE CARBONATES: THE QATERNARY RECORD
FROM LAKE BOSUMTWI, GHANA
Kerry Kel ts and Michael Talbot,
Geology Section, Swiss Fed. Inst. Water Resources (EAWAG),
8600 Dübendorf, Switzerland,
and Dept. Geology, Univ. of Bergen, 5000 Bergen Norway.
Stable isotope analyses of minerals coupled with petrological examination
are powerful tools to define the origin of carbonate components. In
lacustrine systems carbonate phases often contain key environmental
information. The mineralogical progression calcite-Mg- calcite-aragonite-
dolomite, for example, is now commonly considered a reliable indicator of
increasing salinity (Müller, et al., 1972). The interpretation of such
progressions in tore sequences, however, commonly assumes that a11
phases are of primat-y origin or at least augmented only by the input of
detrital carbonate. This paper illustrates how in organic-carbon-rich,
low-sulfate lake sediments, such as are common in Africa, the
environmental implications of the minera1 sequence may be confused by
occurrences of early diagenetic carbonate phases. We document their
importance in the Late Quaternary from Lake Bosumtwi, Ghana, W. Africa.
Lake cores taken by D. Livingston in 1976 recovered basinal sediments
spanning the rast 27’500 years which include a variety of carbonate phases
in thin laminae, spherules, and desiminated crystals in the mainly,
laminated organic-rich muds (Talbot et a1 1984; Fig.1). Laminae of calcite
crystals and aragoni te laths are considered primary deposi ts. Calci te and
Mg-calcite also occur as diagenetic scalenohedra and spherulites. Dolomite
occurs both in laminae and as micron-size clusters.
The carbon isotooe sianature of these minerals records the composition of
the total dissolved inorganic carbon reservoir of surrouding walers at Lhe
time of cystallization of the carbonate phase. This reservoir is a sum of
the portions of carbonate ion which derive from the atmosphere (CO2 about
-7%o à 13C), the degradation of organic matter (d13C about -20 to -3O%o),
weathering of old carbonates, and the production of methane (Fig. 2).
Methanogenic bacteria have a stron preference for the light carbon- 12
atom to make methane (CH4with dl 3 C about -70 to -50 Wo). In a closed
system, this extraction of light carbon leads to increasingly heavy
dissolved CO2 in the reservoir. Diagenetic carbonates precipi tated in this
231

environment Will show an increasingly heavy signature (Claypool and
Kaplan, 1974; Kelts and McKenmie, 1982). Thus, the calcite and Mg-calcite
samples with 813C above +!CI%0 and especially the dolomite samples with
426%0 must have formed within the sediment in a zone of active
methanogenesis. By the distribution of the minerals we may also conclude
that the sites of formation of these minerals is very near the sediment/
water interface.
3950
9000
12500
16500
20000
23000
26000
27500
LAKE LEVEL
LOW +.-j-c HIGH
/ /’
/
i
I
\
'1 -L_
I
/’
:
\
\
‘\
--__ ‘\ \ \ I
:
.@ .’
i
i
I
/’
0
t
2
3
4
6
-
a-
I§OTOPIC
COMPOSITION
-%
13% 618 0
c +0.14 -0.32 ZONE
LAMINITES
Primary calcite 8
c -1.1 -3.07 MgCnlcite
Mc 0.32 -2.47
ZONE 0
SAPROPEL
c 17.60 4.2
18’;; t’ls:
6.72 6149
14.11 4-99
ITURB ATED ZONE
9.90
‘p$
5.16
5.42
5-73
Diagenetic vivianite
Mn-siderite
ZONE C
LAMINITES
Diagenetic calcite,
MgCalcite. dolomite
B phillipsite
2.59
ZONE D
2.19
4.47
LAMINITES
Primary aragonile
3.92 + trace primary
E -;
4
calcite & Diaoenetic
ZONE E
DIATOMITE.
Primnrv araoonltc +
dia$&lic vbnnite
& Mn-sidcrite
A-ARAGONITE C-CALCITE Mc-MgCALCITE D-DOLOMI
LAKE BOSUMTWI CORE i3ûI07
Fig. 1. Interpretation of relative lake level variations from sedimentology
* and isotopic compositions in lake Bosumtwi cores (after Talbot +
Kelts, in press; Talbot et al., 1984.)
232
TE

t
-vw-
MODEL FOR 13C IN LACUSTRINE CARBONATES
G
9
ANOXIA 4
-25 %Y rl D +25 a,
METHANOGENESIS
C!i.JOOH-C%+ CH4
CaCO~CO.$Ca
METHANIC SEDIMENTS
C%+ 0l-î = CH4+2H20
Ca*M;j+ 2C03=CaMg(C ‘92
Fig. 2. Mode1 for b’ 3C in lacustrine carbonates. Hypothetic curve of the
isotopic composition of total CO2 available in the water for
précipitation total of carbonate phases.
In marine environments oxyaen isotooic compositions are commonly linked
to temperature variations and ice volume. In lacustrine environments, on
the other hand, oxygen isotopes are most useful as a record of water
composition and refelct a combination of rainfall and evaporation
histories. Temperature effects are secondary.
In Lake Bosumtwi, à O- 18 in carbonate phases ranges from -4%o to + 1 O%o
PDB, which must reflect salinity increases. Lake Bosumtwi is a
hydrologically-closed meteorite crater lake, 8 km in diameter and up to
78m deep. It acts as a large pluviometer for present da rain with a
weighted mean isotopic composition around -4.36%0 b r 8O SMOW
(Yurtsever & Gat, 1981). With evaporation, the ai80 Will continue to
increase in the water of theclosed basin. We commonly equate this with
lowered water levels, but, in fact,if a steady-state is achieved, the
composition depends on residence time more than level. Oxygen in the
water is little affected by diagenetic processes SO we cari safely assume
that the oxygen isotopic composition of the diagenetic carbonate phases is
faithfully recording the concentration of overlying waters. Thus it is
evident that primary siderites, calcites and aragonites fa11 into ranges of
modest salinities whereas the diagenetic carbonates Mg-calcite and
233

dolomite were formed in waters of more elevated salinities. The salinities
for dolomite formation were only slightly higher than for Mg-calcite if one
considers the accepted fractionation factor of about +3-4%0 between
calcite and dolomite. Higher salinities implies higher magnesium
availability which determines the carbonate phase (see Talbot & Kelts, in
press). Coupled with sedimentological evidence, a reasonable picture of
relative water levels emerges. (Fig. 1).
Ref erences
Claypool, G.E. and Kaplan, I.R. 1974. The origin and distribution of methane
in marine sediments. In I.R. Kaplan (ed), Natural Gases in Marine
Sediments. Plenum Press, N.Y., : 99 139.
Kelts, K. and McKenzie, J.A 1982. Diagenetic dolomite formation in
Quatemary anoxic diatomaceous muds of DSDP Leg 64, Gulf of
Califomia. In Curray, J.R. et al. (eds.), Init.Repts. DSDP 64: 553-569.
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Talbot, M.R,, Livingstone, D.A, Palmer, P.G., Maley, J., Melack, M.J.,
Delibrias, G. and Gulliksen, S. 1984. Preliminary results from
sediment cores from Lake Bosumtwi, Ghana. Palaeoecology of Africa,
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anoxic sediments of Lake Eosumtwi, Ghana.
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Isotope Hydrology. Int. Atom. Energy. Agency. Tech.Rpt. 2 10: 103- 142.
234

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LATE QUATERNARY ENVIRONMENTAL CHANGES IN THE EASTERN SAHARA
(LIBYAN DESERT) DOCUMENTED BY AN OSTRACODE DIAGRAM
Eugen Karl Kempf
Geological Institute, University at Cologne, F.R.G.
Ostracodes and diatoms are the most abundant microfossils in sediments of
Late Quaternary stagnant water bodies of the Eastern Sahara (Libyan
Desert). After having investigated the ostracode faunas of several surface
samples that 1 had taken in the Wadi Howar area during the first B.O.S.
expedition (Kuper 1981) it turned out that it is necessary to study
sections continuously as far as possible in order to achieve results on
which good interpretations cari be based on.
In the present paper the results and interpretations are given of the qua-
litative and quantitative ostracode studies of two fossiliferous horizons
from Section C in Wadi Shaw (NW Sudan). The samples have been taken by Dr.
Baldur Gabriel (Berlin) who also has conducted extensive field studies in
that area (Gabriel & Kropelin 1983, 1984; Gabriel, in press).
The location of Section C is at 20"26'N and 27'15'E; the surface is situa-
ted at about 500 m above mean sea level. Both the investigated horizons be-
long to the sedimentary succession called OLA (Obere Limnische Akkumulation
= Overlieing Limnic Accumulation) by Gabriel. The sediments predominantly
consist of silt with minor additions of fine sand and clay. Only the lower-
most sample (135-140 cm below surface) is mainly formed by fine Sand. A ra-
diocarbon analysis of gastropod shells from a section 5 km away has de-
livered an age of some 6550 years B.P. for the OLA. If the correlation
with Section C is correct, an age of some 7000 to 6000 radiocarbon years
B.P. cari be estimated for the horizons studied.
Results
The qualitative study (table 1) reveals that at least 6, but up to 12
ostracode species are represented in each of the samples. As the associa-
tions, however, show distinct differences in their spectra a total sum of
19 species results. It is very interesting to note that these species or
genera form a mixture of representatives of the palaearctic faunal province
(numbers 2, 3, 5, 6, 7, 8, 9, 12, 13) and the ethiopian faunal province
(numbers 4, 10, 11, 14, 15, 16, 17, 18). Nowadays the region under
discussion is regarded to belong zoogeographically to the southern part of
the palaearctic faunal province. The qualitative investigations are not yet
finished. As the living and fossil nonmarine ostracodes of Africa are not
yet studied well enough, very detailed studies are urgently needed to
answer a11 the questions connected with an unequivocal determination of se-
veral of the species.
The quantitative study (tables 1 and 2) shows that the total amount of
ostracodes per sample varies very much, as does the number of specimens of
each species, when a11 the investigated samples are compared. Altogether
nearly 50.000 specimens have been counted. With more than 60 % as a mean
value Cyprideis torosa (variety littoralis).is the most abundant species.
235

WADI SHAW Sedi- *l* *2* 4;3* *4"1" *5S *6X< $744 *8%
Section C ment
Depth: cm g
30 - 35
35 - 40
500
500
552
843
1139
1651
820
112
2
38
1
29
77
612
41
113
0
12
40 - 45 500 0 5147 1 5 0 390 48 4
45 - 50 500 14 109 44 54 0 8 60 172
50 - 55 500 912 4 1257 531 0 0 776
55 - 60 500 1856 4 1830 148 0 2 0 1318
10
0
l.9
3
0
3
44
8
10
5
0
0
0
3
18
10
0
1
0
0
0
0
0
0
0
0
1
0
0
2642
3468
5640
29
0
4
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
1
0
10 141
23 2937
4 1437
1
30
33
0
14
37
0
0
0
0 643
0 6487
0, 6676
100 -105 500 22 16692 193 15 0 0 262 0 0 0 0 0 010 0 4 0 0 0 17198
105 -110 500 70 5063 749 7 0 0 936 5 0 0 0 0 014 0 7 0 0 0 6850
110 -115 500 339 14849 594 2 2 0 89 15 4 0 0 0 6 72 0 93 0 4 0 16071
115 -120 500 690 177 1110 54 0 0 10 109 0 0 0 0 16 454 0 291 0 14 0 2925
120 -125 500 305 0 1272 106 0 0 0 191 0 0 0 0 177 299 0 1224 0 163 0 3738
125 -130 500 129 339 475 0 0 0 3 0 3 0 0 0 0 0 0 225 0 3 0 1178
130 -135 500 38 1290 199 0 1 0 9 9 4 0 0 0 0 28 0 24 0 I 0 1602
135 -140 500 11 1084 50 0 0 0 14 4 8 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 1171
Total amount: 5781 47548 8706 962 34 1088 1586 2614 73 3 55 6 201 942 4518 1932 52 185 1 76287
Table 1: Qualitative and quantitative distribution of ostracodes in two fossiliferous horizons of section C in
Wadi Shaw, NW Sudan.
The samples have been taken continuously, each sample comprising 5 cm of the section. Varying amounts of sediment
have been analyzed. For better and easier comparison a11 counts of ostracodes have been recalculated later on to
an equal weight base of 500 g of sediment per sample. Before doing that the original weight has been corrected, as
differing portions had to be deducted for minerals (gypsum, etc.) that have formed after sedimentation and for
non-disintegrated parts of the samples. The number of ostracodes comprises adult specimens and to a certain degree
last instars. Two single valves have been counted as one specimen. The ostracode taxa that have been met with
are represented by the following numbers: *l* Heterocypris sp. (one highly variable or two less variable species)
plus some specimens of a reverse Hemicypris; *2* Cyprideis torosa (without nodes = variety littoralis); *3*
Plesiocypridopsis newtoni; *4* Cypretta sp.; *5* Candonopsis SP.; *6* Darwinula stevensoni; *7* Limnocythere
cf. inopinata; *8* Cypridopsis cf. vidua; *9* Ilyocypris SP.; *lO* Stenocypris sp.; *ll* Hemicypris cf.
pyxidata; *12* Limnocythere stationis; *13* Cypricercus obliquus; *14* Darwinula sp. B; *15* Paracypretta (?)
amati; *16* Cyprinotus cf. scholiosus; *17* Cypris bispinosa; *18* Cypris sp. B; *19* Eucypris (?) sp.

WADI SHAW *1* *2* *3* *4* *5* *6* *7* *8* *g* *lO* 'X11* *12* *13)r *14* *15* *16* *17* *18* *19*
Section C
Depth:cm % % % % % % % % % % % % % % % % % % %
30 - 35 20.90 43.10 31.05 .08 .04 2.90 1.56 .oo .04 .oo .ll .04 .oo .ll .04 .oo .oo .oo .04
35 - 40 24.29 47.59 3.23 1.10 .83 17.64 3.26 .33 .oo .lO 1.26. .13 .OO .23 .oo .oo .oo .oo .oo
40 - 45 -00 91.26 .02 .09 .OO 6.91 .84 .07 .34 e.00 .14 .oo .oo .30 .02 .oo .oo .oo .oo
45 - 50 2.19 16.93 6.77 8.37 .20 1.20 9.36 26.69 4.58 .OO .OO .OO .OO 1.59 21.91 .20 .oo .oo .oo
50 - 55 14.06 .07 19.38 8.19 .OO .oo .OO 11.96 .OO .OO .OO .OO .02 .35 45.28 .47 .22 .oo .oo
55 - 60 27.81 .07 27.41 2.21 .OO .03 .oo 19.75 .07 .oo .oo .oo* .oo .07 21.53 .50 .56 .oo .oo
100 -105 .13 97.06 1.12 .09 .OO .OO 1.52 .oo .oo .oo .oo .oo .oo .06 .oo .02 .oo .oo .oo
105 -110 1.02 73.92 10.94 .lO .oo .OO 13.67 .07 .oo .oo .oo .oo .oo .20 .oo .lO .oo .oo .oo
110 -115 2.11 92.40 3.70 .Ol .Ol .oo .55 .09 .03 .oo .oo .oo .04 .45 .oo .58 .oo .03 .oo
115 -120 23.59 6.05 37.94 1.84 .OO .oo .36 3.73 .OO .OO .OO .OO .53 15.53 .OO 9.96 .OO .47 .oo
120 -125 8.17 .OO 34.04 2.83 .OO .oo .OO 5.12 .OO .OO .OO .OO 4.74 8.01 .OO 32.73 .OO 4.36 .OO
125 -130 10.93 28.82 40.37 .OO .OO .oo .25 .OO .25 .OO .OO .OO .OO .oo .oo 19.13 .oo .25 .oo
130 -135 2.36 80.51 12.42 .OO .06 .oo .58 .58 .23 .OO .OO .OO .OO 1.73 .oo 1.50 .oo .06 .oo
135 -140 .90 92.57 4.25 .OO .OO .oo 1.20 .36 .72 .oo .oo .oo .oo .oo .oo .oo .oo .oo .oo
Total per-
centage: 7.58 62.33 11.41 1.26 .04 1.43 2.08 3.43 .lO .OO .07 .Ol .26 1.24 5.92 2.53 .07 .24 .oo
Table 2: Qualitative and quantitative distribution of ostracodes in two fossiliferous horizons of section C in
Wadi Shaw, NW Sudan.
This table shows the percentage of the different ostracode taxa for each sample and on the whole based on the
calculated values of table 1.

This is an euryhaline and eurythermal form. that predominantly lives in
brackish waters. Some of the other species are also known to be able to
tolerate brackish water conditions to a certain degree. But there are also
samples with a dominante of freshwater species. The ostracode diagram
clearly shows that a decrease of brackish water species is directly
connected with an increase of freshwater species.
Interpretations
As far as palaeolimnology is concerned best interpretations cari be given
with regard to the palaeosalinities (table 3). For most of the samples the
ostracode associations reveal that
brackish water conditions of dif-
ferent degrees existed. But there
is also clear evidence for two
phases of freshwater conditions of
a duration of some 100 to 150
years.
The freshwater phases are domina-
ted by species of the ethiopian
faunal province, the brackish
water phases on the contrary are
dominated by species of the palae-
arctic faunal province. It has to
be taken for sure that the inves-
tigated site has always been situ-
ated within the range of that
passage of the migration of birds
that follows the direction of
river Nile. Living ostracodes or
their eggs are distributed geogra-
phically by waterfowl. Single oc-
currences of an ostracode species
within the diagram cari be inter-
preted by this but also the quite
sudden appearence of a certain
species which corresponds to the
colonization of a new area.
WADI SHAW Palaeosalinity
Section C (estimated)
Depth: cm %0
30 - 35 oligohaline 0.5- 3.0
35 - 40 oligohaline 0.5- 3.0
40 - 45 pliohaline 9.0-16.5
45 - 50 freshwater o.o- 0.5
50 - 55 freshwater o.o- 0.5
55 - 60 freshwater o.o- 0.5
100 -105 pliohaline 9.0-16.5
105 -110 mio-mesohaline 3.0- 9.0
130 -115 pliohaline 9.0-16.5
115 -120 freshwater o.o- 0.5
120 -125 freshwater o.o- 0.5
125 -130 oligohaline 0.5- 3.0
130 -135 mio-mesohaline 3.0- 9.0
135 -140 pliohaline 9.0-16.5
Table 3: Estimated palaeosalinities
on the base of the different ostra-
code taxa present and on their per-
centage within the whole association
of each sample.
From the dominante of brackish water conditions it cari be concluded that
the climate has mainly been arid during the deposition of the sediments.
There is, however, no actual proof of desiccations within Section C,
neither in the sediments nor in the ostracode diagram. During the two
freshwater phases of the Overlieing Limnic Accumulation the climate must
have been less arid with more rainfall and a rise of the groundwater level.
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----__----
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zur Allgemeinen
zur Besiedlungsgeschichte der
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I 238

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES FORMATIONS SLPEPFICIELLES D'UNE COTE
ROCHEUSE ET VARIATIONS DU NIVEAU MARIN
EXEMPLE DE LA COTE DE KRIBI-CAMEROUN
Par
KUETE Martin
Département de Géographie
B.P 755 - YAOUNDE - (Cameroun)
La côte kribienne occupe la partie méridionale du Littoral Camerou-
nais. Elle adopte une orientation méridienne depuis Londji au Nord jus-
qu'à l'estuaire du Ntem au sud. Elle mesure environ 100 km (fig. 1).
son paysage de plateaux aux formes molles et de collines drapées par la
forêt dense, inspire la sensation d'immobilité de trait de côte. Pour-
tant cette forêt cache une étroite bande "sédimentaire" dont les dimen-
sions varient de 0 à 1,5 km, L'étude des formations de surface, au lieu
de mettre en évidence les étapes successives d'avancées et de retraits
de la mer, met en relief la prédominance des apports continentaux et des
témoins de réajustement du socle qui se serait poursuivi jusqu'au qua-
ternaire ancien probablement.
Une côte rocheuse fortement tectonisée. De Londji à Bwendjo, le so-
-------------_------_________^________
cle forme le soubassement de la côte. Un ensemble de roches, allant des
micaschistes au syénites recoupent le trait de côte suivant un angle de
30 à 400. Pegmatites et diorites forment les filons SSE-NNW, remplissant
de vieilles fractures précambriennes.
De Mwendjo à Campo sur 25 km, des schistes noirs, des grès arkosiques,
des conglomérats et des calcaires oolithiques soutendent des côtes à fa-
laise plongeante.
Ce n'est pourtant pas cette diversité lithologique qui justifie l'ex-
trême segmentation de la ligne de rivage et sa morphologie en échelons
ponctuée par une succesion de caps èc d'anses. Elle n'explique que de
façon imparfaite la variété du paysage morphologique de la côte dans son
ensemble. En effet, des ensembles collinaires se dressent brutalement
jusqu'à 150 m au-dessus des flots engendrant de falaises quartzitiques
ou gneissiques. Très souvent des plateaux disséqués en interfluves mas-
sifs culminent à 30-40 m. Ils sont cependant échancrés en leur bordure
par les rus côtiers.
La morphologie littorale est, à tous les niveaux, contrôlée par une
intense fracturation. Les segments de rivage, les falaises sont soulignés
par :
- de grandes fractures qui s'organisent SSW-NNE 44,4 %;
- de larges brèches mylonitiques colmatent les failles N20 OE à Mboro.
---des bancs de gneiss. et quartzites redresés engendrent aussi des fa-
laises. 90' à Boussibélika, 80°w au Rocher du Loup, 70°W à Pila, 55 à 70°W
à Mpala. Ailleurs les pendages sont de l'ordre de 30°E ou 30°W.
239

La position actuelle de la mer sur les côtes kribiennes :
-------------------------------------------------------
L'emplacement actuel de la mer kribienne résulte de l'invasion (a
une époque qui reste encore â déterminer) et au recurage des altérites
par les eaux. Les altérites proviennent d'une longue $rolution continen-.
tale. En effet la fréquence des falaises laisse présagër d'une mer pro-
fonde aux abords de la côte. Il n'en est rien, les falaises dominent de
vastes estrans rocheux surtout dans les secteurs de collines, découvrant
a marée basse, parfois sur plus de 300 m. Le relief continental annoyé
apparait alors nettement et se résume en :
- des bancs de gneiss et de migmatites formant des crêtes parallèles.
ILS sont perpendiculaires ou parallèles, au rivage ;
- des retombées périclinales, des anticlinaux et synclinaux parfois
perchés orientés N 15 â 20%. Ils sont taillés dans les quartzites , ra-
rement dans les gneiss,
- De longs couloirs d'altération exploitant des fractures et recurés
par les eaux de la mer.
Ce vaste estran rocheux et le caractère "épicontinental" de la mer
kribienne explique la difficulte, a trouver un site pour la construction
d'un port en eaux profondes, envisagé par le gouvernement camerounais.
Sédiments et positions anciennes de la mer : Dans ce cadre étroit,
(0 à'iS5'kmj'ëE'sïeIëva~-~ë-o'à'40NT'NoRI'(1975) a dénombré pour le
site de Kribi jusqu'â 13 petits gradins. Il assimile les 2 premiers â
des terrasses marines. Les autres portent des dépôts quasi homogènes et
de nature colluviale.
Les terrasses marines : Seule la sédimentation du niveau 2 à 3 m
---'--'-"-‘-'-'-'-'-
présente reellement les caractères marins, Il frange toute la côte de
Londji à CZUU~, large de 60 m tout au plus, Le sable grossier (300 à 600
microns) renferme, à partir de 3,3 m de profondeur d'énormes blocs de
"beach rocks" 3 40 % constitués de magnétites. Le sable est moyennement
trié et donne des courbes sigmoïdes , ., Localement, l'invasion
des eaux continentales se signale par un bon tri et l'apport d'un cortè-
ge de minéraux lourds où. la magnétite est fortement dominante.
Elle pourrait btre parallélisée avec la terrasse de la Lobé ; perchée
a 22 m plus haut, Le sable f$n y ensevelit un niveau végétal dont les élé-
ments ont été datés de 8470 - ‘90 B.P. (N. HORI, 1981); et 8560 - 100 B.P.
(N. HORI, 1981). Ces dates marqueraient le début de l'évolution de la ter-
rasse. S. MORIN signale, à Douala, un maximum entre 8000-5000 ans B.P.
+ le niveau 10 m, l'influence de la mer devient moins nette. Au
lycée de Kribi une breve incursion de la mer marque la fin de la sédimen-
tation. 2 à 2,5 m de sable marin . coiffenti
. un sable fin (132 microns), produit de décantation dans un milieu
Calme, une lagune (?)
. un colluvium sabla-argileux qui débute par une nappe de graviers de
quartz très émoussés.
+ les niveaux 10, 13, 15, 18, 22, 35, à 40 m et les formations associées
__-______---__I----_----------------------------------------------------
Le profil commence par une nappe de graviers de quartz émoussés d'épais-
seur variable (jusqu'à 0,5m) , mais pouvant Se résoudre en une simple sto-
ne-line. La matrice est tantôt sableuse, tantôt colluviale ou continentale.
L'étagement reflète-t-il les différents stades de retrait de la mer ? La
formation moule-t-elle des gradins tectoniques antérieurs à la sédimenta-
tion ou bien s'agit-il d'une même formation dénivelée par les failles ?
De toutes les façons elle est ubiquiste, MORIN S; en décrit sous les
formations tertiaires de Douala, elle tapisse l'ensemble des grands bassins
versants du sud Cameroun forestier, P. GIRBSSE (1980) en décrit
240

sous les formations tertiaires de Douala, elle tapisse l'ensemble des
grands bassins versants du sud Cameroun forestier, P. GIRESSE (1980) en
décrit sur la côte congolaise et les assimile à des vestiges de ruissel-
lement anciens.
A Kribi, localement, l'origine marine ne fait pas l'ombre d'un doute.
A Lende Ndibé par exemple, d'énormes blocs de quartzite usés, des galets
de quartz émoussés et des graviers coiffent une falaise haute de 10 m.
La fluidité des galets est orientée vers le continent : témoin du soulè-
vement et du bascule d'une ancienne grève, 3 â 4 m de colluvium les sur-
montent. Le long des petits escarpements qui isolent les gradins le so-
cle affleure redressé à 90: Sur le môle du socle de Bouamanga (2&22m),
les blocs de gneiss portent encore de grandes "marmites" et des restes
de faces polies par les eaux marines.
Les formations susjacentes sont d'origine colluviales, sablo-argileu-
ses à argilo-sableuses à sable fin (médianes, 290 à 160 microns) (fig.3b).
Les influences marines ne sont décelables qu'au niveau de grains fins
(inférieurs â 160 microns), Leur origine éolienne est probable. La for-
mation est remaniée en surface; entre 0,5 et 1,2 m de profondeur, elle
renferme de l'outillage, charbon de bois, poteries datés de 1'Holocène.
Conclusion : 11 est difficile de replacer dans le temps l'empâtement
de ~a-~ôt~-& les produits détritiques véhiculés de l'intérieur par les
fleuves Kienké, Lobé, Ntem, Il l'est encore plus, de situer chronologi-
quement la nappe de graviers de quartz propre à tout le sud Cameroun fo-
restier. Un fait est sûr : elle est le témoignage d'une crise morpho-
climatique non égalée depuis. La formation pourrait bien être l'équivalent
de celle datée du Mio-pliocène de Douala, dans quel cas la forte pédogéni-
sation et sa tectonique s'expliquent. Elle pourrait être quaternaire
(d'âge Ogolien au moins) il faudrait alors envisager des réajustement tar-
difs de la bordure du socle. D'une manière gdnérale, la ligne de rivage
a très peu changé sur le littoral au cours du Quaternaire, dans le sens
positif par rapport au niveau actuel. La côte 2 â 3m est sûre, la côte
10 m est probable,
=================--------------
-----------__-----__--------------s--w
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( G$4ïNEEXWA.(
*ors \ I 1
ro*ou %md
Formution quartensire
et tertiaire
C&e basse
Cbte rocheuse (socle)
C8te rocheuse
(grée-conglomérat)
Rebord Gzl
m ChOtes
du socle
. . . . . . . , Limite territoriale
. 40 COTE
Fig. 1 : Carte de localisation et Esquisse morphologique.
242
J
d Londji
2 kfpala
Grend Betûnga
4 Eboundja
5 Lende Ndibé
6 Bwendjo

Fig. 2 :
ETAGEMENT DES NIVEAUX AU NORD
D'EBOUNDJA
Fig. 2a :
FRACTURES EN ECHELONS ET
LINEAMENTS SUR LA CÔTE
243

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LA METHODE "V.A.N."POUR PREVOIR LES SEISMES
Jacques LABEYRIE
Centre des Faibles Radioactivites, Laboratoire mixte CNRS-CEA,
Domaine du CNRS, Avenue de la Terrasse
91190 Gif-suryvette, France
En U.R.S.S., Chine, Japon, U.S.A. on a déjà observé des
signaux électromagnétiques dans le sol ou dans l'atmosphère émis
quelques heures à quelques jours avant qu'un séisme ne se
produise. Toutefois, dans ces pays, on n'a pas encore pu utiliser
ces signaux pour faire une prédiction systématique des séismes.
C'est en Grèce, le pays le plus sismique d'Europe (une
cinquantaine de séismes par an, de magnitude > 3,5 R), que vient
d'être mise. au point une méthode permettant la prédiction des
séismes (à partir de M=3,5).
Depuis 1982, P. VAROTSOS, K. ALEXOPOULOS et K. NOMIKOS, ont
établi un réseau d'une quinzaine de stations, en Grèce, qui leur
permet de prévoir le lieu (à mieux que 100 km près) et la
magnitude (a 0,2 M près) d'un séisme, et cela avec un délai qui
est analogue à celui indiqué ci-dessus. Le signal qu'ils
observent dans ces stations est une variation de l'ordre de
grandeur du millivolt se superposant aux courants telluriques.
La "vérité' moyenne de ces prédictions, sur les trois ans
écoulés, dépasse 70 %, elle a avoisiné 100 % dans les deux der-
nières années.
245

INQUA/ DAKAR SYIIPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES INDUSTRIES PREHISTORIQUES CONGOLAISES DANS LE CONTEXTE
DU QUATERNAIRE RECENT
R. LANFRANCHI
Université M. NGOUABI, B.P. 69, BRAZZAVILLE, R.P. du Congo
Le contexte paléoclimatique congolais des derniers 80 millénaires
est maintenant mieux connu tant du point de vue marin (GIRESSE, 1978 ;
MOGTJEDET, 1980) que continental (GIRESSE et al., 1981 ; PEYROT et LANFRAN-
CHI, 1984 ; SCHWARTZ, 1985). On s'accordezivre le schéma défini d'abord
dans la région du Stanley-Pool (DE PLOEY, 1963) comprenant : une première
phase à tendance sèche, le Maluékien s'étendant de 80 000 à 40 000 BP ; une
phase de réhumification centrée vers 35 000 BP, le Njilien ; une phase de
péjoration intense du climat, le Léopoldvillien, le maximum de cette sévère
phase sèche étant daté entre 20 000 et 18 000 BP ; enfin le Kibangien est
une phase de réhumification qui 'débute vers 12 000 BP pour couvrir tout
1'Holocène. Les industries préhistoriques (LANFRANCHI, 1979 ; LANFRANCHI-
SALVI, 1984) peuvent alors se diviser dans ce schéma en deux groupes dis-
tincts.
l.- Des industries ante-njiliennes
Un ensemble d'industries du.Middle Stone Age (par la suite MSA)
est maintenant assez bien connu à travers le territoire du Congo. Ces in-
dustries que l'on peut globalement considérer comme "sangoennes" présentent
cependant des variations typologiques d'une région à l'autre. Par contre,
on les trouve toujours dans la même position pédologique : elles reposent
sur et dans la partie supérieure des Stone-lines qui coiffent les horizons
d'altération de la roche-mère. Nous retiendrons ici trois régions plus par-
ticulièrement intéressantes :
1.1. Le Mayombe congolais. Dans les savanes intraforestières de Makaba
près de Dimonika nous avons trouvé dans les stone-lines une industrie pré-
historique constituée essentiellement de pics accompagnés parfois de très
rares pièces bifaciales (LANFBANCHI et SCHNARTZ, S.P.). Des sondages effec-
tués en dehors des savanes, en pleine forêt, permettent de retrouver la mê-
me stone-line avec la même 'industrie. On la retrouve encore, toujours très
fraîche d'aspect, dans la partie supérieure des dépôts de terrasses alluvia-
les du Mayombe. Cette présence quasi continue d'une industrie MSA dans les.
stone-lines sous plusieurs mètres de recouvrement et dans les dépôts de ter-
rasses conduit à envisager un paysage relativement ouvert à végétation lâche.
1.2.La vallée du Niari. Les stone-lines se rencontrent d'une façon con-
tinue dans cette région où, sous un à trois mètres de recouvrement, elles
épousent la topographie actuelle. Elles fournissent là aussi une industrie
lithique du MSA composée soit de pics, soit de galets aménagés (BAYLESdes
HERMENS et al., 1980) qui, typologiquement, pourraient se rattacher à un'
PréacheuKmais l'aspect frais du matériel lithique, le caractère souvent
évolué des galets et la position dans des stone-lines qui renferment par
ailleurs des pics nous conduisent à les classer dans un faciès du MSA.
1.3. La région de Ouesso. Les travaux routiers de la route Ouesso-Liou-
esso en pleine forêt ombrophile nous ont permis de suivre sur 80 km des
coupes où l'on retrouve sous un recouvrement variable (2 à 12 m) une stone-
line (parfois deux, voire trois superposées) contenant là encore une imdus-
trie préhistorique (SCHWARTZ et LANFRANCHI, 1984). Elle est composée d'une
247

forte majorité de pics, de quelques rares pieces bifaciales, mais accompa-
gnés fréquemment, à la différence du Mayombe, d'un intense débitage en pla-
ce. Là aussi la prbsence d'un recouvrement épais sous forêt avec tout le
long de ce secteur de nombreuses termitières fossiles de Bellicositermes rex
conforte l'hypothèse d'une reforestation récente, sans doute à partir de
12 000 BP.
2 .- Des industries post-njiliennes
2.1. Les niveaux datés entre 25 000 et 15 000 BP sont excessivement ra-
res en R.P. du Congo (KOIJYOUMONTZAKIS et al., 1985) et on y rencontre très
peu d'industrie. Seule la base d'un recouvrement de 5 m près de Pointe-Noire
a fourni une pièce bifaciale à bords parallèles et permis une datation à
18 000 BP. La majorité des'industries lupembiennes ne se rencontre qu'en si-
tes de surface surtout dans la vallée du Niari, en sommet de collines profon-
dément démantelées par l'érosion (LANFRANCHI, 1979): A Brazzaville des ni-
veaux de terrasses ont fourni des industries Zupembiennes mais ces trouvail-
les anciennes sont mal connues et n'ont pas pu faire l'objet de datation 14C.
2.2. A partir de 12 000 BP nos connaissances sont bien meilleures grâce
à des fouilles effectuées sous abri ou dans les lousseke. Les fouilles de
l'abri de Ntadi Yomba (LANFRANCHI, 1979) ont fourni une industrie tshito-
lienne datée de 7 000 BP, accompagnée d'une faune assez riche (Van NEER et
LANFFUNCHI. 1985). Celle-ci permet d'envisager un paléoenvironnement proche
de l'actuel., plus boisé et avec des arbres plus hauts (présence d'Achatina
SP., Cercopithecus sp., Cephalophus SP., Protoxerus stangeri) mais où l'on
retrouve à l'état relicte Diceros bicornis, le rhinoceros noir; animal de
savane, aujourd'hui disparu du Congo. Les fouilles du lousseke de la con-
cession ORSTOM de Brazzaville ont révélé un niveau d'habitat temporaire
tshitolien reposant sur un alios de podzol formé au Njilien (40 000/30 000
BP) et mis au jour ultérieurement par l'érosion (SCHWARTZ, 19859. L'étude
pédo-archéologique en cours (SCHWRTZ et LANFRANCHI) nous permet de placer
l'installation des hommes sur l'alios au moment du renversement climatique
Léopoldvillien-Kibangien voire même au début du Kibangien. La reprise d'une
pluviosité plus importante, mieux répartie, étant à l'origine du recouvre-
ment de l'alios. L'industrie préhistorique tshitolienne est encroûtée par
un horizon B 21h daté 12 000 - 10 000 BP et recouverte par des sables blancs
dont la partie médiane est datée 7 500 BP (SCHWARTZ, 1985).
3 .- Conclusions
Nous avons donc, schématiquement la succession suivante :
- Des industries du MSA caractérisées par des galets aménagés
et surtout par une profusion de pics, toujours localisées dans des stone-
lines ante 40 000 BP. Elles se retrouvent aussi bien dans les zones de sa-
vanes que de forêts actuelles. Leurs auteurs ont dQ évoluer dans un milieu
plus sec, savanicole. On peut peut-être dès cette époque envisager l'ouver-
ture d'un couloir de savanes arborées ou non ayant permis la communication
avec les savanes septentrionales (présence de Diceros bicornis au Sud de
l'équateur, mais aussi répartition actuelle d'oiseaux non passériformes de
savanes septentrionales le long de la rive droite de l'Oubangui et du Congo,
cf. Van NEER et LANFRANCHI, 1985).
- Une absence quasi totale d'industries entre 40 000 BP et
20 000/15 000 BP période où se succèdent une réhumidification puis le ma-
ximum de l'aridité en Afrique Centrale.
- Des industries du Late Stone Age - Lupembien et Tshitolien -
248

caractérisées par une diminution des dimensions, l'apparition d'un armement
tourné vers la chasse et dont la manifestation la plus élaborée est le Tshi-
tolien avec l'invention de l'arc, un microlithisme général et un débitage
épilevalloisien à partir de nucleus discoïdes plats. Le contexte climatique
proche de l'actuel est au début plus humide ; il voit la mise en place de
la forêt telle que nous la connaissons maintenant. L'Homo sapiens - quel-
ques fragments nous sont connus à Ntadi Yomba (Van NEER et LANFRANCHI,
1985) - occupe la majeure partie du territoire mais c'est l'arrivée de po-
pulations néolithiques et peut-être déjà bantouphones qui fixera le paysa-
ge actuel.
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INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PARTICULARITES ET EVOLUTION DES TOURBES A DIATOMEES qUATERNAIRES DE LA
PRESQU'ILE DU CAP VERT (SWgal).
LEPRUN Jean Claude, pédologue ORSTOM.
EMBRAPA/SNLCS, rua Jardim Botanico, 1824, 22468 Rio de Janeiro, Brésil.
Des travaux de cartographie pedologique de la presqu'ile du Cap Vert, rbalises
entre 1974 et 1976, ont conduit a btudier un gisement de tourbes a
diatomees qui, a la faveur des annees s@ches successives, se consumaient par
combustion spontanf?e. Le gisement se situe dans le p&im&tre de reboisement
de Mbao, a proximite de la route qui joint-Dakar à Rufisque, a 4'5 km de
Thiaroye-gare (Coordonnees : 14"45'33" N, 17"20'05" 0; fig.1).
4
Fig.l- Carte de
situation
Sur la feuille Thiaroye de la carte geologique au 1~120.000 Ame de la presqu'ile
Aditée en 1974, ce gisement se localise dans la formation Nlb "sables
humiféres interdunaires, sols noirs des Niayes, dép8ts lacustres 8 Unios"
consideree sgt% de 10.000 ans B.P.,, qui s'intercale entre les sables dunaires
littoraux
de la régression ogolienne Plac&e a 20.000 ans B.P. et les d&p0ts
de la transgression nouakchotienne dat&e 5.000 B.P. Il est indiqué.
que la mer etait alors a -20 m et
prelevements des fosses pedologiques
remontait.
a donne lieu
L'analyse pollinique des
a une publication (Medus,
1979),
fosses.
qui retranscrit les descriptions morphologiques succinctes de deux
Le profil DAK 56, creuse en bordure d'une cuvette d'une centaine de
métres de diam&re a ete choisi comme representatif des quelques vingt
fosses reali sées dans cette formation. Il a deliberement Cte creusé de
maniére a presenter une face brulee et une face intacte, ce qui permet de
juger des transformations .dues a la combustion interne. La vegetation actuelle
est constituee de Melaleuca leucodendron et de Casuarina equisetifolia
plantes dans les annees 1950. La description pédologique résum& de la paroi
intacte est la suivante :
0-17 cm : noir (10YR4,5/2), tache les doigts. Tourbe peu sableuse,
feutreet a structure lamellaire à prismatique fine, a cohésion faible.
Efflorescences et taches vert-jaune (5YR7/4) de soufre et jarosite et blanches
de sels indétermines peu nombreuses. Racines actuelles abondantes.
251

17-40 cm : noir.plus fonce (10YR3/1), plus organique, trés humifiR, A
structure prismatique large & fentes importantes, a débris vég&aux
reconnaissables, A taches et efflorescences plus nombreuses, rares racines
actuelles.
40-81 cm : noir trhs foncé (10YR2/1,5), tourbe trés feutrk, plus
humifik a Rl&ents vkgétaux non reconnaissables, structure en plaquettes
horizontales, & cohésion plus forte. Traces et empreintes vkgétales
horizontales, plages soufrks plus abondantes. Le sable blanc fin augmente
vers la base. Limite plane tranchk avec l'horizon suivant.
81-105 cm : gris-blanc (abBYR5/2), tr&s sableux fin, peu organique, A
structure massive et cohksion forte, a eflorescences salines (gypse) et
soufrkes nombreuses localisks verticalement le long des Pass&es vCgétales
d&ompos&s. Passage graduel A
105-160 cm : m&ne horizon sableux gris clair mais bariolt4 de taches
jaunes, ocre et rouille plastiques A touctter onctueux de cat-clays, humide,
présence d'eau libre a 21Bcm.
On peut r&umer ce prgfil de 9a manibe suivante : sur les 80 premiers
centim&res une tourbe sableuse à composCs soufrCs et salins pratiquement
continue, de plus en plus organique et humifik en profondeur, reposant en
discontinuité brutale sur un niveau sableux minCra1 de plus d'un métre.
Les analyses physico-chimiques indiquent pour le niveau organique su+rieur
une texture sablo-limoneuse fine, des taux de matiere organique passant de
10-13 % en surface a plus de 26 X a 80 cm, des rapports C/N variant entre 20
et 35, un complexe absorbant bien pourvu seulement en surface (sormne des
bases S = 23-30 m&), des pH acides de l'ordre de 2,5, des taux de soufre
total (gypse + jarosite) passant de 12%. en surface a moins de 5%. à 80 cm.
Les extraits au I/l0 de la p&e Satur&e r&lent des valeurs de conductivit&
blectrique alevkes (2000 A 3500 nMhos) et des taux de sulfates et de fer
importants (resp&ivement 12-63 m&/l et 32-119 mg/l) mais qui diminuent
toujours vers la pronfondeur. Le niveau sableux situé sous 80 cm est acide
(3 a 3,5), trCs peu organique (0,3 A 0,8 %), dépourvu en bases (S = 1 A 2
mU100gr), peu conducteur (250 a 400 nMhos), pauvres en sulfates (1 a 3 X)
et en fer dissous ( 0,5 à 1,0 mg/l).
La surface de la face brulke accuse un abaissement de 25 cm environ par
rapport A celle de la paroi intacte. On peut observer du haut vers le bas :
0-15 cm : diatomite sableuse légére et poreuse, versicolore se
defaisant eh plaquettes horizontales empiléfis, a débit polyédrique régulier
le plus souvent hexagonal de 10 cm, polychromes concentriquement, noir & la
pkrifkrie, puis blanc au milieu et rose-rouge vif au centre (5YR7/6), a
aspect de brique cuite, tr& fragile.
15-55 cm : tourbe brulée A revêtements r&ineux irrisés sur les faces,
a matrice cendreuse emballant les polyCdres polychromes prCc&dents. Limite
plane tranchke avec le niveau suivant.
55-95 cm : niveau sableux gris, compact, & rares taches versicolores.
On peut donc noter que le niveau tourbeux de 80 cm d'epaisseur s'est rhduit,
d'un tiers sous l'effet de la combustion, et que le niveau sableux sous-
jacent s'est durci. Les analyses physico-chimiques indiquent un
accroissement de la fraction silteuse, du pH et des cations khangeables, du
fer et du soufre totaux, et une diminution importante de l'humidité, de la
conductivitk et des sulfates par rapport au niveau tourbeux non brulk
Trois datations radiométriques ont &A effectu&s au laboratoire d'Orsay
(Pr. Fontes) et ont don& les ages suivants :+ khantillons 0-10 cm :
activité % = 110,8 28 ( >1950); 30-50 cm : 2970- 350 ans B.P. ; 65-80 cm :
129002 1200 ans B.P. On peut en dkduire que le niveau tourbeux a commencé a
se constituer au cours de la transgression de 1'Holodne inférieur
252

(Tchadien) au dessus de sables probablement ogoliens qui entourent tout le
gisement, s'est poursuivi durant 1'Holocéne sup&ieur (Nouakchotien) et
jusqu'a une époque recente puisque le prélévement de 0 a 10 cm est date
postérieur a 1950, période du reboisement de Mbao. Il a donc fallu
approximativement 12000 ans pour que se deposent 80 cm de tourbe sableuse,
soit une moyenne'hypothetique de 0,066 mn par an. Cet Ige de 12900 +1200 ans
B.P. fait du niveau organique profond le plus ancien de toutes les tourbes
datées autour de la presqu'ile du Cap-Vert et en particulier bien plus
ancien que ce qu'en faisait l'interpretation de Medus (1979) qui le datait
de la Premiere partie du siecle. Il faut aller chercher des echantillons de
tourbes de sondades de 25 m de profondeur situes au Nord du delta du Senégal
(Monteillet, 197'7) pour trouver des ages qui tournent autour de 8500 ans
B.P. En revanche, certaines tourbes littorales de C8te d'ivoire ( Martin
1969) datees 11900 +250 ans B.P. en seraient contemporaines, de m0me que
de nombreux depets lacustres a diatomites de l'Afrique de l'Ouest et en
particulier du Sahara nord-occidental, du Niger et du Soudan( Bibliographie
in Faure et a1.1963 et Faure 1969) et du Tchad (M.et S. Servant, 1970).
L'étude des
prelevements
associations a diatomees realisée par
de la fosse DAK 56 a donne les resultats
S. Servant
suivants :
sur les
0-10 cm :
flore abondante, Phytolithaires tres abondants, genre Nitzschia dominant;
40-50 cm : flore trés abondante, composée d'espéces épiphytes (Gomphonema et
Cymbella), littorales et benthiques, absence dlesp&es planctoniques,
Phytolithaires tres abondantes ; 65-80 cm : diatomées et Phytolithaires tres
rares, les formes Lithostilidium (Graminees) sont les plus fréquentes.
L'interprétation de la coupe du bas vers le haut serait celle de l'bvolution
d'un milieu d'eau douce peu profond (1 a 5 m), a pH acide, colonise par une
importante vegétation aquatique a base de Typha, en un milieu d'eau douce un
peu moins acide et un peu plus sale colonise par des graminees tropicales.
L'analyse pollinique effectuee par E. Roche est trhs semblable a celle de
Medus (1979), confirme l'interprétation précédente et conclut a la
permanence d'une végetaion essentiellement arbustive et herbacee que l'on
peut subdiviser en une phase humide a -vegétation marécageuse a Typha
abondant a la base de la tourbe (70-80 cm) suivie d'une phase plus s@che
durant la quelle les graminées et les fougeres ont prolifer&es aux dépends
du Typha (30 a 70 cm) et enfin l'installation d'une phase un peu plus humide
a legére extansion du Typha et des palmiers et l'apparition des acacia (20
A 30 cm).
La spectrométrie de R.X met en évidence des transformations minéralogiques
intérressantes. Alors que les echantillons
contiennent que du quartz, de l'hematite,
de la face intacte
de la jarosite,
de la fosse ne
des traces de
kaolinite et un fond amorphe important, ceux de la face brulée laissent
apparattre, outre les principaux pics des minéraux precedents, Cgalement
ceux de la cristobalite. Les efflorescences cristallines jaune orange qui
tapissent les fissures presentent les pics caracteristiques de l'alunogéne
légerement deshydratee Al(SO4)3 . 16H20; les cristallisations blanches se
révélent étre du chlorure d'ammonium NH4Cl qui est habituellement un produit
chimique de synthése. Ces paragenéses minerales peuvent s'interpréter de la
maniere suivante. La cristobalite proviendrait de la fusion et de la
recristallisation des tests de diatomees. En effet, cette fusion a été
observée au microscope polarisant et au microscope electronique à l'Institut
de géologie de Strasbourg; a l'aide d'un thermocouple on a pu relever des
temperatures allant.jusqu'a 1200" a l'interieur de la paroi en combustion et
enfin au laboratoire on a pu suivre la combustion d'échantillons intacts au
four entre 100 et 1000°C et vérifier les transformations observees sur
terrain. En ce qui concerne le chlorure d'amnonium et l'alunogene,
le
le
253

premier se formerait a partir des chlorures et des sulfates des produits
vegbtaux en decomposition, des eaux de la nappe qui devait étre plus haute,
les sulfates provenant principallement de la jarosite et l'amnonium de
l'azote de la matiere organique. Quant au second, il dériverait des sulfates
d'alumine abondants dans les sols sulfates acides. Son depart expliquerait
le changement de couleur de noir arouge brique de la diatomite brulée, le
fer ferreux se transformant en fer ferrique.
Un certain nombre d'enseignements peut &tre tire de cette étude. Tout
d'abord la presence de niveaux tourbeux d'age Holocene inferieur situes a
quelques 7 m au dessus du niveau actuel de la mer dans une region oh on ne
les savait pas si anciens, ce qui explique qu'au Tchadien il ait et-e situe a
plus de 30 m au dessus du niveau de la mer et donc se soit forti en eau
douce. Ensuite les Rtroites analogies de facies et de geochimie de ces sols
tourbeux avec les sols sulfates acides developp& a partir des mangroves
actuelles ou relictes et qui sont nombreux dans cette region. L'evolution de
la vegetation et de sa matiére organique semble 0tre la m@me qu'il s'agisse
de milieu lagunaire sale ou de milieu lacustre d'eau douce. Dans les deux
cas les sols sont acides, organiques, sulfates a jarosite et gypse que le
soufre soit d'origine marine ou non, presentent des cat-clays a aspect pur+%
de marron. Le seul aspect morphologique d'un profil de sol sulfaté acide ne
suffit donc pas pour lui attribuer une origine mangrovienne. La presence de
pollens d’espkes de Ia mangrove comme Rhizophora ou Avicenia est
indispensable. Enfin, on assiste ici a la naissance, par combustion
spontanee, sous nos yeux, d'une diatomite sableuse a partir d'une tourbe a
diatom&s, et on peut raisonablement penser que de nombreuses diatomites
polyédriques polychromes pourraient s'être forties de cette maniere a des
moments differents du Quaternaire, sans être amené a invoquer des
manifestations volcaniques ou géothermiques hypothétiques (Monod et Palausi,
1961). Car il y a dephasage entre le depet de la tourbe et sa transformation
en diatomite par le feu. Les depots tourbeux plus septentrionaux de S'Afri-
que de l'Ouest et qui ont donc éte atteints plus rapidement par la secheres-
se et par consequent soumis plus t8t a la combustion ont ete transformes peu
de temps apres leur formation, alors que des tourbes du même age mais plus
meridionales ne passent a des diatomites cuites que bien plus tard, comne
c'est le cas pour les coupes de Dakar. L'observation de nombreux temoins de
diatomites cuites en Mauritanie (Leprun et Trompette, 1970; Hugot, 1977) et
au Mali (Leprun, inedit) milite en faveur de ce mode de formation. L'État de
la lapidification de la diatomite peut 0tre un critére d'age relatif, celle
ci augmentant avec le temps. La datation des cendres vegetales témoins des
tourbes ayant brule au sein ou sous les diatomites pose problerra car indique
l'age de la combustion et non celui du dépôt de la tourbe.
Bibliographie sormaire :
FAURE H., MANGIN E., NYDAL R.(l963) - Bull. B.R.G.M., 3:41-63.
FAURE H.( 1969) - Mitt. Internat. Verein. Limnol., 17:131-146.
HUGOT G. (1977) - M&m. Inst. Maurit.Rech. scient., ~01.1, 190p.
LEPRUN JC. & TROMPETTE R.(1970) - Rapport ORSTOM, Dakar, 12~.
MARTIN L.( 1969) - C.R. Acad. Sci., D, Fr., t.269, 20: 1925-27.
MEDUS J. (1979) - Bull. I.F.A.N., T.41, ser.A, 3:475-462.
MONOD TH. & PALAUSI G.(l961) - Bull. I.F.A.N., T.23, ser.A, 2:251-273.
MONTEILLET J. (1977) - Ass. senegal. Et. Quatern. afr., Bull. liaison,
Sénegal, 50~23-28.
SERVANT M. & SERVANT S.(l970) -Rev. G&ogr.phys. et Géol. dyn.(2), Vol.XII,
Fasc.1, pp.63-76.
254

INQUA/ DAKAR SYF4POSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES MECANISMES DES CHAN- CLIMATIOUES EN AFRIQUE
Marcel LEROUX
Univetit6 J. Moulin - Lyon (France)
Tenter de comprendre les mtcanismes atmosphbriques qui commandent les
changements climatiques en Afrique n’est pas une entreprise riste, les nombreuses
explications propos6es , qui 8e contredisent souvent, en fournissu& la preuve la
plus &Mente. Lt pnldoclimstologie ne dcrive en effet, ni seulement de la
gdomorphalogie , ni de la m6t6oralogie , mais & i’ailieace v6ritable (non encore
r6alis6e) entre toutes les disciplines qui reconstituent les pal6oenvironnements.
Ii faut en effet qu’une tentative d’explication repose tout h. la fois sur :
- la connaissance de 1’6volution climatique africaine, pour vtrifier, par
exemple, si l’6volution est symdtrique et synchrone de part et d’autre de l’Equateur,
ou pour vtrifier que tel m6ceaisme enviagt est vraiment applicable b, une pbriode
Werminte , et aussi & l’ensemble des ptriodes, car ii n’est naturellement pas
possible & choisir au gr6 des besoins telle “explication” partielle qui ne serait
vaiable que dans telle circonstance particulidre (et uniquement de& cette
circonstulce).
- l8 connaisawe (8~ moins d8as ses gnndes lignes) de l’évolution
climatique & la plnn&e, puisque L’Afrique appartient L iaxone tropicale, mais aussi
8ux zones temp6r6es (pour ces dernikes & certaines Cpoques drvrntage qu’t
d’autres). Il faut en effet situer l’bchelle spatiale des phbnom6nes et notamment le
cadre dans lequel s’effectuent les Cchangés; ce cadre ne pouvant ttre que celui de la
circulation g6nCrale de l’atmosphére lorsque l’on sait que des changements
climntiques interviennent sur toute la plaabte de fqon synchrone, non seulement L
LYchelle des grandes variations (Wurm tardif ou Optimum Holoc6ne . ..). mais aussi &
celle des modifications de moindre amplitude (comme par exemple lors du Dryas
r6cent, ou lors de la phase de “Cochane”, ou de “Piotr” ..A et m6me A l’6chelle plus
fine des vxriations rdcsntus qui voient coInMer l’optimum climatique temp6r6
(vers MO-l%0 1 avec des prbcipitations sahblo-eoud~aises abondrntss.
- la connaissance des conditions ciimatiques actuelles, et notamment celle
des processus pluviog6niques , tropicaux, m8is aussi tempbtbs, et des conditions dans
lesquelles l’eau prtcipitahle (dont le potentiel est varirble) peut dtrt effectivement
prbcipit6e. Cet& rbf6rence 4 l’llctuel doit permettre d’envisager les sc6ntios
vraisemblables, et d’tcsster ceux qui , soit dans 1’Actuel. soit dans le pas& n’ont au
contraire aucun support scientifique; sinsi, par exemple, lorsque l’on Cvoque
l’albado comme “cause de la stcheresse”, il convient de noter - pour l’Actue1 - que
l’Oc6e.n A-tique L , L h m6me latitude que le Sahel, un albedo de valeur
insignifiante (mais subit des conditions pluviogéniques nettement plus
dbfavorables),et - pour le pass6 - que la migration vers le Sud des formations
dunaires ogoliennes et kantmiennes (au fort pouvoir téfléchissant) aurait dO, b tout
@nais, interdire la reprise de ia pluviositb sur L’Afrique tropicale septentrionale . . .
L’dvolution climatique passée montre que les changements thermiques se
font selon le m6me signe sur l’ensemble & ia Terre, mais avec des amplitudes
différentes (d6croissates vers l’Equateur). tandis que les vsrirtions de i’humidit6 et
de la pluviosit6 (compta non tenu de l’influence de la tempbrature sur le potentiel
pr6cipitable g6nbre.l) sont beaucoup plus diverses , notamment pour les
pr6cipitations quant & leur origine, leur importance et leur distribution spatiale.
Les m6canismas des changements ciimnCques peuvent donc btre 6voqu6s lors des
deux sitiations thermiques extr6mes des derniers 20.000 ans (au maximum du froid
et au maximum du chaud). 11 la IumiCre de la situation actuelle qui sert de rbf6rence
(bien qu’eile corresponde b un interglaciaire).
255

% . Circulation ~~o~~b6riuuo n6n6rale et distribution des ar6ciaitations
4: (Figu
mente d6tcLchbs des
clones mobiles Polaires
es comme une * ” entre les zones c
itime & la stratification
ttant coiff6e par de
me la cbte ouest de
& i’inverse du fort
s la strate inf6riew-e
2 . Circulation troooseh6riuue ndndrale et distribution des or6cioitaions en
tiriode nlaciaire (Wurm tardif) : (Aigu
En g6riode fkoide le d6fic
l’ordre de %*C & l’Equateur),
effet cumulatif deas les zones
v6hiculent sans
naturellement
est relativement r6duit (de
usement renforcb pas
me de la circuistioe

Les zones de distribution des pluies tempbrbss sont restreintes par le
ddveloppement simultant des Hautes Pressions Polaires et des H8utes Pressions
Tropicaics. mais elles sont tgalement d6caltes vers les marges tropicales, qu’elles
envahissent saisonnidrement jusque vers la latitude des Tropiques. Dans ces xones
tempdttes , en raison du passage r6p6t6 &s Anticyclones mobiles Polaires (et de la
P&ence d’anticyclones thermiques continentaux bloquant leur dtplacement) le
temps le plus fr6quent est anticyclonique, froid , relativement suc et peu pluvieux
(enttrtnant toutefois une urgmentation des pr6cipitations (pu rapport i 1’Actuel)
dans des rtgions actuellement dtfavoris6es. comme le Nord du Sahara et les massifs
centraux, ou le Kaiahari et le Sud du Namib).
L’extension - 8ur leurs &ux flancs - des ceintures de Hautes Pressions
Tropicales r6duit b son tour i’espece tropical ; la migration saisonnitre de b
structure de b s couches de l’Equateur M6t6orologique et de la Confluence
Inter-OcGanique est alors entravde , tandis que l’effet attractif des dtpressions
thermiques est att6nuC. Cet& faible migration n’autarise pas L’installation de gtrnds
courants de mousson (L’Asie par exemple n’est pas rtteink par Ir. “mousson
indienne”, et ia mousson atlantique n’atteint pas l’Ethiopie 1, l’essentiel de la
circulation tropicale dtant ainsi constitude par des alix6s. Le renforcement de l8
subsiànce (comme l’attknuation de la turbulence d’origine thermique) exagbre les
effets de Ir stratification tirologique, en diminuant L’tpaisseur de la strate
inf6rieure des aliz60, ou l’bpaisseur du flux & mousson atlantique , iimitant ainsi le
transfert du potentiel pr6cipitable vers l’intdrieur du continent, potentiel d6jI
unoindri par la baisse de h crpacitk tvaporatrice; les mouvements ascendants,
contrecsrrGs par la subsidence supGrieure, par le moindre r6chauffement et la
moindre bnergie fournie par b vapeur d’eau, ne se d6veloppent aUment que dans
la structure Z.I.C., dont la migration annuelle est tgalement r6duite (ainsi qu’en
t6moigne b diminution & I’espace couvert par la. for&>.
L%ire de distribution des pr6cipitations tropicales est donc
considdtrblement restreinte. et subit une baisse gbnbrale de la pluviositk Sauf en
Afrique orientale, les aires de pluies temptttes et tropicale ne y rejoignent pas ,
dcheresse et dynamisme accru des alizés permet&& alors les constructions
dunaires, dsns le Sahel actuel comme au Nord du Kalahui.
3 . Circulation trowsohdriaue ntntrale et distribution des or6cioitation~
en o6riode hvoerthermale - (Ootimum Holoc6ne1: (Figure 3 8 et b )
Alors que la chaleur tropicale demeure relativement constante. le
ttchwffement se manifeste encore davantage dans les xones tempttdes et polaires.
Dans ces dernitres les Hautes Pressions Polaires voient leur puissance dlcliner, et
avec elles la frtquence et le dynamisme des Anticyclones mobiles Polaires : il
s’ensuit un ralentissement gtnbral de h circulation. Comme l’impulsion
pfiles-Equateur de basses couches, l’impulsion inverse des couches suptrieures est
ralentie, les jets d’Ouest s’dloignent de l’Equateur. leur vitesse diminue ainsi que
l’intensitt des mouvements subsidents qui en sont issus.
Les zones dans lesquelles se dbversent les pluies tempbrbes s’6iargiswtt
quelque peu, essentieliement par Mraction des Hautes Pressions Poinires , tout en
remontant en direction des hautes latitudes. Le balancement saisonnier. plus
important, les emtne en p6riode hivernale sur les rtgions mtditerr8nCennes de
l’Afrique et sur le Sud & l’Afrique astrale; en raison de 18 moindre vigueur des
mouvements subsidents les Hautes Pressions Tropicales n’entraînent pas la fin
bruwle de ces pr6cipitations qui pdnbtrent Unsi plus profondbment sur l’Afrique
septentrionale, naturellement att6nuGes; sur l’Afrique awtrale la hauteur de
257

commandement des Anticyclones mobiles Polaires (moteur de ces perturbations)
Gtsnt inf6rieure & l’altitude du Grand Ew.rpament, les effets pluviom6triques se
limitant sux fçgions littorales m6ri~on~es Undis que le plstaw intçrieur est sac.
L’espace tropical. consid6rablement ngrsndi b l’inttrieur de ceintures
snticycloniques ourausas, offre une grande libert.6 au creusement at b la
migration des d s thermiques qui entm3nent le ement de gmnda
amplitude des discontinuitis ; dans le m6me tamps se r6tsb les circulstions de
mousson de forte 6poisseur. les inversions d’aliz6 s’616vent. Utndis que le potentiel
Epi*es (notsmment an Afrique orientsle ou souffle l’aliz6 msritime da type 11)
sauf i proximit.6 des lit&oroux occidantau Mi~6 de type 1, notammant au Sud du
Namib), ou su centra du Sehsrs Mi~6 con ental chs.ud et sac).
riode chsuda que les conditions pluviométriques sont las
sur l’Afrique temp6r6e que sur I’Afrique tropicale.
mesura que le froid se renforce.
n et de distribution des psbcipitations
es, sachant (en sum62 qu’en p6riode
pluviosit.6 sugmente, et qu’en ptriode
les zonas tamp6r6es p6n6trent plus
pluviosit.6 diminue pwtout au fur et 11
61~x7) - A.ABaikema
Sciences - Univ. Dekar
-“LS’CliOWdel iqua tropicale” - H. Champion - 1
258

90° N dOo 3o” 00
:
4
3o” 60° s 90°
CIRCOLATION TROPOSPIiERIQUE GMERALE - SCHEMM
MIGRATION SAISONNIERE ET DISIRIBUTION DES PRECIPITATIONS
1 EN ITRIODE IN-IERGLACIAIRE ( ACIVEL )
2 EN PERIODE GLACIAIRE ( VURM TARDIF 1
0 EN PERIODE CHAUDE ( Oi’kdUM HOL.OCENE 1
++D++
ds&
_A
Hautea Pmariocu Poldma (H.P.P.) +++++ Hwlsr Preuiow Tropicrlea (H.P.T.)
Basea Pmshns Pulalrer (B.P.P.) EquUmr M6lboralf&que (EM.) - Axe
Anticycha œobilr Pald~ (AmP) dus Buru Pmdow bmrtrupidw
Perturh~ion plwiewe de Ir m Z.I.C. F: I.T. Structurw de Equateur M4cborologiqw
tcmpdde (’ Front Pdaim - P. P.1 Z.I .C. Zme IntertroPicale de GmfIwncs
Noyzu mticyclmiqw mobils (nua) FI I .T. ‘Front’ Mxtropicd Wruct.contiosnt.)
Iqul8ion Wle - Equateur C.I.O. Cdlwncs IntcuOc6sniqw (Afr.n>rtr.)
Impulrim Eqwtwr -- WI0 --e-m Inrenion d’ Alitb ( 1. Al. )
c
Jet d’kt Tropical (J. ET.)
Tnjectoim St mowemmta TmtIclnx
Jeta d’Ourat E
Tmw===
Limita d’axtnruim niroaniQs dw H.P.P. slirms calmiquw :
I.irite d’extension sdrmnih dœ H.P.T. . 4th h hivcir
Pwitiow uirmni&va de 1’Eqwt.m M&&ml~iqw et/ ou de la Canflnsnee
Intactkhniqua : I a janvier- ftiier 2 en juIll@t - mat
Ploias tmlpbrbar (Principalepsnt Umcibsr
Pluia i caract&a
aux Anticyclonar mobiles Pohim - ‘P.P:) Ew Il A uironniar dominant
Pl~ia lm@crlw du domaine concm~ pu Ii migntlun mn~lls de I’EguUeur
Mthlgiqum at dr 1~Coaflumca Intertkbaniqw :
Plaiw naocikea I la ttructum 2.1.C
bhandmtw. cmthtœ.peu omgmuar)
Plu& urociba L la xtructum P.I.T.
ou C.I.O. (uironnibrœ. ongmaal
259

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
ENVIRONNEMENT ET PALEOENVIRONNEMENT DES NIAYES DEPUIS 12 000 B.P..
Anne-Marie LEZINE
Laboratoire de Géologie du Quaternaire- CNRS - Marseille-
Les "Niayes" sont des formations phytogéographiques particulieres,
très humides, rattachées au "domaine sub-guinéen" (TROCHAIN, 1939) et
préservées jusqu'a l'actuel grâce à une nappe phréatique subaffleurante.
La zone des Niayes s'étend en arrière des cordons littoraux dans ,les
interdunes mises en place lors du dernier épisode aride ante-holocéne,
1'Ogolien (ELOUARD, FAURE, 1972), le long du littoral atlantique entre
15" et 16" de latitube nord, sur une largeur d'environ 17 km (fig. 1).
OUEST Dunes vives
-actuel,
;Dunes
I ,holdcéne
semi fixées1
récent,
Dunes
I
,
rouges
Océan atlantique
I
1
I
, Zone des Niayes
I
I
I
I
/
I
I 1
I
I
I
I
I
I
I
I ,
Substratum secondaire et tertiaire
fixées - Pléistocéne sup. 1 EST
I
ICuesta de THIES
Fig.l- Coupe schématique de lazonelittorale au Nord de 15” de latitude Nord et localisa-
tion des Niayes ( PEREIRA-BARRETO , 1962 1
Ce domaine est caractérisé par un climat "sub-canarien" : les
températures sont fraiches avec de faibles amplitudes, l'humidité est
constante et la pluviosité faible (LEROUX, 1980). La saison des pluies
dure quatre mois, de Juillet à Octobre, la saison séche huit mois. La'
moyenne annuelle des précipitations varie de 414 mm & DakaT a 298 mm
a Saint Louis. La végétation est caracterisee par la présence d'Elaeis
guineensis, associé a de nombreuses esp&ces a affinité guineenne et
soudano-guinéenne, telles quec
Alchornea cordifolia, Anthostema senegalense, Macaranga heudelotii,
Dialium guineense, Cassia podocarpa... associées aux Combretaceae,
Moraceae...
Par ces composantes humides, la v&g&tation des Niayes tranche avec le
caractére xérophile de celle des régions intérieures situées aux mêmes
latitudes qui appartiennent aux domaines sahélien et soudano-sahélien
a Acacia seyal, Balanites aegyptiaca dominants. Elle pr&sente un
caractére azonal par rapport aux rbgions plus contientales.
261

La mise en place et l'évolution de cette végétation peuvent être
suivies au cours des derniers milliers d'années a l'aide de l'analyse
palynologique de carottes de sondages (LEZINE, these en cours) . Deux
types de Niayes peuvent être distingués. Dans la zone centrale (M'Boro,
Lompoul), si certaines interdunes ont été en communication avec la mer
(paléoréseau hydrographique), la végétation y a toujours été
continentale (cf. supra). La mangrove ne s'est développée, lors des
périodes de stabilisation du niveau marin, qu'en bordure immédiate du
rivage, dans les zones largement ouvertes sur la mer comme le lac Tanma
(MEDUS - al., 1981)(LEZINE, 1985) et Thiaye (LEZINE s al., 1985) au
Sud, le delta du fleuve Sénégal au Nord.
A 1'Holocène ancien, vers 9000 B.P., la végétation guinéenne,
jusqu'alors localisée plus au Sud ou tres ponctuellement en bordure
du littoral vers 15"N, s'étend brusquement dans toute la zone des
Niayes, jusqu'au delta du fleuve au Nord. Sa richesse floristique est
très importante (on dénombre a Lompoul plus de 150 taxons polliniques
dans l'ensalqble de la séquence holocéne). Cette extension vers le Nord
et vers l'intérieur, représente la réponse de la végétation a un
phénoméne climatique majeur daté de ca. 9000-8000 B.P., genéral a
l'Afrique nord tropicale et correspondant a l'intensification de la
mousson d'été (KUTZBACH, 1981).
Les diagrammes palynologiques enregistrent apres 8000 B.P. une pulsation
négative qui se traduit par l'appauvrissement de la flore et la
réduction de la couverture arborée a Touba N'Diaye, le développement
d'éléments plus "secs", soudaniens aux dépens des éléments guinéens
a Diogo, Lompoul...).
Ca. 4000-2500 B.P., se produit un nouvel épisode humide très marqué.
Le redeveloppement des éléments guinéens est alors favorise par la
proximité de la nappe phréatique liée a la remontéedu niveau marin (Fig.
2)
Fig.P- Variations du niveau marin au Quaternaire rficent : côte ouest africaine.
262

A 1'Holocéne recent (ca. 2500 B.P.) se situe un changement climatique
majeur qui marque l'installation des conditions actuelles du climat.
Il se traduit par la réduction de la couverture arborée dans toutes
les interdunes et la regression des cléments guinéens au profit des
sahéliens.
Les sédiments des Niayes ont enregistré avec précision les
variations de l'environnement végétal et du climat durant le PléistocGne
supérieur et 1'Holocéne. Nous en avons évoqué les plus importantes.
A partir de 7000 B.P., la stabilité relative de la mer a son niveau
actuel entraine la remontée de la nappe phréatique dans les interdunes.
Ceci tend a masquer les épisodes mineurs de dégradation de l'envi-
ronnement et au contraire a favoriser les épisodes positifs tel le
developpement des espèces guinéennes vers 4000 B.P. ; la dégradation
de la végétation vers 2500 B.P., malgré la proximité de la nappe
phréatique. n'en parait que plus importante et souligne le caractere
brutal du changement climatique de 1'Holocéne récent.
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ELOUARD P., FAURE H. (1972) - Quaternaire littoral de la région de-
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TROCHAIN J. (1939)- La flore etla végétationk des Niayes (Sénégal)-I-
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--
263

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PALEOHYDROLOGIE ET PALEOENVIRONNEMENT D'UN LAC SAHELIEN
A L'HOLOCENE (GUIERS - SENEGAL)
A-M. LEZINE*, J-L. SAOS**
*Laboratoire de Géologie du Quaternaire - CNRS -
Case 907 - Luminy - 13288 MARSEILLE Cedex 9 - FRANCE -
**Centre ORSTOM - B.P. 1386 - DAKAR - SENEGAL -
Le lac de Guiers (16”15’N-15”50’W) est situé sur la rive gauche du fleuve Senégal.
à environ 150 km du rivage atlantique. Il occupe, au débouché du Ferlo, ancien affluent
du fleuve, une dépression d’orientation SW-NE bord&a d'alignements de dunes d’âge Ogolien
(Elouard. 1959). Son environnement vbg&al sahélien (255 mm/an) se compose d’une savane
à Acacia, Balanites, Capparidaceae... (Adam, 1964: Trochain. 1940). Le lac est actuellement
alimenté par le fleuve Senégal, dont le bassin versant s’étend entre 11 “N (zone guinéenne)
et 17”30’N (nord de la zone sahélienne). Les apports fluviatiles sont principalement
composés de fraction fine: celle-ci comporte notamment des minéraux argileux (kaolinite,
illite, smectitel (Saos A* et a1 1982); uniquement 3 S des pollens de végétation humide du
Sud du bassin versant parviennent jusqu’au lac (Lezine, 1985).
Une étude palynologique et sédimentologique est effectu6e sur deux carottes de sondage
recoupant des sediments d’âge holocène (Fig. 1). Les carottes fournissent les premières
séquences continentales d’Afrique occidentale permettant d’acquérir des donnees continues
sur les variations des environnements végétaux et des apports hydrologiques à courte Echelle
de temps. Les données sont directement comparables avec celles obtenues au Tchad (14”N-14”E)
par Maley (1981).
Fig. 1 - Carte de localisation.
Les deux sondages (7 m de profondeur) sont localisés sur la bordure occidentale du lac,
l’un au débouché de l’ancien cours du Ferlo au Sud. l’autre au Nord à proximité du fleuve
et de son delta. Leurs enregistrements sont concordante.
265

Du point de vue sédimentologique, deux ensembles se distinguent nettement. Dans la
carotte S2 (Fig. 21. ils se situent de part et d’autre du niveau 3.60 m. A la base, les
sables grossiers représentent 85 91 en moyenne des sédiments. Ils sont associés à des
coquilles et débris de coquilles ainsi qu’ô de la matière organique fibreuse. La fraction
fine ne représente que 10 %. Un âge de 6 000 + 100 B.P. a eté obtenu sur coquilles à 4.60 m
de profondeur. Cet ensemble caractérise un environnement deltaïque. Au-dessus de 3.60 m
domine la fraction inférieure à 50 um. Elle s’éléve jusqu’à 90 % entre 3.60 et 1.50 m, puis
diminue sensiblement entre 1.50 et 0 m (70-80 Xl. Les minéraux argileux sont en majorité
composés de smectite et kaolinite. Des passées sableuses centimétriques sont localement
présentes entre 2.50 et 3.00 m de profondeur. Cet ensemble caractérise un milieu lacustre
à fluviolacustre.
Fig. 2 - Stratigraphie et diagramme synthgtique simplifie.
Du point de vue palynologique. dans les niveaux de la base (pollen zone III-SP). les
pourcentages de pollens de Rhizophora sont supérieurs à 70 8. Ils indiquent l’extension
de la mangrove en arrière du delta et sa présence sur le lac même, contemporaine du haut
niveau marin du Nouakchottien (Elouard. Faure, 19721. Durant cette p6riode. l’influence
marine se serait également exercée jusqu’à Bogue. a 500 km à l’interieur des terres (Michel.
Assémien. 19691. Les pourcentages de Rhizophora diminuent ensuite (pollen zone II) et sont
absents des niveaux supérieurs (pollen zone Il marquant le retrait puis la disparition
complète de la mangrove. Cette modification paléogéographique est également enregistrée
par le changement brutal de faciès s6dimentologique.
Les pollens des végetations humides soudanienne à guin8enne sont présents dans les
niveaux à Rhizophora (pollen zones III et II) et représentent jusqu’à 20 % de la somme
pollinique. Ces valeurs sont interprétées comme le reflet -d-Je l’avancée au nord de leur aire
actuelle des végétations correspondantes et du renforcement des apports hydrologiques. De
ce point de vue, le rôle prépondérant de la rivière Ferlo est mis en évidence par de plus
forts pourcentages dans le sondage sud (18 %1 que dans le sondage nord (5 %1.
266

Au sommet des carottes (pollen zone 11 s’observe une coupure: la mangrove et la végé-
tation soudano-guinéenne disparaissent au profit d’une végétation sahélienne (Acacia.
Balanites... 1 et d’une végétation herbacée de bordure lacustre (Typha, Gramineae.
Cyperaceae.. . 1. Cette zone enregistre la mise en place des conditions actuelles du milieu.
L’étude palynologique et sédimentologique des dépôts du lac de Guiers met donc en évi-
dence deux points principaux:
- une modification paléogéographique entraîne localement le développement de la
mangrove à l’emplacement du lac actuel durant le Nouakchottien, puis son remplacement par
une végétation herbac6e d’eau douce dans un environnement sahglien à 1’Holocène récent:
- à l’échelle régionale. de grandes variations ont affecté le drainage et l’environ-
nement végétal dans l’ensemble du bassin versant du lac. Pendant 1’Holocène moyen, le lac
est alimenté au Sud par la rivière Ferlo qui draine des zones de végétation très humides.
sud-soudaniennes. L’arrêt de cette alimentation est très bien marqué dans les diagrammes
palynologiques. Le travail de Monteillet et al. (19811 permet de le dater indirectement
de 2 000 B.P. environ. Ces modifications hydrologiques concordent avec celles qui sont mises
en évidence au lac Tchad. Cependant, les modifications de l’environnement végétal semblent
avoir ét6 d’amplitude supérieure dans le bassin du lac de Guiers: elles ont en effet affecté
l’ensemble des zones humides soudaniennes à guinéennes et non uniquement la zone
soudanienne. Elles ont, d’autre part. Bté prolongées dans le temps, après 4 500 B.P. jusqu’à
1’Holocene récent.
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Paris: 433 p. Paris: Larose.
267

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES ARCHIVES GLACIAIRES : CLIMAT ET ENVIRONNEMENT ATMOSPHERIQUE AU COURS DES
DERNIERS 150.000 ANS
C. LORIUS
Laboratoire de Glaciologie et Géophysique de l'Environnement
B.P. 96 38402 St Martin-d'Hères cedex (France)
Les carottages réalisés dans les calottes glaciaires de l'Antarctique et du
Groënland sont une source unique d'informations quantitatives concernant B
la fois les variations passées du climat et celles de l'environnement
atmoosphérique.
Il est ainsi possible d'obtenir des données concernant notamment la
temperature, les precipitations et les variations d'epaisseur des calottes.
Si certains evenements peuvent être plus spécifiquement representatifs des
hautes latitudes les principales caracteristiques des séries climatiques
ainsi obtenues ont une signification beaucoup plus globale.
C'est aussi typiquement le cas des modifications de la composition de
l'atmosphere et de sa charge en aérosols. L'analyse des bulles d'air
contenues dans la glace permet ainsi de retracer l'évolution de la teneur en
gaz carbonique i la concentration des couches de glace en impuretés traduit
aussi bien les variations au niveau des sources (marines, continentales,
volcaniques, extra-terrestres, industrielles) que l'intensité du transport
atmosphérique.
Pour se limiter au résultats ayant une signification globale l'étude des
carottes de glace a notamment permis de mettre en evidence :
. l'augmentation des teneurs en gaz carbonique au cours des derniers
siecles & partir d'une valeur pré-industrielle de l'ordre de 275 ppmv et
l'enregistrement d'eruptions volcaniques majeures telles que celles de
l'Agung, du Krakatoa et du Tsmbora (volcans situés sous les tropiques),
. une modification drastique de l'environnement atmosphérique associée B
la dernière deglaciation d'environ 17000 a 10000 BP 1 par rapport aux
conditions actuelles le dernier maximum glaciaire est caractérise aux
hautes latitudes Sud (et l'on observe des choses comparables au Nord)
par des temperatures plus froides d'environ 8 à 10" C, des
précipitations reduites d'environ 50% et des teneurs en gaz carbonique
tres basses (environ 200 ppmv). On observe aussi un accroissement tres
marqué des teneurs en aerosols marins (x 5) et terrigenes (x 20) i
Fig. 1. Ceci s'explique essentiellement par une intensité accrue de la
circulation atmospherique (lice a un fort gradient de temperature en
fonction de la latitude), la charge en aerosols @tant modulée par une
extension des deserts sur les continents voisins (y compris l'Afrique),
des plateaux continentaux (par suite de la baisse du niveau des mers) et
de la glace de mer aux hautes latitudes. Par contre, le climat des
derniers 30.000 ans ne semble pas lié à une modification globale de
l'activite volcanique explosive.
269

. l'existence de variations climatiques en Antarctique au cours des
derniers 150.000 ans (et remontant donc au-delà du précédent
interglaciaire) dont les principales caractéristiques semblent dues aux
variations de l'insolation (avec une période de 40.000 ans
caracteristique des hautes latitudes) et des concentrations
atmospheriques en gaz carbonique. Fig. 2.
On voit ainsi l'interêt des informations sur le climat et l'environnement
atmospherique fournies par la glace :
. obtention de données, souvent 3 caractère global 1 ces données peuvent
servir aussi bien comme conditions limites qu'il faut introduire dans
les modèles de circulation genérale et climatique, qu'a tester leurs
résultats. Réciproquement la representativité spatiale des résultats
polaires peut @tre dtendue a l'aide de ces modèles,
. mise en evidence de facteurs importants pour la compréhension du syst&me
climatique par comparaison des series obtenues avec celles caractérisant
certains parambtres cl& et par l'observation des dbphasages par rapport
a d'autres skies continentales et marines
Ce travail est essentiellement basé sur les résultats d'un programme
regroupant diffbrents laboratoires et chercheurs :
. Laboratoire de Geochimie Isotopique (J. JOUZEL, L. MERLIVAT), Saclay,
. Laboratoire.Rene Bernas d'Orsay (F. YIOU, G. RAISBECK, M. MAURETTE),
. Laboratoire de Microscopie Analytique de Créteil (R. LEFEBVRE),
. Centre des Faibles Radioactivités et Tandentron (J.C. DUPLESSY, L.
LABEYRIE). Cette collaboration permet de plus le lien avec les
paleoclimatologues marins.
. Laboratoire de Meteorologie Dynamique (S. JOUSSAUME),
. Institut Arctique et Antarctique de Leningrad (Y. KOROTKEVICH, N.
BARKOV) et Institut de Géographie de Moscou (Y. KOTLYAKOV),
L.G.G.E (M. DE ANGELIS, J.M. BARNOLA, R. DELMAS, M. LEGRAND, J.R. PETIT,
' D. RAYNAUD).
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maximum glaciaire, Actes Coll. AGSO Bordeaux, Bull. Inst. Géol. Bassin
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in ice at Vostok, Antarctica during the last climatic cycle, Nature, 316,
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C. Lorius, J. Jouzel, C. Ritz, L. Merlivat, N.I. Barkov, Y.S. Korotkevich
"and V.M. Kotlyakov, 1985 : A 150,000-year climatic record from Antarctic
ice, Nature, 316, 591-596.
‘i
Pigure 1
13000 EP
a
--Yo
Profil iaotopique, teneur en pousaikre de la glace et concentration en
sodium mesurés dans la glace du Dame C en fonction de 1’8ge. La glace
depos& vers la fin du dernier Ige glaciaire contient en moyenne 20 fois
plus de poussieres continentales et 5 fois plus d’aerosols marins. Ces
fortes concentrations s’expliquent pas une intensification de le circulation
atmospherique b grande echelle et la prise en compte de l’extension dea
dbserts continentaux et de la glace dc mer antarctique au cour* du dernier
Ige glaciaire. La contribution volcanique reste en moyenne relstivenent
modeste. Lea diffkentes Ctapes de la-variation du climat aont caractéris4es
par Ier numbros 1, 2, 3 et 4. Ler Iger de 13000 et 26000 ans qui sont en
accord avec 1s chronologie indiqube h gauche de 1s figure marquent le debut
et la fin de la période d’aridité datCe mur les continents de l’H&nisphère
Sud.
D’aprèr C. Loriur et l l, 1979, J.R. Petit et al., 1981 et De Ange111 et al.,
1983.
271

! :“: i
0 50 100 Aqe(103 yeors) 150
Figure 2
- Variation de l'insolation
- Compoeition isotopique
en fonction du temps (d'apres Berger, 19781,
de la glace (station Vostok) avec indication des
diff@ffjnte stades climatiques,
- 46 C meeuree dans les sediments marins (carotte V 19-30) et 6volution du
CO atmospherique (d'apres Shackleton, 1985) ; la mesure directe du Cos2 8ur
la2carotte de Vorttok cet actuellement en cours (Raynaud et al),
- Insolation durant l'et@ B 65' Nord (d'aprb Berger, 1978)i
- Casposition ieotopiquc pour Uvigerina Senticos meeur&e dan8 la carotte V
19-30 et indication der stade8 climatiques en milieu marin (d'apres
Shackleton, 1985).
Ref. C. Lnriue et al., 1985
272
wm
300
250

INQUA/ DAKAR SYHPOSIUM "Changen-ents globaux en Afrique"
CHANGEMENTS RÉCENTS INDUITS PAR L’INTERVENTION HUMAINE SUR
LES SOLS DE LA BASSE VALLÉE DU FLEUVE SÉNiGALm
J.Y.LOYER, B. MOUGENOT, P. ZANTE
Pédologues - ORSTOM - B.P. 1386 - DAKAR (Sénéqal).
Introduction
--
Plusieurs évènements naturels se sont manifestés au cours des der-
niers millénaires pour donner à la basse vallée du fleuve Sénégal une phy-
sionomie variable en fonction de l'évolution climatique qui a réglé l'im-
portante des invasions et régressions marines, puis le volume des crues,
qui ont déterminé l'intensité et la nature de la sédimentation... Divers
aspects de ces changements ont été mis en évidence par les travaux des
nombreux "!&aternaristes~ q,ui se sont succédés sur la vallée (MICHEL,
ELouARD, FAURE, TRICART. M~NTEILLET...) .
A une échelle de tem.ps beaucoup ,plus réduite c intervention humaine,
qui s'est exprimée avec une plus ou moins forte intensité dans la vallée
depuis quelques siècles et s'est intensifiée au plan agricole au cours des
dernières décennies gr&e à la mise en oeuvre de moyens technologiques
puissants, a joué un rôle non négligeable sur le maintien dans leur état
initial ou l'évolution de ces terres alluviales sensibles. Denuis la réa-
lisation au début du XIXe siècle du Jardin d'essai de RICHARD au confluent
du Fleuve et de la Taouey, jusqu'à nos jou+s, où le 13 novembre 1985 est
intervenue la fermet.ure du barrage antisel de Diama, divers mod.es d'inter-
ventions agricoles se sont succédss dans la vallée à partir des cultures
paysannes traditionnelles jusgu'aux aménagemenes hyd.ro-agricoles des
sociét.&s a'int.erven+ion.
Le Cadre morpho-pédologique initial de la basse ,vallée (cf. fig. 1).
Après la dernière transgression marine du Nouakchottien, qui avait
établi un golfe marin jusqu'à 250 km de l'Océan, la basse Vallé_e du fleuve
a connu à partir de 5 500 ans B.P.. une phase de remblaiement, sous un
régime d’abord lagunaire puis de sédimentation fluviale, où s'est progres-
sivement façonne le lit majeur sous sa forme actuelle (P. MICHEL, 19731,
qui comprend schématiquement (cf. fig. 2) :
- des parties hautes non atteintes par la crue actuelle du fleuve
et constituées par des systèmes de levées fluvio-deltaïques. des
deltas de rupture. et des levé,es fluviales ou bourrelets de berge.
à sédimentation d'ensemble généralement assez grossièxe ;
- des parties basses inondables constituées des cuvettes de décanta-
tion de formes et de dimensions très variables, à sédimentation
fine, et d'anciennes vasières.
Sur cet ensemble géomor.phologique, la Dédogenise actuelle est fortement
influencée par deux facteurs principaux : la nature s&imentologiqne du
matériau, et la position topographique qui règle la durée de 1' inonda+.ion
par les eaux douces de crue ou saumâtxes d'invasion marine.
L'ère des inondations gravitaires avec cultures de décrue
Le premier mode d'utilisation des terres de la vallée a débuté par
la pratique des cult.ures de décrue sur les cuvettes de décanfation :
I En période de crue, le fleuve n'étant pas aménagé fonctionne en régime
d'inondation non contrôlée et ses débordements, à partir du lit mineur,
envahissent les défluents et atteignent les cuvettes de décantation par
gravité ; la durée de submersion y est variable selon la cote topographi-
273

que. Suivant la baisse du plan d'eau qui s'épuise par évaporation et in-
filtration. les cultures de décrue (sorgho principalement), sont instal-
lées vers la mi-octobre et bouclent généralement leur cycle grâce à la
forte capacité de rétention de ces sols. Selon A. LERICOLLAIS les sur-
faces ainsi cultivées ont atteint 180 000 ha sur l'ensemble de la vallée
certaines années (1950). Actuellement, du fait d.es profondes modifica-
tions naturelles ou anthropiques qui on t affecté la vallée (sécheresse,
endiguement), elles atteignent à peine 10 000 ha ; seuies les berges du
lit mineur du fleuve et des défluents (le "falo"), restent pratiquement
utilisées aujourd'hui de ce%te façon. Les sols faiblement salés à l'ori-
gine, inondés à 1 eau douce, se dessalent progressivement et subissent
une pédogène hydrique qui favorise les processus d'hydromorphie par en-
gorgement temporaire. En outre, la qualité de ces eaux. dont la charge
dissoute était inférieure à 50 mg/l. a favorisé sur certains sols sains
la dispersion des argiles et contribué avec les particules décantées au
colmatage et à la dégradation des propriétés physiques de ces sols,
baisse de porosité et diminution de perméabilité (SEDAGRI, 1973) .' (sols
Hydromorphes et Vertisols).
ta En période d'étiage par ailleurs, du fait du faible débit du fleuve et
de la pente infime de la basse vallée (inférieure à 0,05 % sur 400 km),
les eaux marines envahissent le lit mineur très loin en amont et surtout
soumeetent les cuvettes du Delta à une submesion à l'eau saumâtre. Dans
cette partie de la vallée, les cuvett.es restent'généralement très salées
(Vertisols et Sols Hydromorphes salés) à conductivité de 20 à 40 mmhos
en surface, sur extrait 1/5.
Ces deux régimes d'inondation a l'eau douce ou .saumâtre sans maîtrise de
l'eau, affectent sélectivement les zones basses d'une pédogenèse hydriq.ue
ou saline. Les unités les plus hautes du lit majeur (levées fluviales et
fluvio-deltalques). ne sont pas atteintes par les eaux et la pédogenèse y
reste figée, dominée par l'excès de sel d'origine fossile, hérité du façon-
nement de la vallée (Sols Peu Evolués salés. et Sols Salés).
L'ère de la maîtrise de l:eau et des aménagements hydro-agricoles avec
pompage.
En 1964, sous l'impulsion de la Mission dIAménagement du Sénégal
(M.A.S.). une digue de protection contre les débordements du fleuve est
construite dans le Delta, de Dakar-Bang0 à Richard-Tell, sur 80 km. Paral-
lèlement, l'entrée d"eau dans les défluents est contrôlée de façon à n'y
admettre que des eaux douces de crue et tenter d'entraîner les sels rési-
duels. La crue est désormais maïtrisée dans ses débordements. Plus en amont
de grands périmètres à but hydro-agricole sont ceinturés par la "Société
d'Aménagement et d'Exploitation des terres du Delta" (S.A.E.D.), d“une di-
gue de protection (Dagana, Nianga. Guédé). Les grands aménagements avec
pompage se mettent en place pour la pratique de la culture du riz, de la
canne à sucre ou des polycultures maraîchères. Les cuvettes sont planées,
parfois avec la terre des levées salées. et la submersion est contrôlge.
La maîtrise de l'eau devient totale avec pompage et apport de l'eau puis
évacuation sur chaque parcelle. Aucun drainage sous-terrain n'est cependant
mis en place si ce n'-est sous canne à sucre, et un simple réseau de drains
à ciel ouvert recueille les eaux de colature qui sont évacuées par une sta-
tion d'exhaure, soit directement dans le fleuve lui-même (a Dagana, Débi,
Mbagane), soit dans‘les défluents (Gorom, lac de Guiers), soit encore dans
des dépressions situées immédiatement à la limite des périmètres (Lampsar,
Grande Digue, Tellel, Kassack, Nianga).
274

ta Sous riziculture conduite par submersion permanente. les fortes quan-
tités d'eau apportées à l'hectare (10 à 12 000 m3), font sensiblement
remonter la nappe phréatique qui, particulièrement dans le Delta. est
de très mauvaise qualité (salinité excessive, parfois supérieure à
celle de l'eau de mer 30 à 40 g/sel/litre, et surtout riche en sodium
et alcalisante, S.A.R.* de l'ordre de 30, deux fois supérieur au maxi-
mum admis pour les eaux d'irrigation) (LOYER - LE BRUSQ,,-1983).
Elle a tendance à provoquer une "alcalisation remontante" dans les sols,
affectant les horizons intermédiaires et induisant une dégrad.ation de
leurs propriétés physico-chimiques (élévation du pH jusqu'à 9 6, baisse
de la perméabilité et du débit d'infiltration) (LE BRUSQ - LOYER, 1984),
(ZANTE - LOYER, 1984).
5 En outre, ces dernières années, l'élévation générale du réseau d'irriga-
tion par la réalisation de "canaux portés" a permis la mise en eau des
terres salées de "fonde", plus légères, du fluvio-deltaîque et des levées
subactuelles (Fleuve - Doué - Ngalenka). Sous canne à sucre et polycul-
tures avec irrigation intermittente, les sels sont d'abord remis en so-
lution dans les sols puis redistribués et fortement concentrés sur les
points hauts des parcelles (billons, diguettes) qui jouent le rôle de
mèche évaporatoire sous ces climats chauds et secs. En irrigation conti-
nue par submersion totale, ces sols se dessalent et les sels vont rejoin-
dre la nappe phréatique.
Cette pédogenèse saline ou alcaline qui affecte à des degrés divers la
trentaine! de milliers d'hectares de terres actuellement irriguées dans
la basse-vallée, n'a . pas de conséquences encore trop néfastes en raison de
son extension limitée ; bon an mal an, le fleuve par sa crue assure par
effet de chasse, l'évacuation d'une partie des sels lorsqu'ils y sont rejetés
_ Pour ceux qui sont exportés aux limites des cultures, bien que leur
bilan soit positif pour le périmètre au niveau d'un cycle rizicole (1 tonne
par hectare mesurée sur le Lampsar - LOYER - ZOGBI, 1982), il ne s'agit que
d'une exportation provisoire, ceux-ci pouvant en effet être recyclés par
des voies diverses et imprévisibles (eaux, vent ).
L'ère de l'après barrage
En novembre 1985 est intervenue la fermeture du barrage de Diama sur
le fleuve. à 36 km de l'embouchure. Il aura pour fonction essentielle d'em-
pêcher toute intrusion marine dans le lit mineur et aussi d'assurer une
réserve amont de quelques 500 millions de m3 d'eau selon la cote retenue;
ce qui devrait permettre l'intensification des cultures irriguées avec pra-
tique de la double culture annuelle sur 240 000 ha en rive sénégalaise.
,Quels en seront les effets sur la qualité des sols et des eaux ?
L'invasion marine actuelle sera supprimée et l'irrigation pourra se prati-
quer toute l'année avec des eaux normalement de bonne qualité (60 à 80 mg
de sel/litre aujourd'hui). Deux facteurs peuvent néanmoins venir en alté-
rer la qualité :
- une salinité nouvelle des eaux de surface.s'installant progressive-
ment d'amont en aval et due aux nombreux rejets qui seront opérés
dans la "retenue" à partir des aménagements installés depuis Manan-
tali jusqu'à Diama. L'exemple du Rio Grande qui voit sa charge
soluble augmenter régulièrement lors de son flux transfrontière
est significatif.
* w Sodium Adsorption Ratio", indice de sodicité.
275

.--
1
2
3
4
5
6
7
6
9
==:
========r======__-_
Unité
géomorphologique
-------------------
dune rouge
ogolienne
dune récente
glacis de
raccordement
cuvette de
décantation
fluvio-deltaSque
haut
fluvio deltaSque
bas
cuvette de
décantation
levee subactuelle
----
M A U R N 1 E
======3=1=311:
Nom
vernaculaire
----------em-
dieri
dieri
djedjogol
hollelde
fonde
ranere
fonda
ouakd j idiou
hoilalde
balere
fonde ranere
fa10
:=====5=======,
É G A L
. . . . . . . Limit- bcr.s V~II.‘. .I d.lta
U-La baSSe vallée du Fleuve Sénéoal
SC,
“-5
===========PE=I====-----,
_-_--.
Unité pedologique
classification française
.----------------_______
sol Brun-rouge isohu-
mique
sol Brun isohumique
sol Peu evo1ue
colluvlal
hydromorphe
sols Hydromorphes
vertiques
sole Peu évolués
sales et 001s Sales
Sols Hydromorphes
salés et sols Salés
vertiso1s
hydromorphes
sole Peu fvolués
salés
sols Minéraux bruts
E====L=====--- ---==========,
276
F&&
Reorésentatlon
Schémattoue &.g
dlffërentes unltQ
transversalemrnld
la vaIf$e

- la remise en mouvement de toute la salure originelle fossile des
sédiments qui a déjà contaminé les eaux de nappe et d'exhaure et
qui devrait dans un premier temps s'amplifier par la mise en irri-
gation de nouvelles terres hautes en particulier, et apport de
fortes quantités d'eau (supérieures à 20 000 m3/ha en double cul-
ture,sous climat sahélien).
La conception même du barrage de Diama, construit au fil de l'eau et
n'assurant qu'une retenue partielle des eaux de crue jusqu'à une certaine
cote, ainsi que sa gestion, avec ouverture par vanne de fond assurant une-
évacuation par chasse à marée basse, devraient permettre une élimination
d'une partie de ces sels comme par le passé.
Pour ce qui est des aménagements du Delta, compte tenu de la quantité de
sel piégée dans les sols et les nappes, et remobilisée, il serait néanmoins
indispensable d'assurer l'exhaure des eaux par un émissaire général autre
que le fleuve et jusqu'à la mer, faute de quoi cette zone pourraît à terme
se transformer en vaste bassin évaporatoire salé.
Conclusion
L'héritage salé naturel de la basse-vallée du fleuve Sénégal, qui
avait pu rester figé sous cultures de décrue traditionnelles grâce au cli-
mat peu agressif, est en voie de remobilisation dans les sols, dans les
nappes et dans les eaux de surface sous l'effet des aménagements hydro-
agricoles actuels. Après la mise en service du barrage de Diama. on peut
penser que le système évoluera peu et probablement dans le bon sens au ni-
veau des eaux de surface. Par contre. la salure des sols et des eaux de
nappe ne pourra être réellement éliminée du Delta que par la réalisation
d'un émissaire général de drainage,naturel ou artificiel, rejoignant le
fleuve en aval du barrage.
Bibliographie
LE'BRUSQ J.Y:- LOYER J.Y. (1984) - Evolution de la salinité des sols et
des eaux en relation avec la riziculture submergée dans le Delta du
fleuve Sénégal.
Campagne 1981/1982/1983 - ORSTOM/Dakar.
LOYER J.Y. - LE BRUSQ (1983) - Influence de l'intensification des cycles
rizicoles sur les sols de la basse vallée du fleuve Sénégal - Col-
loque AUPELF Thiès. Sénégal.
LOYER J.Y. - ZOGBI, R. (1983) - Mesure en continu de la teneur en sodium
des eaux de drainage au moyen d'un dispositif d'enregistrement auto-
matique et d'une électrode spécifique - ORSTOM/Dakar.
MICHEL P. (1973) - Les bassins des fleuves Sénégal et Gambie - Etude
géomorphologique - ORSTOM/Paris.
SEDAGRI (1973) - Etude hydro-agricole du bassin du Fleuve Sénégal -
F.A.O.
ZANTE P. - LOYER J.Y. (1984) - Influence des cycles d'irrigation par sub-
mersion permanente sur le comportement hydrique d un sol de la
vallée du Fleuve Sén&gal.
Journées GFHN/Montpellier.
277

INQUA/ DAKAR SYHPOSIUM “Changements globaux en Afrique“
LE VOLCANISME LORS. DES PHASES PRECOCES D'OUVERTURE DES RIFTS CONTINENTAUX :
EXEMPLE DES RIFTS DU KIW (ZAIRE) ET DU LAC NATRON (TANZANIE) DANS LA RIFT
VALLEY AFRICAINE
LUBALA R.T., CARON J.P.-H. et KAMPUNZU A.B.
Département de Géologie, Université de Lubumbashi, B.P. 1825, Lubumbashi 1
(Zaïre) et Laboratoire de Pétrologie, Université d'Aix-Marseille III, 13397
Marseille Cedex 13 (France)
La Rift Valley Africaine représente inconstestablement l'exemple unique au
monde permettant de suivre l'évolution du volcanisme, en relation avec les
différentes étapes de déformations lithosphériques depuis l'amorce de la
distension intraplaque continentale jusqu'à la naissance d'un domaine
océanique.
L'intérêt de cette structure dont le
fonctionnement débute au Miocène, tient
à sa grande extension géographique et au
fait qu'elle affecte une portion de la
plaque africaine qui n'a connu aucun
phénomène
Panafricain.
orogénique depuis la fin du
Les données structurales montrent que
les différents segments qui la
constituent ne présentent pas le même
degré d'ouverture ; de même, les mesures
géophysiques (gravimétrie et sismique)
indiquent l'existence sous ces segments,
de variations de l'épaisseur de la
croûte continentale en fonction au degré
d'ouverture.
Le volcanisme qui leur est associé
montre également des particularités
pétrologiques ; ces dernières sont, à
l'heure actuelle, bien connues en Afars,
zone de transition entre la terminaison
septentrionale de la Rift Valley
Africaine et des rifts océaniques de la
Mer Rouge et du Golfe d'Aden. En
revanche, le modèle d'évolution de ce volcanisme en régime tout à fait
continental reste encore peu élucidé. Dans cette étude, les rifts du Kivu
et du lac Natron, caractérisés par un faible degré d'ouverture et par une
croûte
particulier.
continentale presque normale, présentent un intérêt tout
La synthèse des données relatives au volcanisme de ces deux régions, révèle
l'existence de quatre unités volcaniques principales qui s'ordonnent
suivant un schéma bien défini permettant ainsi de préciser les relations
entre la nature des produits émis et l'évolution du phénomène du "rifting"
intracontinental.
Les laves, appartenant à la première unité, dont l'âge est compris entre 20
et 7 M.a., affleurent essentiellement sur les bordures des fossés
d'effondrement et plus rarement, sous la forme de "fenêtres d'érosion", sur
les paliers du rift. Elles se présentent généralement en empilements de
coulées subhorizontales d'épaisseur totale de l'ordre de plusieurs
centaines de mètres et reposant directement sur le substratum métamorphique
précambrien. Leur écoulement centrifuge par rapport à l'axe actuel du rift
a été reconnu au niveau du Kivu, ‘traduisant ainsi une mise en place avant
l'effondrement du fossé.
279

Sur le plan pétrographique, ces laves sont caractérisées par une certaine
homogénéité de composition. L'étude géochimique permet de préciser qu'il
s'agit de basaltes (D.I. < 35), correspondant aux tholéiites à olivine‘et
tholéiites à quartz. On note généralement une évolution des paramètres
normatifs dans le temps, depuis les tholéiites à quartz qui constituent les
parties basales de la séquence volcanique, jusqu'aux tholéiites à olivine
qui représentent les parties intermédiaires et supérieures. Cette évolution
s'accompagne d'une décroissance des éléments de transition notamment Mg, Cr
et CO, traduisant le rôle prépondérant joué par le fractionnement de
l'olivine.
Les laves de la seconde unité mises en place entre 8 et 1 M.a. occupent
généralement les différents paliers du rift, témoignant ainsi de leur mise
en place lors des phases d'effondrement du fossé. Il s'agit de produits de
nature alcaline différenciés depuis les ankaratrites jusqu'aux trachytes et
phonolites et pouvant globalement être interprétés par un processus de
cristallisation fractionnée essentiellement contrôlée par la précipitation
de l'olivine ?I clinopyroxène dans les laves basiques et de minéraux
hydroxylés (amphiboles et micas) à partir des termes intermédiaires
conduisant ainsi à des liquides évolués saturés ou sous-saturés en silice,.
selon un schéma classiquement connu dans les séries alcalines
continentales. A ce processus de cristallisation fractionnée se
superposent, dans certains cas, des phénomènes de flottation et de
différenciation pneumatolytique.
Les laves de la troisième unité volcanique ne sont connues que dans le rift
du Kivu dont elles occupent la partie axiale ; leur mise en place remonte à
1'Epipléistocène. Il s'agit essentiellement de basaltes présentant des
caractères de laves transitionnelles et par analogie aux basaltes plio-
pléistocènes des rifts d'Ethiopie et du Kenya, on pourrait penser que le
rift du Kivii serait caractérisé par un degré d'amincissement crustal
légèrement plus important que celui du lac Natron.
La quatrième et dernière unité est caractérisée par un volcanisme localisé
sur des failles transverses par rapport à l'axe du rift et dont l'activité
débute autour de 3'M.a. et se poursuit jusqu'à la période actuelle. A ces
fractures souvent interprétées comme des failles transformantes naissantes
en milieu continental, est associé un volcanisme ultra-alcalin, potassique
à perpotassique avec parfois des carbonatites.
Sur la base de la succession type ainsi établie et tenant compte des
contraintes structurales et géochimiques, cette vue synthétique permet
d'apporter des éléments nouveaux à la discussion sur le modèle classique
d'évolution des rifts continentaux dans leur stades précoces et notamment
de relancer le problème lié à la pétrogenèse de principaux produits
volcaniques examinés en relation avec la dynamique du manteau.
Bibliographie sommaire
CLIFFORD, R.N. (1970). An African magmatism and tectonics, Clifford & Gass
ed., l-26.
TREUIL M. et VARET J. (1973). Thèse d'ltat, Univ. Paris VI.
BAILEY D.K. (1983). Tectonophysics 94, 585-598.
KAMPUNZU et al. (1983). Bulletin Centre Rech. Expl. Prod. Elf-Aquitaine 7,
257-271.
LUBALA et al. (1985). Colloque sur le Lac Natron, Marseille-Luminy.
280

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique"
FRAGMENTATION ET RECONSTITUTION DE LA FORET DENSE HIMIDE
OUEST-AFRICAINE AU COURS DU QUATERNAIRE RECENT:
HYPOTHESE SUR LE ROLE DES UPWELLINGS.
par J .MALEY
ORSTOM & CNRS,UA 327, Labo.de Palynologie, Université des
Sciences et Techniques du Languedoc, Montpellier 34060 F
Les résultats présentés ici ont été obtenus par des études palynologiques
et géologiques de carottes prélevées dans le lac Bosumtwi au Ghana par
l'équipe du Prof.D.A.Livingstone (USA)(MALEY et LIVINGSTONE,1983; TALBOT
et al. ,1984). Ce lac,dont le plan d'eau est vers 100m d'altitude,est situé
dans les forêts denses humides semi-caducifoliées.
Le fait majeur qui ressort des analyses polliniques est l'extension dans
cette région d'un élément montagnard à basse altitude, depuis la base de la
carotte vers 28.000 ans BP, jusqu'à 1'Holocène inférieur vers 9000 ans BP.
De ce fait on peut conclure qu'au Pléistocène supérieur et à 1'Holocène
inférieur la température y était plus basse qu'actuellement de quelques
degrés C et l'évaporation réduite. De plus, sur la même carotte, P.PALMER
avait déjà étudié des fraqments de cuticules de Gramineae. Des conclusions
comparables peuvent être tirées de ces études car durant les mêmes périodes
a été mise en évidence une flore graminéenne de Pooideae qui ne vivent
actuellement en zone tropicale que sur les hautes montagnes. Ainsi on peut
conclure que jusque vers 9000 ans la végétation régionale devait être consti-
tuée par une prairie de type montagnard avec des bouquets épars d'arbres
appartenant, non pas à la flore arborée des savanes soudano-guinéennes,
mais à 1 a flore forestière semi-caducifoliée, dont certains taxons s'éten-
dent actuellement à la zone montagnarde. Cette végétation montagnarde à
basse altitude montre ainsi que les dernières phases de migration des flores
et des faunes montagnardes, actuellement isolées sur le sommet des montagnes,
se sont produites entre environ 14500 et 9000 ans BP, ou avant 19000 ans.
La période comprise entre environ 19000 et 15000 ans BP a correspondu à une
phase aride intense. Les pourcentages de Gramineae et de Cyperaceae ont
atteint de 91 à 94%(actuèllement de 6 à 9%) et les pollens d'arbres seule-
ment 4 à 5%(actuellement de 76 à 85%). Les pollens d'arbres recensés appar-
tenaient dans leur grande majorité à ceux de la flore forestière semi-caduci-
foliée. Seules les prairies montagnardes guinéennes de moyenne altitude
comportent actuellement des bouquets d'arbres constitués, en plus des espèces
montagnardes typiques, de tout un cortège d'espèces dont l'aire s'étend aussi
aux basses altitudes. De D~US quelques pollens d'Acacia cd.hacfi ont été
comptés dans un niveau, indiquant que c'est seulement durant cette phase
très aride que des éléments de la flore arborée savanicole se sont infiltrés
dans la région du lac Bosumtwi.
Ces données polliniques montrent aussi que la Forêt Dense humide est
réapparue assez brusquement entre 9000 et.8500 ans BP, en m&tie temps que
les taxons montagnards disparaissaient presque complètement à basse altitude.
Cette concomitante permet de penser que ce sont les conditions écologiques
favorables à l'extension des biotopes montagnards qui ont empêché le déve-
loppement de la forêt. Par ailleurs, la courbe des variations du niveau du
lac Bosumtwi, courbe établie indépendamment par la géologie, montre claire-
ment que les phénomènes climatiques qui ont provoqué le retrait des biotopes
montagnards et la réapparition de la forêt sont différents ou n'ont pas de
relations directes avec les facteurs contrôlant le bilan hydrique du lac.
En effet, vers 8500 ans le niveau lacustre était relativement élevé et, avec
des fluctuations secondaires, il a continué à s'élever jusqu'à un niveau
maximum à 1'Holocène moyen. La forêt a persisté jusqu'à l'actuel malgré des
281

variations considérables du niveau lacustre, parfois supérieures à 13Om
comme cela s'est produit assez brutalement
Il est donc évident que pour expliquer les
au début de 1'Holocèné supérieur.
évènements survenus entre 9000
et 8500 ans, d'autres phénomènes climatiques agissant d'une manière plus
subtile dans la dynamique de la forêt, telles par exemple la luminosité ou
Ta température, sont intervenus que ceux contrôlant l'augmentation ou la
diminution de la pluviosité.
Pour essayer de mieux comprendre ce qui s'est passé à cette époque dans
la zone occupée actuellement par la forêt, il est nécessaire tout d'abord
de rappeler quelles sont les principales caractéristiques climatiques des
biotopes montagnards.
de lOOOm, présentent,
Ces biotopes qui sont situés
en comparaison des biotopes
généralement
planitaires,
au-dessus
l- des températures relativement basses,
2- des couvertures nuageuses et des brouillards persistants,
3- des pluies essentiellement non-orageuses.
L'examen de l'évolution climatique annuelle en zone forestière ouest-africaine,
montre tout d'abord que la présence de couvertures nuageuses persistantes,
de pluies non-orageuses et des températures de l'air les plus basses,
se produisent en même temps au cours du cycle annuel et sont très nettement
associées aux périodes de refroidissement de la surface de la mer, phénomène
du aux upwellings
c'est durant les mois
dans le Golfe de Guinée. En effet actuellement,
de l'année (Août et Septembre) OU les upwellings sont
les plus intenses que les couvertures nuageuses sont à leur maximum et que
la température de l'air est à son minimum. Des océanographes ayant
récemment (SERVAIN et a1.1982) que c'est le renforcement des alizés
montré
sur
l'Océan Atlantique équatorial qui déclenche les upwellings dans le Golfe
de Guinée, on peut donc relier la variation des alizés aux phénomènes climatiques
discutés ici. Le modèle de la succession actuelle des saisons,
avec ou sans upwellings, et l'étude de leurs anomalies paraissent donc les
meilleurs pour interprêter les changements climatiques et de végétation
au Quaternaire récent..
Références
J.MALEY et D.A.LIVINGSTONE,1983 - C.R.Acad.Sc. ,série 2,t.296:1287-1292.
J.SERVAIN, J.PICAUT et J-MERLE,1982 - C.R.Acad.Sc.,série 2,t.294:789-792.
M.R.TALBOT, D.A.LIVINGSTONE, P.G.PALMER, J.MALEY, J.M.MELACK, G.DELIBRIAS,
et S.GULLIKSEN, 1984 - Palaeoecology of Africa,vol.l6: 173-192.
282

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
HISTOIRE SEDIMENTAIRE DE LA PALEOVALLEE ESTUA-
RIENNE DU KOUILOU (R.P. DU CONGO) PENDANT LE
QWATERNAIRE: EXEMPLE OUEST-AFRICAIN D’EVOLUTION
DE L’INTERFACE OCEAN-CONTINENT
MALOUNGUILA-NGANGA Dieudonné (Département de Géologie, Uni-
versité Marien NGouabi, BRAZZAVILLE).
GIRESSE Pierre (Laboratoire de Recherches de Sédimentologie
Marine, Université de PERPIGNAN).
MOGUEDET Gérard (Laboratoire de Géologie, Université d'AN-
GERS).
------
Deux campagnes de sondages (1977 et 1984) réalisées sur le site de
l'estuaire du Kouilou nous fournissent un total de douze coupes verticales
de 30 à 60 m de profondeur qui ont atteint plusieurs fois le toit du bed-
rock représenté par la Série des Cirques (Continental terminal) ou par les
argiles d'altération d'une formation crétacée indéterminée. Schématiquement,
le colmatage de la vallée estuarienne du Kouilou débute par l'accumulation
d'argiles noires et de tourbes datées avec de plus en plus de vraisemblance
entre 35 et 40.000 ans B.P.; puis, on enregistre successivement un premier
colmatage estuarien entre 6.000 et 9.000 ans B.P. qui signale l'approche de
la transgression holocène , une sédimentation alluviale, une deuxième phase
fluvio-marine entre 2.000 et 500 ans B.P. et, enfin, un dernier dépôt allu-
via1 très récent.
Ce schéma évolutif est le résultat de l'interférence d'oscillations
eustatiques à la fois générales et régionales (Delibrias et al., 1973, Gi-
resse et Moguedet, 1980 et Giresse et al., 1984) avec les changements laté-
raux de paysages de mangroves d'estuaires, de lagunes, de marécages d'eau
douce et de chenaux principaux et secondaires du fleuve.
L'emplacement de la paléovallée coïncide avec un important chenal
d'érosion antérieur à, ou conséquent, de l'accumulation de la Série des Cir-
ques pliopléistocène. A hauteur du trait de côte voisin, le toit calcaréo-
gréseux du Sénonien est situé à environ -lOm sous la surface des plages. Ici
généralement, ce toit n'est pas atteint par les sondages de plus de 50m; le
puit BK 6 constitue l'exception et indique un haut-fond rocheux crétacé (C)
vers -2Om à l'aplomb‘de l'actuel chenal. A la fin du Pléistocène, la paléo-
vallée du Kouilou s'est donc encaissée préférentiellement dans les forma-
tions meubles (sables fins, argiles) de la Série des Cirques (SC). Plus au
large, les levers de sismique réflexion (Jansen et al., 1984) n'indiquent
pas un prolongement de la vallée orthogonal au trait de côte: le chenal
semble avoir été guidé par les dépressions créées grâce à l'érosion diffé-
rentielle des couches sableuses , marneuses et calcaires du Crétacé supé-
rieur (90 à 100"N) et du Paléogène (110-120").
A l'aplomb de l'actuelle rive droite (sous les sondages SC6, BKl,
BK2 et SP5), s'est déposée une importante accumulation tourbo-argileuse (5)
qui, malgré une forte compaction (teneurs en eau: 10 à 30% du poids humide),
peut atteindre 13m de puissance. Ce corps sédimentaire semble se biseauter
vers le Sud-Est à l'aplomb du haut fond qui a pu jouer un rôle de barrière
alors que son extension vers le NW n'est pas connue. Des paysages alterna-
tivement de marécages herbus et de berges plus arbustives (mangroves) se
sont succédés pendant cette accumulation demeurée à l'écart d'apports allu-
viaux importants: de fines lamines de quartz silteux constituent les seules
interventions détritiques. La présence de quelques concrétions de jarosite
283

entre -45 et -46m du sondage SP5 souligne des épisodes de communication
avec l'océan à l'occasion d'un haut niveau marin contemporain du milieu du
dernier glaciaire. Plusieurs mesures au radiocarbone ont indiqué des âges
supérieurs
permettrait
ou égaux à 35.000 ans; une mesure sur le
de préciser un âge voisin de 35.000 ans
toit de ces couches
(mesures en cours de
Mme Delibrias). Ce rivage mi-würmien, "inchirien", semble de plus en plus
évident sur la côte ouest-africaine à condition de ne considérer que des
témoins enfouis à plus de 30m et dont l'attitude soit compatible avec les
calculs eustatiques des auteurs (Bloom et al., 1974):
- niveau à -36m, daté à 42.000 ans B.P. en Côte d'ivoire (Frédoux, 1977)
- niveau à -36m, d'âge supérieur ou égal à 35.000 ans B.P. dans le soussol
du delta du Nigeria (Sowunmi, 1981).
- bois dans la dépression de Lanté
\
a -14m (profondeur un peu faible).
(Sierra Leone) daté à 34.840 ans B.P.
Ces mêmes niveaux peuvent être surélevés à proximité du zéro actuel
dans le cas des côtes à forte épirogénie positive (Maroc, Angola, Nambie).
Pendant la régression centrée sur 18.000 ans B.P., la paléovallée
fut un site de transit, éventuellement d'érosion, mais dont aucune alluvion
ne porte témoignage. Dans la mesure où il n'y a pas de témoin des argiles
noires de base observé a l'aplomb de la rive gauche, on peut envisager une
érosion de ce niveau là où se trouvait circonscrit le chenal principal du
Kouilou.
A l'approche de la transgression holocène, le colmatage fluvio-marin
(4) commence vers 9.000 ans et se poursuit jusqu'à 6.000 ans B.P. Il s'agit
d'un sable fin argileux où sont interstratifiés des lits centimétriques ou
décimétriques d'argile noire. De petites pelotes fécales vert-noir d'Inver-
tébrés limivores, des débris ténus de tests de Mollusques et des moules
glauconieux de Foraminifères (Ammonia beccarrii) portent témoignage de cette
influence marine. L'examen exoscopique des quartz indique un milieu généra-
lement sous-saturé en silice.
Après le maximum de la transgressionn, vers 5.000 ans B.P., le facteur
alluvial domine le facteur marin (légère oscillation négative du milieu
océanique), et le colmatage se poursuit par le dépôt, entre -20 et -lOm, de
sables moyens à grossiers de 3 à 8m de puissance (3). Ce dépôt est relati-
vement lenticulaire et montre une migration latérale du chenal principal
vers la rive droite. Les particules sont essentiellement des quartz blancs
et ôcres à carries pédogénétiques (avec parfois des fleurs de silice syn OU
post-sédimentaires) et des débris de cuirasse ferralitiques ou de grès alio-
tiques (horizon Bh des podzols de la plaine maritime).
Une nouvelle sédimentation fluvio-marine intervient entre 2.000 et
500 ans B.P. Elle correspond à 5 à 1Om (2) des dépôts lenticulaires d'estu-
aires, de marécages avec ou sans communication avec l'océan ainsi que d'eaux
calmes de rivière. Ce deuxième maximum de la transgression holocène est SOU-
ligné par des apports océaniques dus aux courants de flot (pelotes fécales
de diverses couleurs, débris de tests de Mactra) qui accèdent épisodique-
ment à cette vallée estuarienne aux paysages fluctuants dans le temps et
dans l'espace. Des mangroves à huites de palétuvier se sont temporairement
développées sur les rives des chenaux.
La fin du colmatage (l), à environ 2 km du rivage océanique actuel
se fait, à nouveau, en régime alluvial dominant et se traduit par le dépôt
284

de 2 à 5m de sables moyens. Deux axes principaux de chenalisation semblent
avoir joué jusqu'à une date récente (sous larive droite et à la verticale
de l'axe actuel) .,Ils soulignent l'instabilité du paysage de l'embouchure
à partir du moment où le colmatage est presqu'achevé. Une faible oscilla-
tion négative du niveau marin comme aussi une progradation du trait de
côte contrôlée par l'accumulation des dérives littorales, peuvent rendre
compte de ce dernier épisode.
Les argiles de la Série des Cirques sont composés de kaolinites
très abondantes (95%) et d'illites (5%); toutefois,certains horizons de
cette série peuvent renfermer jusqu'à 35% d'illites. Les minéraux micacés
(illites et quelques traces de smectites) représentent 10 à 30% dans les
argiles noires de base, moins de 10% dans des alluvions de -10 à -15m,
puis 10 à 15% dans le dernier épisode fluvio-marin. Le remaniement de la
Série des Cirques semble la source essentielle de ces matériaux avec tou-
tefois une contribution irrégulière de particules marines issues de repri-
ses plus ou moins locales de couches méso ou cénozoïques de la marge voi-
sine.
Enfin, soulignons que le tracé de cette paléovallée qui fut le site
alternatif d'estuaires et de chenaux de cours moyen à supérieur, est sans
doute ancien. Mais la répétition des érosions des épisodes régressifs, a
effacé les témoins des premiers épisodes. Aucun des niveaux marins éémiens
n'ont subsisté, ils ont pu être emportés par le fleuve lors du maximum ré-
gressif de 60.000 ans B.P. dont les alluvions n'ont fait que transiter à
l'aplomb du site; les témoins des hauts niveaux du milieu du dernier hypo-
thermal sont aussi, en grande partie, rabotés lors du maximum régressif de
18.000 ans B.P. : leur conservation sur 13m d'épaisseur doit être considérée
comme un hasard relativement rare sur les côtes ouest-africaines.
BIBLIOGRAPHIE
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West Africa. Journal of Biogeography, 8, p. 457-474.
c
Rive droite
l I
. .
SC légendes 1, 2, 3, 4, 5
SC, voir texte
286
r-
. .
. .
Rive gauche
,-, ht bk SC
:.
i.

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
SEDIMENTATION AND CLIMATIC RELATIONSHIP IN A MODERN EAST
AFRICAN R.IFT BASIN: NATRON(TANZANIA)-MAGADI(KENYA) BASIN
--------------------------------------------------------
Paul MANEGA.
Department of Antiquities, P.O.BOX 2280 Dar es Salaam
Tanzania.
Laboratoire de Gèologie du Quaternaire,C.N.R.S. Case 907
Luminy, 13288 Marseille cedex 09, France.
The basin including Lakes Natron at 610m (Tanzania) and Magadi at
600m (Kenya) is situated in the southern limits of $he Ea%tern branch
of the East African Rift S,ystem between latitude 0 and 3 South and
longitude 35' 30"and 36 o 30'East (fig. 1). The immediate vicinity of
the lakes comprise of semi-arid, thorn bush desert ( 5OOmm annual
precipitation with high potential evaporation), whereas the lush
vegetation in the highlands surrounding the rift floor, reflect
rainfall of up to and more than l.OOOmm per year (Ojany and Ogendo,
1973; Vincens and Casanova, in press).
Presently, Lakes Natron and Magadi experience deposition of trona
during dry seasons, which for-m throughout the lake surface except for
the marginal lagoons. The rainy season, which usually occurs in the
period of February - April. usually provides enough runoff to flood
the lakes, sometimes to a depth over one metre. This period is acco-
mpanied by increased detritic (mainly volcanogenic) input through four
perennial and numerous temporary rivers into Lake Natron. Lake Magadi
lacks perennial and has few ephemeral river systems. Thus. the detri-
tic input into Lake Magadi is restricted, and only wind-born fine
material reach the lake centre.
Twelve short cores (about a metre long each) from Lake Natron
have been studied (Manega, 1984- unpublished manuscript; Manega and
Bieda -in press). Undisturbed laminations occur in a11 recovered
cores, although thickness, regularity and development vary appreciably
from tore to tore. Macroscopic lamination is on the order of
centimetric, but some of these layers are in turn composed of
millimetric microlaminations. Some cores posses thicker (UP to Scm or
more) hommogeneous or lightly laminated horizons. No individual layers
were distinctive enough to be recognized over the entire lake (fig.2).
The well laminated character in these cores is presumably related to
seasonal flooding of the lake by inflowing rivers accompanied by wind
Sedimentation of fine detritus.
The texture of sediments from Lake Natron cores consist of fine
grained mud, clays and /or silts. More sandy levels were observed in
cores taken from zones close to abrupt rising detritic source area.
A semi-quantitative analysis of flood and evaporative periods
based on lithology have been effected on some cores from Lake Natron
(Fig.3). Flood periods were taken as corresponding to coarse
lithologic layers consisting sands and gravels. Evaporative periods
correspond to lithologic layers consisting clays, muds and evaporites.
The silt layers were taken as a reference point corresponding to the
present day's dominant silt sedimentation in lake margin and lake
zones (Manega and Bieda - in press). The results (Fig.3) show
alternating flood and evaporative sedimentation periods evolving
287

differently for each tore and cannot be correlated between cores. This
suggests a dependence of local hydrologie systems for each tore site.
However, the general interpretation of these results show that the
flood and evaporative periods were of small amplitude, and the climate
has remained similar to the existing conditions. This implies to
insignificant climatic change in the basin since about l.OOOyrs BP*.
In Lake Magadi, results obtained from the study of up to 60m long
cores (see Baker, 1958; Eugster. 1980; Hay, 1968; Surdam et.al, 1976)
are similar to those from Lake Natron cores in tenns of texture and
laminations (fig.4). In Magadi, the cores consist of thick trona
deposits interbedded with thin clay layers. The lack of thick trona
deposits in Natron cores cari be explained by the hydrological
differences between the two lakes. The possibility of total disolution
of evaporites due to lake flooding by the large rivers and numerous
ephemeral rivers during rainy seasons hinders their acumulation in
Lake Natron (Fig.l).
Core B from Lake Magadi (Fig.4) shows that, the dominant detrital
sedimentation during early Holocene (from about 9.000yrs BP to
5.7OOyrs BP) reflect a humid period since there is no significant
tectonic or volcanism recorded to have affected the underlying
substrate (Baker, 1958; Eugster, 1980). Since then, the climatic
condition have evolved towards more aridity, and since about 4.000yrs
BP todate, the principal material deposited have been trona
interbedded with thin (centimetric) clay layers (Casanova,-persona1
' communication). The interbedded clays in the Late Holocene of Lake
Magadi deposits are presumed to correspond to exceptional rainy
seasons accompanied by wind sedimentation of fine detritus as
explained for the Natron sediments (See also Casanova et -2 a1
1982.
The cores from both Lakes Natron and Magadi contain authigenic
zeolites (principally erionite and analcime) almost throughout their
lengths. M~Y workers studying authigenesis of tuffaceous rocks have
documented the reaction glass-zeolites in alkaline lakes (Eugster,
1980; Hay, 1963,1963b,1966; Surdam et.&, 3976; Stoffers et.al, 1975).
The present Natron-Magadi sedimentary environment has both alkaline
volcanic detritus and saline alkaline brines. thus favourable for
zeolite authigenesis. Since occurence of zeolite is documented
throughout studied cores from the basin, it implies that, the climatic
conditions in this basin have remained similar to the present
throughout the late Holocene.
In conclusion, the evidence given above in tenns of lithology,
sediment texture and mineralogy show that, since about 4.000yrs BP,
the climatic conditions in the Natron-Magadi basin have remained
Similar to the present. Diversions from the present climatic
conditions shown by alternating sedimentation in the studied cores,
are of low amplitudes and are presumed to be due to short-ter-m (few
years) historical climatic oscilations. These are probably related to
those revealed by Nicholson and Flohn (1980) through their study of
$luctuations in lake levels and rivers during the Holocene, and
chronic studies in Africa.
*l.OOOyrs age is estimated for the base of longest tore studied (95cm)
assuming a constant sedimentation rate. Palaeomagnetic results for up
to 6Ocm long
press).
cores gave an estimated age of 500yrs (Tucholka et -2 a1 in
288

The pre- 4.OOOyrs BP Holocene might have been more humid as
evidenced by lithology from Lake Magadi cores.
This work shows that, while studying climatic change, we should
bear in mind that a single tore might not correctly give enough
evidence to such changes especially when dealing with lake cores.
Several widely spaced cores Will give better results and
interpretations.
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Magadi basin (Tanzania-Kenya): physiography, climate, hydrology
and vegetation. Sciences Géologiques- Strasbourg.
$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$$~$~$~$$~$~$~$$$$$$$$$$$$$$~
289

360 E
m 1500-2000m
I-: IOOO- 1500m
0 500 - 1000m
Fgigure 1. Physiography and drainage map of Natron-
Magadi baçin(After Vincens and Cassanova- in pr ess).
290

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I Figure 2. Core lithology and locality map in Lake Natron.
291

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Figure 3. .Semi-quantitative down tore variations showing
sedimentation relations to flooding and evaporative
periods in Lake Natron.
Dcpthb) D
60
64
A C B
Figure 4. Diagramatic logs of bore-holes from Lake Magadi
(Aftor Baker- 1958)
I Dates are from Hay ( 1967,fig. 2).
292
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. -. -. 4 0
y.

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
Evolution du golfe de Casamance au Quaternaire récent et chan-
gements de la végétation et des sols de mangroves liés à la
sécheresse actuelle.
C. MARIUS, J. LUCAS, Y. KALCK
ORSTOM - U.L.P. - Institut de Géologie à Strasbourg
Grâce à une campagne de carottages profonds réalisés dans les mangroves
du Sénégal et de la Gambie entre 1975 et 1979, plusieurs &chantillons de co-
quilles ou de niveaux tourbeux ont pu être datés et KALCK (1979) a tenté
d'esquisser une paléogéographie du' Golfe de Casamance au Quaternaire récent
(fig. 1).
- Au maximum de la transgression nouakchottienne, vers 5500 ans BP la
mer a envahi la basse Casamance et y a formé un large golfe (fig. l-a).
- Vers 4000 ans (fig. l-b) la dérive littorale N-S qui apparaît aux en-
virons de 4500 ans BP provoque la formation de cordons littoraux qui tendent
à fermer le golfe de Casamance. Au niveau de Diouloulou la base du cordon
littoral est datée de 4310 ans BP. Il faut noter que, même si le cordon n'af-
fleure pas, il réalise un haut fond qui réduit l'énergie marine et permet le
développement du caractère lagunaire à l'arrière.
- Vers 3000 ans BP, la progression des cordons littoraux est telle que
le golfe de Casamance se présente alors sous la forme d'une grande lagune où
la mangrove peut se développer intensément (fig. l-c).
- Enfin vers 1500 ans BP (fig. l-d) la Casamance prend une allure com-
parable à l'actuelle. La fermeture du golfe par les cordons littoraux provo-
que la diminution des apports marins et par conséquent un important ralentis-
sement de l'évolution morphologique. Les terrasses basses définies par VIEIL-
LEFON (1974) sont probablement individualisées à cette époque.
Le comblement du golfe de Casamance se présente donc comme l'association
de 2 systèmes progradants. Le premier correspond au développement des cordons
littoraux qui ferment le golfe ; les plus importants progressant dans le sens
inverse (S-N) et l'ensemble des Z'groupes se déplaçant progressivement vers
l'Ouest. Le deuxième système, déterminé par le premier, correspond à l'avan-
cée des vasières de mangrove -qui comblent peu à peu la lagune pour aboutir au
résultat actuel (fig. 2).
Depuis 1968, on assiste à une diminution générale de la pluviométrie
dans tout le Sénégal, avec un déficit de l'ordre de 30 % en Casamance, ac-
compagné d'une contraction de la saison de pluies (3 mois, au lieu de 5).
Cette sécheresse a provoqué des changements importans dans la végétation et
les sols de mangroves, changements qui ont pu être suivis d'une manière dé-
taillée sur une chronoséquence (MARIUS, 1979) qui avait été étudiée par
VIEILLEFON (1974). La planche 1 montre les vues aériennes de cette séquence
en 1969 et 1978 (Nous disposons actuellement de la vue aérienne de 1984).
En ce qui concerne la végétation, on observe la disparition quasi défi-
nitive des Rhizophora, remplacés par l'association Avicennia-Sesuvium. Cer-
taines graminées : Scirpus littoralis, Philoxerus et Paspalum disparaissent
et ne subsiste plus que Sesuvium portulacestrum. D'une manière générale on
note une extension considérable des tannes vifs aux dépens de la mangrove.
En ce qui concerne les sols, les principaux changements résultant de la
sécheresse sont :
293

Du point de vue chimique :
- l'augmentation considérable de la salinité des nappes et des sols, attei-
gnant respectivement 3 fois et 5 fois la salinité de l'eau de mer ;
- la baisse générale du pH dans la séquence et plus particulièrement dans le
tanne vif et les horizons profonds des mangroves.
Du point de vue minéralogique :
- la formation généralisée de gypse, minéral caractéristique des régions
arides et inconnu en Ca§amance jusqu'en 1972 ;
- la présence dans certains profils des tannes de racines silicifiées, blancs
et poudreux formés d'opale cristobalite associée à de la silice amorphe ;
- la transformation de minéraux argileux dans le tanne où l'hyperacidité du
milieu conduit à la fois à une altération des smectites en kaolinite et à
une néoformation de ces mêmes smectites par dissolution des diatomées.
Planche 1
Séquence de Balingore. Effets de la sécheresse. Cliché de gauche :
I.G.N. 1969 (30 octobre 1969 : fin de saison des pluies). Cliché
de droite : I.G.N. 1978 (5 décembre 1978 : fin de saison des pluies).
1 : Rhizophora raeemosa ; 2 : Rhizophora mangle + Avicennia ;
3 : tanne vif ; 4 : mangrove décadente ; 5 : SesUVbm + He&?ocharis.
Bibliographie
KALCK, Y.,1979 - Thèse 3e cycle, U.L.P., Strasbourg
LUCAS, J., KALCK, Y., GOULEAU, D., 1979 - SC. Geol., 53, p. 53-56.
MARIUS, C., 1985 - Mangroves du Sénégal et de la Gambie. Trav. et Dot.
O.R.S.T.O.M.
VIEILLEFON, 1977 - Mém. O.R.S.T.O.M. no 83.
294

Çig: 4 EVOLUTION DU GOLFE DE CASAMANCE
AU OUATERNAIRE RECENT (KaLCK,1978)
c - “.TD 3000 ans IC 2sr

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique"
PALEOCLIMATIC EVIDENCE DERIVED FROM THE ANCIENT
BEACH RIDGES: EXAMPLES FROM BRAZIL AND POSSIBLE
APPLICATIONS IN AFRICA.
MARTIN, Louis
ORSTOM/ON-CNPq-Rua General Bruce,586
Rio de Janeiro - Brazil
SUGUIO, Kenitiro
Instituto de Geoci&cias/USP - C.P.20899
Sao Paulo - Brazil
FLEXOR, Jean-Marie
ON/CNPq-Rua General Bruce, 586
Rio de Janeiro - Brazil
Along sandy coastlines in emergence the relative sea
level drop promotes an important transfer of sands from the
inner shelf toward the beach. The lateral transport of beach
sands, in this case, is provoked by longshore currents related
to obliquely oriented wave fronts. The direction of transport
is a function of the quadrant from which the wave fronts corne.
Thus, it is evident that knowledge of the direction&longshore
transport during a given period Will be able to furnish the
quadrant of wave fronts reaching the coastline duringthis time.
Longshore transport of sands Will continue until their blockage
by an obstacle, which generally gives rise to the accumulation
of a series of beach ridges. A detailed study of the geometry
ofthese ridges allows us to discern the direction of transport
and,consequently, the quadrant from which the wave fronts have
corne during the last few thousand years. An inversion of
littoral transport in the past may be related to an inversion
of the dominant wave-front direction, which is frequently due
to changes in atmospheric circulation. By dating such evidence,
it Will be possible to establish the chronology of these in-
versions with great precision.
Sometimes, an influx of important rivers into the
sea Will form a hydraulic obstacle which Will block longshore
transport of sands. In fact, during periods of high enen ,
river flow Will function like artificial groynes. In this case,
beach sands, furnished by the inner shelf due to relative sea
level drop, Will be transported until they are blocked by the
river flow, thus accumulating only on the updrift side of the
river mouth, while river sands Will accumulate onthe downdrift
side. These two types of sands are easily distinguished by
their very distinctive degrees of roundness. During dry periods,
this hydraulic jetty is diminished as is the blockage effect
297

as well. Moreover, during this period, dominantly fine-grained
sediments Will be transported by the river, and the sands
supplied by relative sea level drop Will be deposited on both
sides of the river mouth. A detailed study of Sand-grain
roundness from beach ridges on the downdrift side of the river
mouth has allowed us to identify alternating periods of strong
and weak energies of past fluvial current. Furthermore, the
absolute chronologies of these events and eventually the
corresponding climatic fluctuations may be established by 14C
datings.
Along the central portion of the Brazilian coast,the
two most important directions of wave incidence are the S-SE
and the NE. The former direction is related to the penetration
of Antarctic polar air masses across the South American con-
tinent. 1s in especially frequent during winter and autumn and
its influence is effective southward of 10's latitude. The NE
direction is related to trade-winds, whose effects extend
further southwards. However, the S-SE waves, are much stronger
than the NE ones, and thus play the dominant role in the
longshore sediment transport, where both directions interact.
During the last 5,000 years, littoral sediments have con-
sistently moved from S to N in the P.araiba do Su1 river mouth
area (22OS.latitude) and from N to S in the Sao Francisco river
mouth area (lO"S latitude). On the other hand, in the Doce
river mouth area (19's latitude), these directions have been
alternately dominant. For example, between 5,100 and 3,900
years B.P., sediments moved mostly from N to S. From 3,600
years B.P. to the present, the sediment transport had been
dominantly from S to N. Recently, two inversions seem to have
been produced but they are not still well known.
The normal conditions of circulation during the
autumn and winter in South America are characterized by the
passage of successive "meridian" waves through the middle and
Upper troposphere and, at the earth's surface by corresponding
frontal systems. At the ocean surfaces, these systems produce
S-SE waves. Along the Brazilian toast some of these frontal
systems reach the 1005 latitude. They are very important for
rain production in the greatest part of the Brazilian Northeast.
During the strongest activity of the "El Nifio" phenomenon;
the passage of the "meridian" waves through middle and Upper
troposphere is blocked by the presence of a strong, permanent
subtropical current. This extends from the Pacifie toast to
Southern Brazil, passing through Northern Chile and Argentina.
During the periods of blockage, the frontal zones was for a
long time in S and SE Brazil. Thus, Southern Brazil was
characterized by a very rainy period, while the Northern Brazil
was very dry. Somewhere, the S-SE waves did not advance to N,
298

allowing the NE waves to advance southward. It is possible to
imagine that this phenomenon presently periodical could have
been more permanent in the past.Obviously the presence of warm
water along the Peruvian toast, due to mechanisms independent
of the "El NiEo" phenomenon, could have the same effect.
A s,tudy of roundness in sand grains of the coastal
plains around the Paraiba do Su1 river mouth has shown that
the downdrift beach ridges are constituted by sand exhibiting
fluvial characteristics alternating with sands with inner
shelf characteristics. Paraiba do Su1 river sandsare supplied
to down-drift-side during river floods, when river discharge
acts like a hydraulic jetty, blocking littoral transport. At
other times, inner shelf sands are supplied to the downdrift-
side, and sand spits tend to close the river mouth. Obviously,
the high energy phase,is related to periodsofhigh pluviosity,
which could correspond to periods of blockage of "meridian"
atmospheric circulation in the northern portion of the State
of Rio de Janeiro, as in 1983. This blockage has been
characterized by a very high pluviosity in the southern half
of Brazil, mostly within the Paraiba do Su1 river basin. Very
detailed sampling of each beach ridge north of the river mouth
could allow us to establish the chronology of similar events
during the last 5,000 years based on previously obtained 14C
dates. It is possible that analogous phenomena could have been
recorded within beach ridges of sandy coastlines in emergence
of the African continent.
MARTIN(L.),DOMINGUEZ(J.M.L.),SUGUIO(K.),BITTENCOURT(A.C.S.P.),
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Paris,t.298,Serie II,ncl:25-27.
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t.299,Serie II,ng 10:661-664.
299

INQUA/ DAKAR SYCIPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
CLIMATIC CHANGE IN THE CANARY ISLANDS DURING UPPER
PLEISTOCENE
Jb Meco
Universidad de La Laguna, Canarias.
On a site in IILas Playitas" in Fuerteventura Island
(Canaries) there has been found a marine deposit of great
interest. This is because it is newly discovered, but has
remained completely intact. And it has been taken as a
representative site in the current work of J. MECO, N. PE-
TIT-MAIRE andR.S. POMEL to define what was the sea level in
the entire archipelago. The existence of lavas above this
level in certain parts, makes it possible to date it by
K/Ar (in process). In the same way Ch. CLAUSSE is carrying
out the dating by U /Th of certain shells and Ch. E. STEARNS
that of corrals. F.P. BONADONNA is studying 018isotopic.
The site has provided about a thousand specimens
from 23 species. Almost a quarter of the specimens belong to
species no longer living in the Canaries but still living in
Senegal and, most of them, a11 over the Gulf of Guinea. Just
over half of the specimens belong to a group of species rela-
ted to PuhUa nu/~w~~ Lamarck 1819 and are in strong
regression in the Canaries, some forms having completely
disappeared and otheqhaving greatly declined. Finally the
scant quai-ter remaining is divided into species presently
living in the Canaries (20%) and species for whose existence
in the Canaries there is no certain evidence. Al1 this
indicates a climatic change: warm, with some conditions
identical to those presently found in Senegal, but slightly
different from those found in the region of Equatolzal Guinea.
The date of this change Will be known from the results of the
work in progress, but up to now it has been related to the
"Last Interglacial".
About 60% of the specimens belong to the species
Pute44u hna/iunu and closely related species or forms. These
species are living today in Senegal and Cape Verde Islands
but not in the Gulf of Guinea (Equatorial Guinea). PufeLeu
nukiunu underwent a great increase in number and in forms,
at the same time as it reached the Mediterranean Sea. 1ts
varieties include forms with more than a hundred ribs and
forms in which these are completely lacking (Pdedhu cundei
D'Orbigny 1840 ), with a11 the intermediate stages (/3. infen-
media, P. nickkedi, P. luyud~tid, P, caenufu, P. connpicuu,
1'. Lonyic04tu, 7. Ocu.lud, P. lowei, sic. ) This refers only
to fossil material, anü is totally independent of the present
existence of some such species like Pute11u oc&un , South
African species; which shwws a morphological convergence with
some fossil specimens of the Canaries.
About 15% of the specimens j140) belong to the
species Conuh testudinuaiuh Bruguier-e 1792 (=Conun enmineun),
which also lives today in Cape Verde Islands and in the region
of Dakar.
301

Another 15% belongs to 7huin haemantoma (Linné 1767)
with, at present, wide geographical habitat including the
Mediterranean Sea andthe Atlantic from France to Angola and
also the American Coast. It is a varied species and in the
Gulf of Guinea is smaller than 40 mm. in size. However in the
fossils of the Canaries its size is bigger and sametimes reaches
60 mm.; this form laks nodules, and is very similar to that
presently living in Cape Verde Islands. (this was name id in
1881 by ROCHEERUNE as 7hui4 imfkic&a variety of 7hui4 eupi-
-ml4 ).
Some further 6% of the specimens are S&zomf?.un BU.&~-
niun Lamarck 1822, the famous fossil of the "Tyrrhenian".
Approximately 5% are of warm-water species from
Equatorial Africa: Venmeiun udunnoni Daudin 1800, Cypmeu bien-
coaunia Linné 1758, Cymutium tniyonum CGmelin 18891, Bunnu
pu4fu.l04~ Reeve 1884 Munex nuxuiilin Linné 1758, Cunfhunu4
vivemzutun Kiener '1834 Hunpu noneu Lamarck 1822, gnyphuea c&!.
yusun Dautzenberg,l891, a form of Venu4 vennuconu Linné 1758
now confined to Cape Verde Islands, and the corral Sidenu4~nueu
nudiunn (Pallas 1.7661 which H. ZIBROWIUS and A. BRITO are in
the course of studying.
Finally, the remaning 2% belong to species whose
habitat is not exclusively African: E~onaniu 4puncfzCLinné 1758)
Cymatium pam%enopeeum Yvon Salis 17931, Chunoniu nodiand
Spondy.&n guedenopu4
&e/ru (Lamarck 18221 Tonna yulea Linné _
Linne/ 1758.
Note: These investigations are funded by the Government of the
Canaries (Project of Investigations number 33/3/9/84 "Relaciones
entre las Canarias y Africa en el Pleistoceno superior y en el
Holoceno: variaciones climaticas y migration de especies ).
Projeet 200 IGCP
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de L'ile de Gran Canaria In W Actas V Congreso Panafricano de
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MECO, J. (1981) Neogastropodos fosiles de las Canarias Orientales
Anuario de Estudios Atlanticos 27,601-615
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Orientales. Anuario de Estudios Atlanticos 28,65-125 y 29,579-
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MECO, J. and STEARNS (1981) Emergent Littoral Qeposits in the
Eastern Canary Islands, Quaternary Research 15,199-208.

Fig. 1. The fossil slecies of the site "Las Playitas" in Fuer-
teventura Island.(Canaries).
.
Notliving species 22.3%
Patella in strong regression 57.2%
No safe evidence 3.5%
Living species 20%
Patella safiana group 57.2%
Thais haemastoma 14.4%
Conus testudinarius 14.3%
Strombus bubonius 6.2%
Vermetus adansoni 3.5%
Cosmopolitan species 2.5%
other. warm-water species 1.8%
303

l-7. Patella safiana gr-up
304
Thais haemastoma
Conus testudinarius

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
CORRELATION ENTRE LE FLUX DE CHALEUR ET LES DEFORMATIONS
RABIALES,OE MAREE TERRESTRE EN AFRIQUE.
P. Melchior, 8. Oucarme, N. De Becker
Observatoire Royal de Belgique
Avenue Circulaire 3, 1180 Bruxelles, Belgique
Une campagne de mesures de la marée terrestre gravimétrique a été
entreprise en 1978 en Afrique par le Centre International des Marées Ter-
restres (UGGI) et l'observatoire Royal de Belgique. Cette campagne s'insère
dans un projet mondial développé par ces mêmes institutions (Trans World
Tidal Gravity Profiles). Un gravimètre [Geodynamics ou Lacoste-Rombergl, un
enregistreur et une horloge à quartz ont été installés en chaque site et
ont fonctionné pendant une période de six mois, ce qui a permis la détermi-
nation des amplitudes,et phases des sept ondes principales de marée.
Les amplitudes et phases observées [A,ul sont confrontées aux mêmes
paramètres calculés
[R,ol et de modèles
à partir
d’océans
d'un modèle de Terre élastique à noyau
pour lesquels les marées sont décrites
liquide
par les
cartes cotidales
rence vectorielle
de Schwiderski
(x=A-??-Ll
[L,AI. Le vecteur qui
entre les observations
résulte de la difféet
le modèle théorique
[voir figure1 appelé "résidu" (X,X1, est considéré comme "bruit instrumental"
lorsqu'il est, en valeur absolue, de l'ordre de 0,5 microgal
(5.10-10 de la pesanteur). Un résidu 1x1 supérieur devrait être expliqué
soit par une erreur instrumentale soit par un effet géophysique réel non
pris en compte dans les modèles.
La liste des 23 stations africaines où des mesures de marées terres-
tres ont été effectuées est la suivante :
Helwan, Aswan (Egypte); Khartoum (Soudan); Addis Ababa (Ethiopie); Arta
[Djibouti); Nogadiscio (Somalie); Nairobi, Voi (Kenya); Dar es Salaam
(Tanzanie); Maputo, Nampula (Nozambiquel; Antananarivo, Tolagnaro, Nossi-Bé
(Madagascar); Johannesburg, Stellenbosch [Afr. du Sud); Harare (Zimbabwe];
Butare [Rwandal; Bangui (Rep. Centrafriquel; Ouagadougou (Eiourkina Fassol;
Niamey, Arlit [Niger); Lamto [Cote d'Ivoire1.
On a remarqué que la station d'Arta présentait un important facteur
. X ~OS X positif (4,28 ugall ce qui traduit une déformation de marée plus
forte que celle calculée dans le modèle théorique. Les instruments ont alors
été installés au Niger situé sur le craton stable de l’Afrique de l’ouest.
Les valeurs X COS X ont été trouvées négatives [voir Table]. L’idée naquit
d'essayer de corréler les valeurs du flux de chaleur et les résidus de ma-
rée : le tableau ci-après montre les sites pour lesquels nous avons pu
trouver des mesures de flux de chaleur dans la littérature et les résidus
de l’analyse de marée.
Cette corrélation a un sens géophysique précis : on peut concevoir
que dans les régions à flux de chaleur élevé la valeur du module de rigi-
dité u de Lamé utilisé dans le modèle de Terre sera sensiblement inférieure
et qu’il en résulte une amplitude de marée terrestre plus forte que prévu
et inversément.
305

1
Asin cL
a vecteur observé [A : amplitude, c1 : phase).
R
A ccsc
R vecteur correspondant à un modèle élastique à noyau liquide
[R : amplitude, phase zero).
i effet d'attraction et de surcharge océanique CL : amplitude,
A : phase].
5 = A - 8 . CB : amplitude, !3 : phase].
2=8-i cx : amplitude, x : phase).
Niger
Bourkina Fasso
Af. Sud
Kenya
Somalie
Afar
(*l Références A
C**l Références B
Flux de
chaleur (* 1
[milliwatt/m23
20
20
30
50
50
73
73
80
150
306
x COS x I**l
(microgalsl
-1.08
-0.66
-1.93
-0.96
-0.56
0.87
1.47
1.87
4.28
Site
Arlit
Niamey
Ouagadougou
Stellenbosch
Johannesburg
Voi
Nairobi
Mogadiscio
Arta/Djibouti

On a remarqué que là où le résidu est important (> 1 ugall la compo-
sante’X COS x est bien plus importante que la composante X sin X généra-
lement négligeable. La figure montre bien que toute anomalie du modèle de
Terre élastique [erreur sur RI se traduit par une erreur sur X COS X seul.
C'est donc cette composante qui sera prise ici en considération. L’ampli-
tude des marées diurnes s’annulant à l'équateur on ne discutera ici que
l’onde semi-diurne lunaire principale Ul21 dont l’amplitude atteint 90 ugal
à l'équateur.
Il faut noter qu’une corrélation similaire a été mise en évidence
pour nos autres stations du profil mondial couvrant actuellement l’Europe,
l'Asie et l'Australasie (Yanshin et al. 19851.
REFERENCES A
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11th Symposium International des Marées Terrestres, Madrid, septembre
1985 [sous presse).
308

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
L'EROSION DES SOLS DE BAS-FONDS GU BURKING-FGSG
iREPEfrES DANS L'EVOLUTION HISTO'HIUUE. GCTUELLE ET FUTUFiEl
MIETTON Riche1
Maftre-Assistant de Géographie - Université de Chambérv
(France)
Les modal i te5 et l’intensité de l’erosion aréolaire affectant les
interfluves dans l’Ouest africain sont désormais bien connues,
principalement grace aux travaux de 1'ü.H.S.T.O.M. et du C.T.F.T. sur
parcelles expérimentales, sous de5 pluies naturelles (E. ROOSE, 1980 ; E.
ROOSE et 2. PIOT, 1984) ou simulées (J. COLLINET et C. VGLENTIN, 1980i. En
revanche, les phénoménes de dissection linbaire dans les bas-fonds ont peu
retenu l’attention. Leur connaissance présente pourtant un intéret évident
de recherche appliquée, dans la mesure où il s’agit la de5 sols les plus
épais, les plus fertiles (sol5 brunç eutrophesl qui 5ünt emporte5 alors
mPme qu’ils ont été peu ou pas utilises par les populations rurales. Nous
nou5. 5ommes attaches ainsi en différentes régions du Burkina-Faso ii
préciser la dvnamique actuelle du ravinement. Ses cause5, sa vitesse sont
ici envisagée5 dans un premier temps. L'examen de ces coupes naturelles
apporte quelque5 repères hi5toriqueç dans la genése de ce5 sols. Enfin,
l’étude statistique des averses maximales’ annuelles, les plus efficaces,
nous renseigne sur une possible évolution.
1 - LE PRESENT : LE HGVINEMENT GGTUEL
L’interprétation de5 flux mesures dans un bas-fond, notamment des
débits de crues, est délicate en regard ‘de la complexité de l'écosvstéme
draine. L'hydrodynamique d'un bas-fond depend de ses caractéristique5
topographiques, pédologiques et biogéographiques propres mai5 aussi de
celle5 de l’ensemble -du bassin-versant ainsi que de5 intensiter de5
aver5es. Toutefois, ces parametres sont suffisamment constants!
semble-t-il Y a l’échelle humaine pour ne pa5 Ptre directement responsab,les
de l’accélération de la dynamique d’érosion constatée aujourd’hui au
Eurkina, quelque soit la latitude : sur le5 marges sub-sahélienneç, en
plein coeur du pays massi mais aussi au Sud, dans des régions réputées plu5
stables. Certes, les pluie; auraient pu évoluer ce5 dernieres années dans
le 5ens d'une plus grande agressivité. Tel n'est pas le cas si l’on s’en
tient a une étude de la fréquence d,es grosses averses, supérieures a 40 mm
et ci leur évaluation du pourcentage du total des précipitations (J.P.
CGRBONNEL et al., 1984). La raison principale de cette rhexistasie ne
rèside donc pas dans un changement climatique mais dans la dégradation
anthropique du couvert végetal corre5pondant a une multiplication de5
défrichements sur les versants et, fait plüs récent, dans les
forets-galeries des bas-fonds. Ces pratiques sont éminemment liées 2. des
cau5es socio-économiques et a l’introduction de systémeç agraires extensifs
iJ.P. HEHVOUET, i?79 ; J.Y. MGKCHGL: 19841, grands "cor~5ommateur5"
d'esuace.
L'aspect le plus 5pectaculaire de cette dvnamique morphogénique
carresoond au recul de ravines, a l’aval de oetit5 au movens
ba55ins-versants, sur des drain5 d’ordre 3 a 5. Le5 crues les plu5
efficaces orofitent nota.mment de la diminution de rugosité dan5 le5
bas-fond5 et les débits in5tantanés maxi mum5 oeuvent atteindre? voire
deoasser 10.000 liS/kmZ. Certains. modeles. favorisant la cuncentration de5
eaux et leur vitesse d'écGuiement. sont plu5 vulnèrables. La vite55e de
309

ecul des ravine5 a ét& mesurée grâce a différente5 sources d’infprmation :
enquetes ürales: ph#tG5 aoriennes et surtout levés topographique5
superposés [M. MIETTDN, 19801. Les chiffre5 sont évidemment VaFiables dans
l’espace en fonction notamment de la nature des alluvions et dan5 le temps
du fait d'une plu5 ou moins grande agressivité climatique.
II - LE PASSE : Ut REPERE HISTORIQUE DANS LES RENBLBIS
L'examen de ces coupe5 naturelles que constituent les ravines,
Grof ondes génkralement. d'un métre, montre l'existence fréquente, sous un
501 brun d’alluvions limoneuse5 de GO A 90 centimètres d'épaisseur, d'un
“ni veau” incorporant des tesçuns de poterie. Ces tes5ons, que nous avons
observés sur des marigot5 secondaires dans le Centre (iorgha) comme au Sud
du pays iPd) ont été trouvés Pqalement par d'autres auteurs (J. KILIAN et
al.. 19771 sur des drains majeurs, affluents de la Volta Blanche. Ce
remblaiement, qui serait général au pav5, est plus épais et grossier A .la
traversée des chai'non5 birrimiens (TiCb&lé) oit il prend l’allure de
véritables gravier5 çous berge identiques A ceux dtcrits par J. VOGT le
long de la Volta Noire (J. VUGT, 1968). Deux des tessons, qùe nouç avons
orélevés A l’Est de Pb, ont été datés par J, EVIN (Université Lvun I> du
XIIe siécle.
A une phase d’entaille ancienne et profonde aurait donc succédé un
épisode de remblaiement d'abord grossier, cainridant ou succédant A une
occupation humaine du XIIe si&cle et dB à un écoulement de type torrentiel,
puis un remblaiement fin de plus longue durée, interrompu depuis quelques
dizaines d'années par une reprise de l’entaille.
III - LE FUTUR : .LEG DUREE§ DE RETOUR DES PLUIES NAXINALES
L'étude statistique des averse5 de fréquence rare permet, A partir des
séries pluviométriques, dont on dispose au Burkina (40 h 60 années.) de
prévoir les durées de retour des pluie5 maximales annuelles en n jour5.
Cela peut ne par; suffire A prévoir l’évolution de cette morphogenése des
bas-fonds. Dans le contexte d'un maintien des conditions actuelle5’ cette
analyse précise toutefois le danger auquel Sont soumis ce5 terroirs.
La premiére étude des pluies journali&res de frlquence rare en
Haute-Volta a étt celle de Y. BRUNET-NORET (1963). Ce travail a &té repris
par J.P. LAHAYE (1980). mous avons étendu cette analvse aux séquences
pluvieuses en n jour5 consécutifs (n compris entre 2 et 30 jours) et
vérifié que le5 pluies maximales suivent pour tùuteç les stations une mBme
loi statistique : la loi de GUMBEL. fi titre d’exemples, nous prÉsentons les
ajustements relatif5 a la station de PB (Figures 1 rt 2) : la pluie
maximale décennale (fréquence 0,90 %f en 2 jours est de 115 mm ; la pluie
centenale (fréquence : U,99 1) de lb5 mm ; 5ur 30 jour5 le5 valeur5 sont
respectivement de 410 et 560 mm. L’impact de ces épisodes pluvieux peut
Itre pressenti ei l’on songe que nous avon5 keçurrl des vitesses de recul de
2 a 3 mètres pour des averses totaIisant seulement 60 mm rn 5 jaurs !
Les sols de bas-fonds, qui constituent les témoins drs vicissitudes
historiques GU actuélles, d’origine climatique‘ GU anthropique? subies par
ce5 régions soudaniennes doivent retenir particuliérement l’attention du
fait de leurs potentialités qui ne pourront plus @tre longtemps
sauvegardtes sans aménagement.
310

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‘311

11’ 1O'N - Ill' an'w
Pluies
in44 ._.- - 1814 .~_.
maximales annuelles
en n jours .
I I I 2$0 I Plula
1 m .

l
-.---_ -
7 \

INQUA/ DAKAR SYMPOSIW "Changements globaux en Afrique"
VARIATIONS DES ECOULEMENTS FLUVIAUX, DES COURANTS ET DU NIVEAU
OCEANIQUE DANS LA BASSE VALLEE DU SENEGAL DEPUIS 100.000 ANS
MONTEILLET Jacques. Laboratoire de Recherches de Sédimentologie Marine -
Université de Perpignan - Avenue de Villeneuve - 66025 PERPIGNAN-Cédex.
Le substratum prédeltaïque comporte sur la frange est du delta du
Sénégal des vestiges d'un haut niveau marin "éemien" (85.000 à 100.000 ans
B.P.). Vers 40.000 ans B.P. un édifice deltarque est constitué sur le site
de l'actuel delta. Le niveau océanique est alors à nouveau ascendant(-1Om)
mais associé à une intensification de la dynamique littorale. Les apports
fluviatiles sont formés d'alluvions graveleuses et de sables remaniés en
îles barrières (beach-ridges) sur le front deltaïque vers 20.000 ans B.P.
La baisse du niveau marin entraîne un profond ravinement de l'aire deltaï-
que et la cimentation en beach rocks des Iles barrières. Les écoulements
sporadiques du Sénégal apportent des alluvions graveleuses. La pente éle-
vée et les crues violentes se traduisent par des chenaux installés à mi-
gration latérale rapide.
Vers 13.000 ans B.P. le débit du Sénégal se régularise. Le profil
d'équilibre est rapidement réalisé car la montée du niveau océanique annu-
le la pente du oours inférieur où apparaissent des séquences de méandres
et des invasions marines.
Vers 10.000 ans B.P. les chenaux de la plaine deltaïque sont soumis
à la marée dynamique et peuplés de faunes halines.
Vers 8.500 ans B.P. une relative stagnation du niveau marin est à
l'origine du développement d'une végétation ripicole de plaine deltaïque
dans le nord du delta. Aux environs de 8.000 ans B.P. des chenaux deltaï-
ques de plus en plus ouverts sur l'océan s'étendent aux dépens de la plaine
deltaxque marquant une nouvelle phase ("onlap") d'élévation rapide du ni-
veau marin qui aboutit au comblement rapide des anciens talwegs (channel-
fill). Dans les 7.000 ans B.P. ce mouvement se poursuit en s'amortissant
pendant une période d'importante activité littorale liée à l'intensifica-
tion des alizés. Des cordons littoraux ou îles barrières à Donm gmtVc?Zi
se mettent en place, ancrés sur les pointements rocheux des "beach rocks"
du front deltaïque ancien. Cette faune méridionale implique des eaux cô-
tières encore peu affectées par des remontées froides. En arrière, les "
îles barrières isolent un système lagunaire constitué de chenaux peu ac-
tifs. De 6.000 à 5.500 ans B.P. le niveau actuel est presque atteint et des
fluctuations se poursuivent avec une tendance globale positive. Vers 4.500
à 4.000 ans B.P. l'activité croissante des alizés accentue la circulation
littorale et les remontées d'eau profonde. Des cordons littoraux à Donax
rmgosus (faune actuelle) sont modelés sur le front deltaïque et le niveau
océanique continue de fluctuer autour d'une position moyenne qui corres-
pond au 0 actuel. Il en résulte des colmatages eh un retrait vers la mer
de la ligne de rivage vers 3.400 à 3.200 ans B.P. puis de 1.800 à 1.500 ans
B.P. des oscillations marines positives paraissent associées à un regain
du débit du Sénégal. Vers 1.800 ans B.P. une chute brutale des écoulements
fluviaux sahéliens est responsable d'une invasion saline dans la vallée du
Ferlo.
315

t
-. pos
EVOLUTION ou DELTA ou SENEGAL OE 40000 A 4ma ANS BP
DÉRiVE DÉBiT SoGDE
b-e& rocks
VERS 12.000ans B f?
316
Surcmzvsement
-P
s
3 ruve I euses

SU ST4~kb4E
Gk
SJâ ,honnen
VERS do.0000~ BP
Suspensioyis
VERS 7000anr Bp
DÉRiVE
LiTTORALE
VERS 4000 ans 'BP
317

RIVER-FLOWING CHANGES AND CURRENTS AND SEA-LEVEL VARIATIONS
IN THE LOWER SENEGAL VALLEY FOR 100.000 YEARS
J. MONTEILLET. Laboratoire de Recherches de Sédimentologie Marine-Univer-
sité de Perpignan - 66025 - PERPIGNAN-Cédex.
Remains of a "Eemian" high sea level (85,000 to 100,000 years B.P.)
are found on the predeltaic substratum along the eastern border of the Se-
negal delta. Towards 40,000 years B.P. a deltaic construction built up
where the delta is now. Then, the oceanic level rose again (-1Om) together
with an increasing dynamic of the along-shore currents. The fluvial depo-
sits were made of sand and gravels re-arranged into beach ridges on the
delta front. Towards 20,000 years B.P. the sea-level going down caused a
deep erosion of the deltaic place and cemented the beach-ridges into beack
rocks. The intermittent flowings of the Senegal River carried sand and
gravels. The high sloping fa11 of the river and the strong floods caused
braided-channels.
Towards 13,000 years B.P. the flow of the Senegal river became more
regular. A balanced outline was soon carried out because the rising of the
oceanic level erased the lower sloping fa11 of the river where meander se-
quences and sea invasions appeared.
Towards 10,000 years B.P. the deltaic plain channels were bound to
the dynamical tide, and they were stocked with "haline" faunas.
Towards 8,500, a stagnation of the sea-level caused the development
of a "ripicole" deltaic vegetation in the North of the delta. Towards
8,000 years B.P., deltaic channels which opened more and more widely into
the ocean, spread to the detriment of the deltaic plain, and this was the
beginning of a new onlap of quick sea-level rise, ending in a rapid fil-
ling-up of the formed "talwegs" channel-fills. Towards 7,000 yeas B.P.
this notion went on, but it slowed down during a period of important litto-
ral activity, connected with the intensification of the trade-winds. Off-
shore bars or beach-ridges with Donax gruveli then took place, anchored to
the rock points of the former deltaic front "beach rocks". This southern
fauna implicated that cold flowing-up waters hardly affected the coastal
waters yet. Backwards, the beach-ridges formed a lagoon system made of not
very active channels. From 6,000 to 5,500 years B.P. the present level was
nearly reached and fluctuations went on with a general positive tendency.
From 4,500 to 4,000 years B.P. the more important activity of the trade-
winds increased the littoral circulation and the upwelling of deep waters.
Beach-ridges with Donax rugosus (the present fauna) were formed on the del-
ta front and the ocean level kept on fluctuating round a middle position
corresponding the present 0.
This caused a filling-up and the waterside line retirement to the sea
towards 3,400 to 3,200 years B.P. then, from 1,800 to 1,500 years B.P., po-
sitive sea oscillations seemed to be connected with a recrudescence of the
flow of the Senegal river. Towards 1,800 years B.P., a sudden fa11 in the
"Sahelian" river outflows caused a saline invasion in the Ferlo Valley.
318

1 NQUA/1986 DAKAR SYf+POS 1 UM "Changements globaux en Afrique"
NOTE SUR LES LIGNES DE RIVAGE RECENTES EN ANGOLA,A L'ARCHI-
PEL DE S.TOME ET PRINCIPE ET A L’TLE DE SANTIAGO (ARCHIPEL
DE CAP VERT)
M. Monteiro Marques
(Centro de Estudos de Pedologia - IICT, LISBOA, PORTUGAL)
RESUME
--
Pour cet exposé n’eus avons choisi trois lieux situ& entre les parallè-
es de 15’N et 13’s.
1. Nous avons étudié à l’Angola le littoral compris entre les embouchu-
res du systh&me hydrographique du Longa-Nhia et du fleuve Pueve (ou Cuvo) -
la vaste dépression de Pumba - , situé au pied de l’escarpement de faille de
Gabela.
Pour nous, le dernier soulèvement de l’escarpement de Gabela a eu lieu
au Plio-Pleistocène et est d0 3 la migration, vers l’est, de la flexure conti-
nentale. Par contre, l’incision du Queve s’est arrêtée à la fin du Peistocène
et, seulement, ensuite, s’est processé le façonnement de la dépression de Pum-
ba.
Pendant 1’Holocène le comblement de la dépression de Pumba a eu lieu.L’&
paisseur des alluvions paraît être très grande ainsi que la surface occupée.
De cette façon ,-on pose deux hypothèse: il y a eu, pendant l’Holocène,un
soulèvement du niveau marin, on bien, il y a eu un soulèvement de la platefor-
me continentale. Nous n’avons pas trouvé des preuves de deformation dans les
terraces marines récentes, nous admettons donc comme plus correcte la première
hypothèse.
2. Dans les littoraux E et N, respectivement, des îles de S.Tomé et du
Principe il existe un niveau de dunes consolidées, avec une texture grossiere
et un ciment calcaire. On n’a pas cherché de fossiles, mais par leur position
et par leur constitution lithologique à la base (cailloux de plage, fragments
de cuirrasses ferrugineuses et pisolithes aussi ferrugineux) nous admettons une
2ge pleistocknique pour la dune . Les lambeaux dunaires sont couverts par la
mer pendant la haute marée.
Ici, on pose aussi de nouveau deux hypothèses: une transgression rkente
ou un abaissement aussi recént de la plateforme continentale. Comme les terra-
ces récentes ne se trouvent pas déformees et comme on y observe par quelques
endroits des cuirrasses ferrugineuses tout près de la ligne de rivage, la deu-
xiéme hypothèse est ainsi mise en cause. Par contre, la première hypothèse
reste d’accord avec la formation actuelle d’aires marécageuses derrière l’ac-
319

tuelle ligne de rivage.
Au littoral E de l’!Ue de Santiago le comblement systhématique des
embouchures des lignes d’eau (S.Domingos, Seca, Picos, S.Miguel, etc.) et
l’attaque par la mer de petites plateformes d'abrasion marines (2-4 m
d'hauteur) montrent qu’il y a eu, au post-Pleistocke, une transgression
marine. Les alluvions sont très puissantes aux embouchures de ces lignes
d’eau, ce qui paraît traduire un soulèvement récent du niveau de la mer.
Nous n’admettons pas ici un soulèvement de la plateforme continentale puis-
que nous n’avons jamais trouvé de preuves de dgformation recente dans les
terraces littorales.
4. Conclusion préliminaire: En trois endroîts différents entre les
latitudes comprises entre 15' N et 13' S -, l’un, dans le littoral du con-
tinent africain, les deux 'autres dans les cotes des îles - les observations
sur le terrain ne montrent pas des déformations récentes du relief mais uni-
quement un soulévement r6cent du niveau de la mer. Ce phénomène pourra con-
duire à l'acroissement de la teneur en sels dans ies nappes phréatiaques
et, par conséquence, originer des problémes d’aménagement agricole dans les
alluvions ou dans les terrains littoraux.
320

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
L'APPORT DES GLACIS ANCIENS DE L'AIR (NIGER) A LA
CONNAISSANCE DES VARIATIONS CLIMATïQUES DU PLEISTOCENE INFERIEUR D'AFRIQUE
OCCIDENTALE .
Alain MOREL
Institut de Géographie, Université I, Grenoble
U.A. 722 - CNRS .
Mots-clés : Paléoclimats, Afrique Occidentale, Niger, Quaternaire, datations
K-Ar, glacis, érosion et sédimentation .
Le Quaternaire ancien est encore assez mal connu en Afrique Occiden-
tale . La plupart des auteurs s'accordent cependant pour reconnaître un enfon-
cement marqué du réseau hydrographique à partir d'une surface fini-tertiaire,
sous des climats alternativement plus secs et plus humides, avec des régimes
pluviométriques variables et des périodes successives d'écoulements aréolaires
et d'écoulements concentrés . Cet enfoncement se traduit par des niveaux de gla-
cis étagés qui ont été identifiés dans de nombreux secteurs depuis le Sénégal
jusqu'au Hoggar, en passant par la vallée du fleuve Niger .
Nous avons retrouvé dans 1'Aïr les mêmes formes de glacis, avec une
couverture identique de blocs grossiers, un étagement topographique et des al-
térations semblables . Mais nous trouvons de plus, dans ce massif, des coulées
basaltiques fossilisant ces reliefs . Ces coulées ont été datées ( A.Morel et
H.Bellon, 1985 ); elles permettent de préciser les étapes de l'histoire morpho-
climatique de ces régions durant le Plio-Pléistocène .
1- FORMES ET FORMATIONS
Six niveaux de glacis et de terrasses marquent l'évolution Plio-Qua-
ternaire de 1'Aïr ( fig.1 j . Les trois niveaux anciens sont généralement des
glacis d'ablation recoupant les altérites du socle et couverts de blocs et de
boules & net cortex d'altération, emballés dans une matrice rubéfiée . Les ma-
tériaux recoupés par les glacis présentent un état d'altération relativement
.développé qui conduit à envisager l'action de climats trés hydrolysants . La
désagrégation physique des matériaux y est poussée et les études minéralogiques
montrent que la fraction fine comprend essentiellement de l'illite et de la
kaolinite . Le rapport illite sur kaolinite, estimé d'après la hauteur des pics
est d'environ 1/5 ( fig 2, éch. AM 82- 25 et 26 ) . En revanche, les terrasses
récentes (moyennes et basses terrasses) ont été beaucoup moins affectées (cf
courbes du bas de la fig.2 ) L'analyse diffractométrique fait ressortir, en
plus de l'illite et de la kaolinite, des minéraux interstratifiés (smectite,...).
Certains glacis anciens se caractérisent aussi par leur couverture
trés grossière . A plus de 20 km des hauts massifs, des accumulations d'énormes
blocs de 1 à 1,5 m. de diamètre ont été trouvées, preuve d'écoulements extrême-
ment violents .
L'étude de ces formes et de ces formations amène à se demander jusqu'à
quelle date se sont maintenus des climats assez humides pour entrainer des alté-
tions de type ferralitique, et par suite, quand sont apparues les premières pha-
ses sèches ? Elle pose aussi la question des périodes pendant lesquelles se sont
faits les dépôts trés grossiers de blocs et de boules, correspondant à une évo-
321

lution "catastrophique" des versants . Les datations obtenues sur les coulées
basaltiques qui fossilisent ces niveaux anciens, permettent de répondre par-
tiellement à ces questions . .
II- LES ETAPES DU CREUSEMENT DES VALLEES .
II-1 - Près du fossé du Téfidet, dans la vallée d'Eghapala1, nous
avons identifié la surface de base à partir de laquelle s'est effectué le creu-
sement ( surface N-l) . Elle y nivelle socle et couverture sédimentaire d'une
manière a peu prés parfaite . Elle est recouverte par une coulée de basalte de
12 à 15 m.‘ d'épaisseur, qui forme aujourd'hui une table perchée à 120 m. au
dessus du talweg . Une datation donne un âge de 3'78 +/- 0,19 Ma BP ( éch. 81-
30) . Cette surface est pliocène .
II-2 - Le creusement s'est ensuite effectué trés vite . Le glacis
de Talat, au S.W. du Mt Bagzane, perché a 50 m. au dessus de l'oued actuel,
est recouvert lui aussi par une coulée, altérée à sa base, datée de 2,76 +/-
0,2I Ma ( éch. 79-2I2 ) . Celui d,Adéoudène, au N.W. du même massif, perché a
une vingtaine de mètres, remonte à 2 +/- 0,lO Ma, d'après l'âge de la coulée
qui le fossilise . Les gneiss du socle sous-jacent, y sont altérés sur plus de
10 m. de profondeur . Une étude de la couverture du glacis ( P.Sougué, 1981),
montre un stade d'altération poussé . Les galets de basalte pris dans ce dépôt
et qui sont donc antérieur à la coulée, sont eux-mêmes trés altérés, alors que
la coulée n'a connu qu'une simple remobilisation d'oxydes de fer, ce qui suppo-
se que depuis l'époque de l'épanchement, la région n'a pas connu de climats
aussi hydrolysants que durant la période précédente ( cf tableau ).
III - LES PHASES DE CLIMAT A SAISONS CONTRASTEES, AVEC ECOULEMENTS VIOLENTS.
Les observations de terrain permettent de penser que la mise en
place des dépôts grossiers a pu se faire dans de véritables coulées de boue, le
matériel argileux provenant des altérites du socle sous-jacent . Il est possi-
ble de localiser au moins une phase de ce type, d'après les datations obtenues
sur les coulées de Nabaro et de Tchimoulet ( Est du Mt Bagzane ). Une coupe
relevée dans l'oueà de Nabaro montre les formations à grosses boules prises en-
tre deux coulées de basalte , La "fourchette" donnée par les deux datations
reste malheureusement trés large : 1,77 +/- 0,69 Ma pour la coulée inférieure
(éch.83-11 ), et 0,33 +/- 0,lO Ma pour la coulée supérieure ( éch.83-12 ) .
Plus au Nord, la coulée de Tchimoulet, datée de 1,16 +/- 0,17 Ma (éch. 81-4)
est recouverte par ces mêmes boules, preuve de la continuité des mêmes processus
et par suite du même climat, avant et aprés l'épanchement des basaltes . Des
écoulements torrentiels trés violents se sont donc prolongés jusqu'aux environs
d' 1 Ma BP .
CONCLUSIONS - Ainsi les climats ont subi d'importantes modifications entre la
période des épanchements volcaniques pliocènes, et celle de la fin du Pléistocè-
ne inférieur . Le massif de l'kïr a connu au Tertiaire des climats tropicaux
humides qui ont profondément altéré le socle et préparé le travail de glaci-
planation . Cette altération a "pourri" 1'Aïr ( Black et Vogt, 1963) et favori-
sé "l'ablation mécanique aplanissante" (G.Miilot, 198Oj . La surface pliocène
s'est réalisée, puis a été incisée : c'est sous des climats à saisons contras-
tées que des écoulements torrentiels ont disséqué cette surface . A la fin du
Pliocène, des climats humides se sont encore manifestés . En effet, l'altération
du socle et celle des galets de la couverture des glacis, n'ont pu se faire
simultanément ; on voit mal comment des matériaux altérés et kaolinisés auraient
pu subir un transport à caractère turbulent sur de longues distances . Durant
le Pléistocène inférieur, phases plus sèches-et humides alternent . Des crues
322

exceptionnelles, responsables de dépôts trés grossiers, se manifestent
jusque vers 1 Ma . Il faut imaginer des écoulements en nappes boueuses pour
expliquer le déplacement de ces énormes blocs ; seuls des phénomènes de so-
lifluxion laminaire ont pu les prendre en charge, ce qui suppose des précipi
tations suffisantes.
Un changement climatique important se produit vers la fin du Pléistocè-
ne inférieur . On constate en effet que les coulées datées de 1,2 à 1 Ma BP
sont peu affectées par l'altération ; le creusement des vallées se ralentit ;
les surfaces datées entre 2'8 et 2,6 Ma BP sont perchées à 50 mètres, alors
que celles d'âge voisin d' 1 Ma ne sont plus qu'à 10-12 mètres . On peut dire
qu'à partir du moment oû le glacis N-3 est à son tour disséqué, il n'y a
plus de climats suffisamment humides pour provoquer une altération de type
ferrallitique, ni â'écoulements assez violents pour entraîner d'énormes boules.
Les périodes sèches se multiplient, et il n'y a plus de retour à des phases
trés humides .
Eléments bibliographiques :
Daveau S., Lamotte M, Rougerie G.(1962) : Cuirasses et chaînes birrimiennes
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chronologiques sur l'évolution volcano-tectonique et géomorphologique
de 1'Atakor (Hoggar) : apport des données radiométriques K-Ar et paléobotaniques
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Vogt J et Black R. (1963) : Remarques sur la géomorphologie de l'Aïr, Bull.
BRGM n"l, p. l-29 .
323

1 % I
3 NI I
4 !4a I
L
Datations
Tchinoulet
Nabuo
2 na 1 - AdCoudènc
Talat
Atkaki
L@$lagalal
Air
PrOCCSSllS
fvolution vcatar-
trophique” des
versants
creusement
p1acip1anaticn
entaille de N2
l ltkation de
la couvertura
placiplanation
creusement
altbration du
socle
Pornem
dCpbt de
boules
et bloca
glacis NJ
glacis NZ
Cl1rats
tropic. l ec
contrastë
phase sèche
contrasté
lhase humide
contrasté
tropical
hunide
T
Atshor
(P. Rognon 1967
P. Rognon 0: l l 1983
alternance pluviaux
frais et arides
phase aride
coulée perchée 1
lV40 m
creusement des vallées
altérations Kao-
liniques
Phases lacustres
Tableau : Les grands épisodes morphoclimatiques du Plio-Pléistocène.
Arr. Occld.
(P. tMhc1 1973. 0. Dubois
et a1 1934, J.YGgt.lYS~ I
creusement des vallCea
niveau cufrassé sur le relief
intemddiaire
altération chimique des roche?
creusement des vallies
cuirasse fermgin. sur las
plateaux Ct
surface flrll ct

Fig. 1 : Coupe schématique des glacis anciens de 1'Aïr ; 1 : Rhyolite;
2: socle, 3 : niveau de glacis et de terrasse, 4 : blocs et boules,
5 : sables et graviers, 6 : cônes d'éboulis ( tm=terrasse moyenne,
ilt = basse terrasse .
A’
I
6 4 6 6 10 16 14 16
F1g.2 : Analyse diffractométrique de la fraction fine extraite de la couver-
ZL.t-1: ri:.:: glacis d'Aritoua ( Bilet) . 1 = illite, K = kaolinite
325
6

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaùx en Afrique"
*
GEODYNAMICS AND INTERACTION OF ENDOGENE AND EXO-
GENE PROCESSES
Nils-Axe1 Mtirner
Paleogeophysics & Geodynamics, Geol. Inst.,
Stockholm Univ., S-l 0691 Stockholm, Sweden
We investigate the multiple effects and interaction of the in-
therchange of momentum between the different subunits of the
Earth (atmosphere, hydrosphere, lithosphere-mantle, COre), the
redistribution of mass (C/M dislocation, phase-transitions,
mass transfer, Earth movements, sea lewel changes, continental
ice caps), and the redistribution of energy within the terrest-
rial system (atmospheric and hydrospheric circulations). We
find that these changes in momentum, mass and energy are close-
ly interrelated and cari explain numerous observational data of
different geophysical variables and their mutual COnnaCtiOnS.
Besides terrestrially produced/sustained feed-back mechanisms,
a planetary beat (gravity, momentum) is likely to drive these
changes as illustrated in the figure below.
Atmospheric circulation changes (momentum and density distri-
bution (gravity) ef.fectively change our weather and climate.
The geomagnetic field changes generated in the tore and at the
core/mantle boundary affect the ionization.
Changes in the hydrospheric circulation (momentum) effective-
ly redistribute the heat stored in the oceans. This leads to
climatic changes (energy) and minor sea level changes (mas-s).
The non-globality of the major climatic changes with durations
in the order of 50-150 years give striking evidence of such ch-
anges. Interchange of momentum between the hydrosphere and the
lithosphere also explains deep-sea hiatus abd variations in the
interchange of water between the Arctic and the Atlantic.
Mass redistribution and density changes within the Earth de-
form the Earth's geoid surface. This affects not only the sea
lewel but also the equipotential surface under the continents,
and by that the groundwater lewel.
The viscosity of the asthenosphere prohibits rapid disloca-
tions between the mantle and the lithosphere in response to
differential rotation and interchange of momentum. The earth-'
quake activity, howewer, records the stress changes set up.
Dislocations of the phase boundaries (spinel/oxides, olivine/
spinel, eclogite/granulite) generate gravity deformations (mass
redistributions) that control the geoid, i.e. the sea level.
Core/mantle dislocation (momentum) affects the geomagnetic
field and sets UP stress changes that are likely to affect phase
boundaries and motions, and by that the geoid (sea level).
On the whole, we find a high-dynamic Earth where the actual
changes are faster and larger than commonly cited mean values.
327

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
METHODS OF DATING QUATERNARY COASTAL DEPOSITS OF TECTONIC
AND PALEOCLIMATIC SIGNIFICANCE IN TROPICAL AND SUBTROPICAL
CLIMATES
Daniel R. Muhs
U.S. Geological Survey, MS 424, Box 25046, Denver Federal
Center, Lakewood, CO 80225 U.S.A.
Recent studies of tectonically uplifted marine-terraces and coastal
eolianites from the Pacifie toast of North America and Caribbean islands
show that certain new Quaternary dating methods may have wide utility in
tectonic and paleoclimatic studies on tropical and subtropical coastlines.
Marine terraces mark high stands of sea and their elevations and ages,
when combined with sea level curves, cari yield tectonic uplift rates. Con-
siderable success has been obtained in dating such terraces in California
by radiometrically calibrated amino acid racemization of mollusks and
uranium-trend analysis of terrace sediments. Uranium-trend dating has the
distinct advantage of a wide age range (5,000 to 800,000 yr), and, in
addition, has no need for fossil,corals or mollusks for success.
Unlike marine terraces, calcareous coastal eolianites (common on tropical
and subtropical.coasts) are often related to low stands of sea. Such sediments
cari often yield important data on paleoclimate at the time of deposition.
Results of recent studies in California and the Caribbean show
that conventional 230Th/234U d a t' ing of rhizoconcretions and calcretes associated
with eolianites cari yield accurate chronologies of these deposits.
The success of amino acid, uranium-trend, and 230Th/234U dating methods
applied to Quaternary coastal deposits in subtropical and tropical areas in
North America suggests that such techniques cari also be applied to African
coastlines. Marine terraces are extensive on the Mediterranean, Red Sea,
Indian, and Atlantic toasts of Africa--many terraces are in tectonically
active areas. If accurately dated, eolianites on the Mediterranean,
southern Indian, and north Atlantic toasts of Africa cari yield valuable
paleoclimafic information.
329

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
DIATOMACEOUS SEDIXENTS FROH THE CHALBI BASIN,
NORIHERN KENYA.
Celia Nyamweru
Department of Geography, Kenyatta University.
The Chalbi basin lies to the east of Lake Turkana in
Northern Kenya (figure 1). In its centre lies the socalled
'Chalbi desert' (figure 2), a playa of sand aad mud
subject to occasional flooding. The elevatioa of the playa
surface is about 370 Paetres above sea level. !The playa is
surrounded by volcanic terrain, mainly ridges and.shields
of basaltic lava ranging in age from Miocene to Pleistocene
(Brotzu et al. 1984). Around the playa margins are
areas of sediKn%%y rock, including cross-bedded sands,
horizontally bedded silts and clays, and structureless
white carbonate rock. At several localities, shown on
figure 2, shells of fossil fresh-water gastropods,
(domioantly lilelanoides tuberculata) occur in large numbers
in the bedded silts and clays. Radig-carbon datin$ of
these sQells yielded dat$s of 9,530 - 220, 10,430 - 250,
10,590 -
press).
255 and 11,080 - 270 years B.P. (Nyamweru, in
Xelanoides are sot found living in this area
today, as local conditions are extremely arid. Rainfall
records for the area are few, but at North Horr (figure 1)
records taken over 24 years give a mean annual rainfall of
153 mm. For most of each year, the Chalbi basin is verg
dry. At times, however, rainfall on the Chalbi catchment
area brin@ rain-to the playa floor, via a number of
intermittent drainage lines (lagas) shown on figure 2.
Some years, the amount of water brought onto the playa is
enough to create a 'Lake Chalbi', a sheet of water some
teas of centimetres deep and several hundreds of square
kilometres in area.
.At the present day, the major processes shaping the
land surface in this area include aeolian trausport of
sand and fine particles, occasional violent episodes of
storm runoff along the intermittent stream channels, and
the deposition of evaporites on the playa floor. The
evidence of the basin margin sediments and the fresh-water
gastropods indicates that during the terminal Holocene
conditions in the Chalbi basin were moister than they are
today. '&i.s is in good agreement with results from the
Lake Turkaua basin to the east {Owen -- et al. 1982), from
the Ethiopian Rift Valley lakes (Street 1979) and from
many other parts of Africa.
It is clear from the evidence SO far obtained that
during the terminal Holocene, sedimentation in standing
fresh water took place in the Chalbi basin. However it is
not certain whether this water existed in the form of a
single large 'Lake Chalbi' or as a number of small separate
331

Nyamweru page 2
wa.ter bodies existing in local topographie depressions
around the basin margias. The preseat day topography of
the playa margins does net include any features that cari
with certainty be identified as lake shoreline cliffs,
beaches, bars or sand spits from a former kke Chalbi.
Sand ridges on the southern and eastera margins of the
margins of the playa seem out of equilibrium with present
day conditions aod could be lake shoreline features; more
research is needed to establish their origin.
Several of the basin margin sediments have poorly
defined structures and are hard to identify, even in thin
section. According to Keaneth Bye (pers. comm.) some of
them show a rounded (pisoid) structure which may indicate
an algal origin, by deposition in a shallow lake or around
a spring. Two samples from close to North Horr may be re-
worked ealeareous lake sediments. Pye's opinion is that
none of these sediments formed in a deep lake environment,
but that they are more likely to have formed in a series
of shallow basin-margin pools of differing salinity .
A few of the horizoatally bedded sediments were found
to contaio diatoms, and it is expected that analysis of
the diatom flora of these sedimeats cari permit some
further deduetions as to past depositional conditions in
the Chalbi basin, &om a total of over 50 samples of
fine-grained sediments from thebasia margins, over half
contained no diatoms at ail, or only a few very broken
frustules. None of the samples approach a pure diatomite
in composition, but some cas be described as diatomaceous
silts. Counting of,diatom species from samples of these
silts is at present being carried out, 5e resülts should
provide information on properties such as depth and
salinity of the body or bodies of water in which these
sediments were deposited.
Brotzu, P., Xorbidelli, L., Nicoletti, M., Biccirillo, E.17.
and *aversa, G. 1984. Xioceoe to Quaternary volcanism
in eastern Kenya: sequenee and geochronology. Tectooophysics
101, 75-86.
Nyamweru, C.K. (in press) Quateraary environments of the
Chalbi basin, Kenya. In Sedimentation -- in the African
s Rift System, Spec. Publ. Geol. Soc. Land., ed. Prostick,
LE., Reoaut, R., Ra l=ndTiercelia, J.J.
Owen, R.B., Barthelme, J.\I., Renaut, R.W. and Vincens, A.
1982. Palaeolimnology and archaeology of Holocene
deposits north-east of Lake Turkana, Kenya. Nature 298,
523-529 e
Street, P.A. 1979. Late Quaternary lakes ir, the Ziwav-
Shala Basin, Southe?Fn EthfoDiaè Unlp'pulilished~h.Desis,
IJ%rsity of Cambridge. University Microfilms, Ann
Arbor, FZichigan.
332

l” - ---- N.
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Kilometres
FiG. 1: LOCATION OF THE CHALBI DESERT IN
-NORTHERN KENYA,
333
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G. des.

K E ,Y
Sub-Fosail Molluscs . . . . ’ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Lagos .a . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - -
Sandstone Slope . . . . . . . . -----
0 . 10 20 30 40
t ‘--I4
Kilometres
FIG. 2 : THE CHALBI BASIN
334

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LE DRYAS III (11 000 - 10 000 BP) EN AFRIQUE ET EN AMERIQUE
DU NORD : ANALYSE GLOBALE D'UN CHANGEMENT CLIMATIQUE.
OCCHIETTI S. : Département de Géographie, UQAM, CP 8888,
Montréal, Québec, Canada
et ROGNON P. : Géodynamique des milieux continentaux, Univer-
sité de Paris VI, ft Place Jussieu, Paris, France
Au Maghreb, les conséquences de la crise thermique du Dryas récent ne
sont pratiquement pas connues. La présence de charbon de bois dans certains
foyers préhistoriques, entre 11 000 et 10 000 BP est le seul indice d'une
variation du couvert végétal et d'un brusque accroissement de pluviosité au
cours de cette période (Couvert, 1972). Au Sahel (Servant et Servant-Vildary,
1980) et en Afrique orientale (Gasse et al., 1980), toutes les courbes obte-
nues sur les paléolacs prouvent une reprise des pluies à la fin de l'ogolien,
vers 13 000 - 12 500 BP puis un bref assèchement et un retrait des lacs
(Tchad, Ethiopie) entre 11 000 et 10 000 BP. Dans la vallée du Nil, cette
double oscillation pluviométrique est prouvée par les terrasses du Soudan et
du sud de l'Egypte (Williams et Adamson, 1980) et par les variations isotopi-
ques de 1' 18 0 des Foraminifères des carottes au large du delta du Nil
(Rossignol-Strick et al., 1982). En Afrique de l'Ouest, les valeurs isotopi-
ques des carottes au large du delta maritime du Niger (Pastouret et al.,
1978) augmentent entre 11 et 10 ka et sont le reflet d'un climat plus sec à
cette latitude, tandis que les valeurs plus basses du delta du Congo
(Giresse et al., 1982) indiquent un accroissement de la pluviosité dans la
zone équatoriale. Ainsi,,le brusque refroidissement du Dryas III, observé
au moins dans tout l'hémisphère nord, a entraîné le resserrement des zones
pluvio-climatiques africaines vers l'Equateur, entre 11 000 et 10 000 BP
(Rognon, 1981, 1982).
Au Groenland, le Dryas III se distingue sans équivoque sur la courbe
isotopique de 1' 18 0 de la glace du Camp Century (Dansgaard et Tauber, 1969).
L'Inlandsis Laurentidien, en déséquilibre par rapport au climat atmosphéri-
que, recouvrait encore la plus grande partie du Canada. Un ensemble de com-
plexes morainiques marque des arrêts momentanés ou un ralentissement du re-
trait glaciaire au Québec (Occhietti, 1980) et sur Terre-Neuve. En Nouvelle-
Ecosse, notamment sur l'île du Cap Breton, d'après de nombreux sites à ma-
tière organique et l'analyse palynologique de carottes lacustres (Mott et al.,
1984), la déglaciation est suivie d'une importante colonisation végétale,
entre 12 000 et 11 000 BP, interrompue brutalement par une détérioration cli-
matique entre 11 000 et 10 000 BP. Le Dryas III est caractérisé par une re-
335

prise d'érosion et de solifluxion sur les versants et une végétation à toun-
dra forestière et toundra.
La reconstitution globale des paléoenvironnements du Dryas III est en
cours. Il est vraisemblable que la présence des inlandsis nord-américain et
fennoscandinave en retrait a amplifié la réponse thermique et pluviométrique
aux causes cosmiques et magnétiques de l'événement.
COUVERT M., 1972, Libyca, XE, p. 45-48.
DANSGAARD W. et TAUBER H., 1969, Science, 166, p. 499-502.
GASSE F., ROGNON P. et STREET A., 1980, in The Sahara and the Nile, Williams
-
et Faure, ed., p. 361-400.
GIRESSE P., BONGO PASSI G., DELIBRIAS G. et DLJPLESSY J. C., 1982, Bul. SOC.
Géol. Fr., 24, 4, p. 803-815.
MOTT R. J., GRANT D. R., STEA R. et OCCHIETTI S., 1984, Congr. Int. Palynolo-
gie, Calgary.
OCCHIETTI S., 1980, Paléo-Québec 10, 220 p.
PASTOURET L., CHAMLEY H., DELIBRIAS G., DUPLESSY J. C. et THIEDE J., 1978,
Oceanol. Acta, 1, 2, p. 217-231.
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ROGNON P., 1982, Paleoclimatic Research and Models, Ghazi ed., p. 114-123.
SERVANT M. et SERVANT-VILDARY S., 1980, in The Sahara and the Nile, Williams
-
et Faure ed., p. 133-162.
WILLIAMS M. A. J. et ADAMSON D. A., 1980, in The Sahara and the Nile, p. 281-
-
304.
336

INQUA/ DAKAR SYC1POSIUM "Changements globaux en Afrique"
EVOLUTION DU CLIMAT DANS LE BASSIN DU FLEUVE SENEGAL
(BAKEL)DEPUIS LE MILIEU DU XIXème SIECLE.
(Essai d’extension de la période d’observations hydropluviomé-
triques à partir de données historiques).
J.C. OLIVRY’et M. CHASTANET-
ORSTOM.213 rue Lafayette 75010 PARIS
Parmi les séries chronologiques de paramètres climatiques les plus longues
observées en Afrique de l’ouest, celle des débits du Fleuve Sénégal à Bakel
occupe une place de choix par l’intégration spatiale du regime des précipi-
tations qu’elle suppose sur l’ensemble du bassin versant (218 000 Km2). A la
répétitivité de deux séquences séches-humides s’ajoute pour la periode act-
uelle une persistance de la sècheresse dont le caractère exceptionnel n’est
plus à démontrer.Sans rentrer dans le détail d’une évolution bien connue depuis
le début du XXème siècle,rappelons les épisodes déficitaires majeurs de 1913
et 1914,puis du début des années 1940 et le phénomène actuel qui par son
amplitude et sa durée a eu les graves conséquences que l’on sait sur les ré-
gions soudano-sahéliennes et pose aux Etats et aux développeurs le problème
d’un éventuel “changement global climatique” et leur adaptation à de nouvelles
stratégies du développement socio-économique de ces pays.
L’aspect majeur de la sècheresse actuelle est particulièrement ressenti sur
le Sénégal a Bakel.Pour un module interannuel de 715 m3s-l sur 82 ans (1903-
1984),1e module des années 1970 à 1984 tombe à 421 m3s-’ et le phénomène n’a
fait que s’accentuer jusqu’à aujourd’hui (57% de déficit pour un module de
314 m3s-‘sur 5 ans et 70% de déficit sur 1983 et 19849.L’évolution des maximums
annuels de crue est comparable à celle des modules (r=0,92) avec un minimum
minimorum inférieur à 1000 m3s-’ en 1984 pour une crue moyenne de 4500 m3r’
et un maximum en 1985 qui n’a pas dépassé 2500 m3s” .Il est plus difficile de
suivre l’évolution du régime des précipitations sur un seul poste d’observations,
les tendances n’apparaissant pas toujours nettement;pour les 15 dernières
années,le déficit a bien atteint 35% aux stations de Matam,Podor et St.Louis,
mais seulement 9% à Bakel:il y est cependant de 67% en 1984,record absolu
de la série observée qui remonte à 1920.
L’interprétation de phénomènes extrêmes aussi marquésau niveau de leur
récurrence ou dans le sens d’une tendance déterminéesupposerait que l’analyse
porte sur des séries d’observations quantitatives beaucoup plus longues que
celles des échantillons dont on dispose.Le recours aux enquêtes historiques
constitue une approche qualitative classique d’extension de l’information:
les “crises climatiques” sont fréquemment à l’origine des crises de subsistance
dont l’historien tente de reconstituer la chronologie par la confrontation
des sources écrites et des sources orales.C’est ce travail qui a été fait pour
Bakel et la région du Goyprovince du vieil empire soninke.Au niveau des sour-
ces orales.on se heurte au risque d’“aplatissement historique” des témoignages
sur des faits remontant au dela des années 1880;de plusle chercheur doit
tenir compte d’une éventuelle “charge idéologique” des traditions dans la
relation des crises;par ailleursces données orales se prêtent mai à l’élabora-
tion d’une typologie.dans la mesure où elles ne permettent pas d’affecter
un indice de gravité à I’ensemble des crises.Elles n’interviennent qu’a titre
de complément dans l’élaboration d’une chronologie qui repose pour l’essentiel
sur les sources écrites.Celles-ci.bien que trés marquées par des préoccupations
administratives ou commerciales,permettent de retenir comme crises de subsis-
337

tance celles qui sont signalées explicitement par les termes de”pénurie”,de
“disette” ou de “fami&“,et celles qui apparaissent 8 travers une demande
d’exonération d’impots pour manque de ressources,formulée par la population
ou le commandant de cercle.Les rapports périodiques du cercle de Bakel ont
servi de base à ce repérage des crisessignalées genéralement que lorsque
celles-ci atteignent leur paroxysme.ûes lacunes ont pu etre comblées par
des récits de voyage;les informations ont éte systématiquement recoupées
ce qui n’a pas toujours permis de trancher;bien évidennnent ces crises ont
été rapportées à leur 0rigine:invasions acridiennes,secheresses.inondations
devastatrices. Enfin il est apparu que le seul critère opératoire de l’intensité
des crises était celui de leur durée mensuelle.
La vallée du fleuve Sénegal,et en particuiier la région de Bakel, est carac-
terisée par l’existence d’une double culture.Les cultures de “jeeri” ou cultures
pluviales sont liees à la hauteur et a la répartition des pluies pendant ia
saison humide (juin à novembre);celles des terres de “waalo” dépendent de
la crue du fleuve et sont pratiquées en contre-saison (novembre à février)
aprés le retrait des eaux.leur importance variant selon la superficie inondée
et le rythme de la décrue (temps d’inondation).La figure 1 illustre ces condi-
tions culturales.
CI,‘I”RCS SO”.5 PL”I[ SC NECAL
I I
338

Les variations de production de ces deux types de cultures traduisent à priori
assez bien celles de deux paramètres climatiques: les débits du fleuve,les
les précipitations à Bakel.Reprenant une méthodologie utilisée par CLARENCE-
SMITH (1983) en Zambie,!‘enquête historique a été valorisée année par année
par l’estimation d’un indice hydrologique et d’un indice pluviométrique K va-
riant de 1 à 5 pour des années “trés déficitaires”,“déficitaires”,“moyennes”,”ex-
cédentaires”,“trés excédentaires”.Cette détermination à partir des données
historiques chevauche la période d’observation réelle des débits et des préci-
pitations.Cette période commune permet de faire la liaison entre les indices
déterminés et les paramètres observés et de valider la méthode utiliske à
des fins d’extension des séries climatiques.
Pour ce qui est des .débits,l’indice K (variable x9 a été mis en régression suc-
cessivement avec ,pour variable y, le module (Qmoy),le débit maximum annuel
(Qmax), la hauteur maximale annuelle (Hmax), le débit moyen d’août.de septembre
(Qm8 et QmV) et les hauteurs caractéristiques de crues (depassées pendant
40, 50, 60 jours.Les coefficients de corrélation obtenus du la période commune
de 1904 à 1939 (35 ans avec 1918 douteux) sont indiques ci-aprés:
(K,Qmoy): r=0.620 ;(K.Hmax): r=0,774 ;(K,Qmax): r=Ll,754
(K, Qm8): r=O,649 ;(K, Qm9): r=Q.641 ;(K,H40j): r=O,659
(K,H50j): r=0,610 ;(K,H6Oj) : r 0,5T‘f
Les coefficients les plus représentatifs se rapportent aux relations obtenues
avec Hmax,Qmax et H40j.hiérarchie qui traduit bien l’importance du niveau
d’inondation et de sa durée dans la production vivrière du “waaio”.
On a finalement retenu les variables Qmax,Hmax et également le module pour
son intérêt hydrologique g!obal;les caractéristiques des relations sont données
ci-aprés:
- Hauteurs maximales de ‘crue ( en cm. à l’échelle de Bakel)
y -135 x + 652 : x = 3,06 sx = 0.968 : y = 1064 sy = 168 ;
!ntervalle de confiance à 80% : + ou - 152 pour K = 1 , 143 pour
K-3, 151 pour K = S .
- Débits maximums de crue ( en m3s-’ >
y = 1400 x + 483 ; x = 3.05 5x = 0.955 ; y = 4755 sy = 1830 ;
Intervalle de confiance 3 80% : + ou - 1601 pour K = 1, 1538 pour
K-3. 1597 pour K = 5 .
- Modules du fleuve Sénégal 3 Bakel ( m3s-’ 9
y-158x (288 ; x = 3,06 sx i o.v/ ; y y 772 sy = 247 ;
Intervalle de confiance 3 80% : + ou - 300 pour K = 1 , 273 pour
K = 3 , 776 pour K i 5
La figure 2 illustre la relation de iimax = f(K) et mont.re la dispersion ZI la-
quelle on doit s’attendre (faibles valeurs de r) lorsque la variable x est limi-
tee à un petit, nomhre de classes.
339

- Hauteurs annuelles de précipitations à Bakel ( mm )
y = 76 x 4 226 ; r = 0,665 ; x = 3.2 sx = 0,894 : y = 469 sy =JO2
Intervalle de confiance à 80% : + ou - 119 pour K = 1, 104 pour
K- 3 , 114 pour K = 5 .
400 i
0 1 2 3 4 5 K
Figure 2 : Relation entre l’estimation “historique” de l’évolution du climat
et la hauteur maximale de la crue annuelle réellement observée.
L’étude de ces relations peut être H%umée en donnant pour chaque classe
d’indice K la valeur correspondante du”barycentre” de la variable considérée.
Hm$x (cm) 587 922 TO56 47191 :325 Qmax (m3s-’ > :797 :201 z604 ZOO2 :411
Qmoy(m3s-1 ) 446 605 763 921 1079 Pann (mm) 302 378 454 530 606
La comparaison de i’échantillon reconstitué et de l’échantillon observé sur
la période commune a permis le calcul des intervalles de confiance (par la
variante des écarts):ces derniers montrent que la reconstitution obtenue
ne peut &tre assimilée à une réelle extension de !‘échantillon:elle prend par
contre toute sa signification dans l’approche globale du niveau et de la forme
des fluctuations climatiques observées à Bakel durant la seconde moitié du
XIXème siecle.Le nombre de classes K est nettement trop insuffisant pour
permettre d’aboutir à une certaine précision dans la reconstituiion des don-
nees.C’est sans doute ce qui explique un certain tassement de l’information
et que les détorrninations de K pour Les pluies et, les débits aboutissent à
un coefficient de correlation de O,G86. cc? qui traduit une liaison cortaifw
cnl.re ces indices WI 1~ pCriodc 1860-1939 (60 o7:1:;).aLors quo sur Ins V;II[![Jï:j
obscrwoes de :‘YAJ 3 1984 (63 an!;) orI os? en pri’~:;nnc~> rlc 2 vari;ible:; pwti-
wPmcntA indi?l)r?r>dantt>s (r 0,3io ).
340

L’extension de la série chronologique a été faite en portant pour chaque année
les intervalles de variations correspondant aux differentes valeurs de K;la pé-
riode d’extension se raccorde naturellement à celle des observations.Les figures
3,4 et 5 illustrent l’évolution de ces séries rendant compte des fluctuations
pluviométriques du poste de Bakel et hydrométriques du bassin superieur du
fleuve Sénégal.
185C ‘SSC !57C mo 1850 1300 191c :920 ‘0X 1’11. t’r5: ‘A. 5: ‘Lil
Figure 3 : Evolution des hauteurs de précipitations annuelles à Sakel
. .
*.f “i :
1’ .i ** j j
(
i
, I
.
Il
341

Figure 5 : Evolution des modules du fleuve Sénégal à Bakel
Les variations du param&re “pluies à Bakel” apparaissent comme essentielle-
ment aléatoires;seuls les phénomènes extrêmes,secs ou humides,sont nets et
se rattachent à ce que l’on observe dans la région;la période reconstituée
semble montrer de 1860 à1880 un niveau moyen de précipitations supérieur
à la moyenne actuelle,puis une période moyenne se poursuivant jusqu’à la
fin des années 1930.La période la plus récente montre des fluctuations plus
grandes (maximum de la série en 1967 et minimum en 1984).
Les variations des débits (Qmax et modules) sont nettement plus significatives;
elles montrent globalement des conditions beaucoup plus humides entre 1857
et 1902 : la moyenne des débits maximums de crue pourrait se situer aux envi-
rons de 5500 m3 s-’ et le module interannuel aurait pu être voisin de 900 m3s-’
Les périodes de fort déficit se situent en 1857.1882,au miiieu des années 1890
et en 1902.La période la plus humide se situe de 1860 à 1880.Une concordance
assez nette apparaît avec les évtinements signalés pour cette période en Afri-
que soudano-sahélienne (MaIey,Nicholsoh) et aux îles du Cap Vert (CIlivry).
L’apport de la méthode utilisée ici pourrait être de montrer,grace à une quan-
tification relative des données, qu’à travers des fluctuations pseudo-cycliques,
on assiste en fait,depuis la seconde moitié du XIXème siècle à une tendance
persistante à la baisse des variables climatiques étudiées ici et à une diminu-
tion croissante de la ressource en eau dans les régions tropicales.
* Docteur es Sciences,Responsable de I’UR “Godynamique de I’hydrosphère continentale:
** Chargée de Recherches,Sociologue au Département “Indépendance .4limentaire”.
Kéférences bibliogr-aphiques sommaires: -Chas1 anct A., 1983,Les crises de subsistance
d:ms les villages soninke du cercle de Bakcl de 18% 2 194S.Cah.Et..4f89-90SSIII:pi>~ 36.
-C]arence-Smith,W.ti.,1983.Climatic variations and natural disasters in Buloz>,,in 4frican
Iiistor>, Scminar Report ,lCS London. -~lale~~.J..loHl .Etudes pal!.nologiques dans le bassin
du ‘I‘chad st paléoclimatologie .î‘D139 Orstorn Paris.-Sicholson,S.E..Saharan climates
in hisloric tirnes.in l’hc Sahara and the Sile,Kot tcrdam 19SO pp1-3-700.-0li~r?.J.C.,19~3.
Il\olution de la sécheresse en SM!gambie et aux ilcs du Cap-Vert.crth.Orslonr Ii>~dr.~olUJ .
342

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
RESUME
L'OCEAN TROPICAL : PUITS OU SOURCE DE CO2 POUR L'ATMOSPHERE ?
Claude OUDOT
CENTRE ORSTOM
B.P. 1385
DAKAR Sénégal
Le flux net de CO2 4 l'interface air/mer en zone tropicale de l'océan
Atlantique est présenté suivant la saison pour préciser le rôle I'source"
ou "puits" de CO2 de l'océan pour l'atmosphke. Une hypothèse est proposée
pour expliquer le mécanisme responsable de l'évasion de CO2 dans la ceinture
équatoriale.
INTRODUCTION
Du fait de ses activités industrielles, l'homme a rompu l'équilibre
naturel.& cycle au gaz carbonique et depuis plus d'un siècle la teneur
en CO2 atmosphérique ne cesse d'augmenter. La conséquence attendue de
cette augmentation est un renforcement de l'effet de serre de l'atmosphère
qui peut induire une modification du climat de la Plan$te. De nombreux
modèles numkiques quantitatifs prédisent même l'élévation moyenne de
température à la surface du globe résultant du doublement de la teneur
en CO2 atmosphérique, échéance attendue pour le milieu du siècle prochain :
de l'ordre de 1,s à 4,5OC (1). L'amplitude des variations de gaz carbonique
dans l'atmosphke que nous vi,vons actuellement est comparable ? celles
qui ont pu se produire par le passé, comme en témoignent les dernières
recherches en paléoclimatologie qui nous ap_portent en outre des preuves
sur les relations enregistrées entre le climat et la teneur en CO atmos-
phérique. L'analyse de l'air piégé dans les carottes de glace et 1 a compo-
sition isotopique du carbonè des foraminifères des sédiments marins permet-
tent de reconstituer l'enregistrement exact des fluctuations non anthropo-
géniques de CO2 atmosphérique : ainsi au dernier maximum glaciaire (il
y a 18.000 ans), la concentration de CO2 était inférieure à 200 ppm, c'est
à dire la moitié environ de ce qu'elle est aujourd'hui (2). Selon certains
auteurs, les variations d'abondance de CO2 atmosphérique dans le passé
pourraient être une réponse aux changements de la productivité biologique
marine et/ou de la circulation océanique (3-4). Mais ce dont est sûr,
c'est que l'augmentation observée de CO2 dans l'atmosphke (1,2 ppm/an)
est moindre que l'apport par les combustibles fossiles (2,3 ppm/an), et
que la différence a été absorbée pour une large part par les océans.
Cette absorption,qui situe le rôle des océans comme facteur de régulation
au co2 atmosphérique, aurait eu lieu, selon les géochimistes, dans les
zones des hautes latitudes 05 le refroidissement des eaux de surface
accroît la dissolution au CO2 atmosphérique et leur plongée ultérieure
entraîne dans l'océan profond le CO2 absorbé. Toutes les zones de l'océan
mondial ne présentent pas la même capacité d'absorption vis i vis du
CO2 atmosphbrique; certaines jouant même au contraire un rôle de source
pour l'atmosphère. Pour modéliser et prévoir le cycle futur du carbone
i l'&helle du globe, il importe donc de prendre en compte le plus grand
nombre possible des zones océaniques. Les zone5 tropicales, qui représentent
3 elles seules 40 % de la superficie de l'océan mondial, nécessitent aonc
une attention particulière. C'est po!lrquoi 1'03STOM a mis 5 profit les
campagnes océanographiques saisonnières FOCAL (1982-1984) pour dresser
343

les variations spatiales et saisonnières du flux de CO2 à l'interface
air/mer en zone tropicale Atlantique et délimiter les zones "source" et
les zones "puits" de CO2 pour l'atmosph&re (Programme PIRAL = PIREN dans
l'Atlantique Tropical).
FLUX NET DE CO2 A L'INTERFACE AIR-MER
Le flux net-de CO2 à travers la surface de l'océan se calcule aisément
à partir du gradient de CO2 établi entre la surface de la mer et l'air
surnageant. Pour cela, il faut connaltre également le coefficient de transfert
gazeux à l'interface air/mer, qui représente en quelque sorte la
vitesse d'échange des gaz à la surface d'un liquide. Différentes approches
existent pour déterminer ce coefficient : en laboratoire ou in situ. Nous
avons utilisé les résultats des expériences en soufflerie (5) qui permettent
de relier le coefficient de transfert à la vitesse du vent. Le
gradient de CO2 est évalué par la différence des mesures des pressions
partielles de CO2 dans l'eau de mer de surface et dans l'air : le signe
de cette différence fixe le sens des échanges de C02. La figure 1 montre
la distribution du flux net de CO2 moyenné sur la largeur de 5O de latitude
le long des trois méridiens 4V?, 23OW et 35OK, de juillet 1982 à juillet
1984. Le flux de CO2 s'khappant de l'océan dans l'atmosphère est compté
positivement (hachures verticales) et celui rentrant dans la mer négativement
(pointillés). En haut et à gauche de la figure 1, est représentée
la variation zonale du flux net moyen dans la ceinture équatoriale (5°N-
50s) pour chaque campagne (repérée de 1 a 5). Plusieurs enseignements
découlent de ces résultats :
FLUX NET MOYEN CO2
mmol.m-2.j-1
35.W 23-W c)*w 35-w 23”W 4’W
344
l
Fig.1. Flux net de CO2 moyenné
- sur une largeur de 50 de
latitude le long des trois
rails méridiens 4OW, 23OW et
35OW au cours des campagnes
océanographiques FOC-AL (juillet
Le
1982
flux
à juillet
s'échappant
1984).
de
l'océan est compté positivement
(hachures verticales)
et le flux rentrant dans
l'océan négativement (pointillés).
En haut à gauche,
variation zonale du flux net
a- co2 moyenné entre ?J~N et
5OS au cours des 5 campagnes
repérées de 1 à 5. Les flux
de CO2 sont
mm2. j-l.
exprimés en m-nol.
d'un bout i1 l'autre de la
ceinture équatoriale (5Or?-
508) de 4OW 4 35OY, le flux
net de CO2 est le plus sou-
vent positif ; cette zone
océanique est donc une
source de CO2 pour l'atmos-
phere. Il n'y a qu'en juil-
let, au nord de l'équateur
dans le Golfe de Guinée

(DOW), que la zone équatoriale puisse être considérée comme un puits ;
mais le bilan sur la largeur de la ceinture équatoriale reste positif,
sauf en 1982 toutefois
- le flux de CO2 croît généralement de façon monotone d'est en ouest;,en
hiver aussi bien qu'en été. Moyenné sur la période d'observation (juillet
1982 à juillet 1984), le flux net de CO2 est 3 fois plus élevé à 35OW
qu'à 4OW dans la ceinture équatoriale 5°N-50S
- dans la ceinture equatoriale, le flux de CO2 est plus élevé au sud qu'au
nord de l'équateur d'un bout à l'autre de l'Atlantique, en hiver aussi
bien qu'en été (sauf en juillet 1983 toutefois)
- au nord de 10°N, le flux de CO2 s'inverse suivant la saison : de sortant
en été, il devient rentrant dans l'océan en hiver
- les seules zones tropicales où l'océan puisse être régulikement considéré
comme un puits pour le CO2 atmosphérique sont :
. la zone au nord de 10°N dans l'Atlantique central (23OW) en hiver boréal
(saison froide)
. la zone au nord de l'équateur dans le Golfe de Guinée (4-W) en été boréal
(saison froide).
Le flux net moyen annuel de CO2 dans la ceinture équatoriale 5ON-
5OS déduit de nos observations est égal à 1,7 mol.m.-2 . an -l. Les mesures
des scientifiques américains clu programme TTC) (5) pendant la même période
(janvier
.
1983) et dans une zone -y peu lus large (lOON-10°S) conduisent
a un résultat voisin
(1,3 mo1.m . an -Y, . En extraplant le flux net
moyen de CO2 mesuré entre 4OW et 35V à toute la longueur de la ceinture
équatoriale Atlantique, celle-ci libérerait 0,14 gigatonnes de carbone
par an dans l'atmosphère. Durant ces dernières années, l'émission annuelle
de CO2 provenant de l'activité industrielle était de 5 gigatonnes de car-
bone : la zone équatoriale Atlantique, qui ne représente pourtant que
1/5 de la zone équatoriale océanique totale, fournirait donc une quantité
de CO2 6ouivalente à près de 3 % de la source anthropogénique de CO2 pour
54 0. 5-s
301 r
Fig.2. Distributions méridiennes de la pres-
sion partielle de CO2 et de la température
a la surface de la mer le long des
radiales 4OW, 23W et 35V (voir à gauche
l'emplacement des radiales et la signifi-
cation des courbes) en janvier (A) et en
juillet (B) 1983. Les lignes horizontales
en pointillés représentent le niveau moyen
de la pression partielle de CO2 dans l'air
(332 patm en janvier et 335 patm en juil-
let).
l'atmosphère, ce qui est loin d'être négligeable.
Il ne faut pas oublier que sur
les 7 3 8 gigatonnes de carbone, flux net
annuel de CO rentrant
2
férentes regions de
ou sortant
l'océan,
des difseulement
le tiers de cette quantité représente le
CO2 dérivé des
de la déforestation
combustibles
; le reste
fossiles ou
a une origine
"naturelle" ou "non-anthropogénique" j,
travers les processus biologiques et physiques
au sein de l'ocean.
345

INTERF'RETATION
La variabilité du flux de CO2 est Conditionn&e principalement par
deux facteurs: le vent et la pression partielle de C02exercée. par l'eau
de mer de surface (la variabilité de la pression partielle de CO2 dans
l'air est négligeable devant celle de l'eau de mer). La variabilité de
ces deux facteurs doit donc permettre d'expliquer la distribution des
flux de CO2 telle qu'elle a été vue precédemment.
C'est un fait bien connu qu'en zone équatoriale Atlantique la force
des alizés s'intensifie dans la partie ouest, la région du Golfe de Guinée
4
ymol 1-l
2
NO3
0 i
34
PC02
320 I
Fig.3. Distributions méridiennes le long de
laradiale transéquatoriale 4OW de la pression
partielle de CO2, de la température et des con-
centrations de phosphate et de nitrate a la sur-
face de la mer, en janvier (traits pleins) et en
juillet (tirets) 1953.
,*
,-...-___
étant généralement soumise à un rkgime de vents
faibles. Il est donc naturel d'assister à un
accroissement des flux de CO2 lorsqu'on se dkplace
d'est en ouest.
Pendant longtemps, par référence à la carte
de distribution globale de CO2 de Keeling (7),
il était admis que la pression partielle de
CO2 dans l'eau de surface était plus élevée dans
-.*
., : ,__.-._-la
partie
cause de
la bordure
orientale
l'upwelling
orientale
des zones équatoriales à
kquatorial plus actif sur
et qui apporte à la surface
de l'océan des
pouvons affirmer
est imparfaite
eaux sursatur6es
aujourd'hui
et que les plus
en CO
2 -
NOUS
que cette carte
fortes pressions
partielles de CO2 sont relevées 4 35OW et non
pas 3 4OW (Figure 2). D'autre part l'upwelling
équatorial ne saurait suffire 3 rendre compte
de l'augmentation des pressions partielles en
zone équatoriale pour plusieurs raisons :
- dans le Golfe
par un tr+s
sels nutritifs
de Guinée, l'kablissement de l'upwelling iquatorial marqué
fort refroidissement superficiel et enrichissement en
ne s'accompagne d'aucune élévation de la pression partielle
de CO2 (Figure 3)
- au contraire, les plus fortes pressions partielles de CO2 sont observées
il n'y a jamais d'upwelling
pressions partielles de 4OW i 3S"W est concomittante
Fig.4. Variation
océanique en
de la pression
fonction de la
partielle
tempkature
de CO
? 1%
surface de la mer entre Oo et 5“s le long
de trois radiales 4OW, 23OW et 3S"W en juil-
Pl.30 let 1983.
dans l'ouest là où
- l'augmentation des
400 1
PC02
yotm ++/
O:;tigj
s5o 2..
300
‘I
r .0,74
es
.
- 4-w
0 23*w
+ 35.W
de l'élévation
Par-tant
et après avoir
de tempkrature (Figure 2).
de cette dernii-re constatation,
vérifié qu'il y a une correlation
Bpcoz
- 4,s
BT
pm:c-’
positive
pression
significative
partielle de
(Figure
CO2 et
4)
la
entre la
température
20 25’ T l C sol 4 la surface de l'océan en zone équatoriale,
344

nous avons formulé l'hypothèse selon laquelle c'est le réchauffement de
l'eau superficielle entraînée vers l'ouest par le Courant Equatorial Sud
qui serait la cause de l'augmentation de la pression partielle de CO2
dans cette zone océanique (8). Cette hypothèse, qui semble de plus en
plus recueillir l'assentiment des spécialistes en matière de CO2 océanique,
remet en cause le comportement de l'o&an tropical vis à vis du CO2 atmos-
phérique.
CONCLUSION
La ceinture équatoriale Atlantique doit donc être considérée dans
son ensemble toute l'année comme une "source de CO2 It pour l'atmosphère.
Cependant, le mkanisme qui entretient ce processus n'est pas celui que
l'on admettait jusqu': présent et les dernières observations de CO2 océanique
tendraient à prouver la prééminence de l'advection zonale sur les mouvements
verticaux dans les processus dynamiques équatoriaux.
Lorsqu'on s'éloigne de l'équateur, l'océan devient, au rythme des
saisons, alternativement un "puits" (en hiver) ou une "source" (en été)
de CO2 pour l'atmosphère.
REFERENCES
1. R.Y. Owen et D.K. Rea, Science 227, 165 (1985).
2. J.C. Duplessy, Colloque CO2 Sophia Antipolis, (1984).
3. J.L. Sarmiento et J.R. Toggweiler, Nature 308, 621 (1984).
4. U. Siegenthaler et Th. Wenk, Nature 308, 624 (1984).
5. H.C. Broecker, J. Peterman et W. Siems, J. Mar. Qes. 36, 595 (1978).
6. W-14. Smethie Jr, T. Takahashi et D.W. Chipman, J. Geophys. Res. 9O(CO) ,
7005 (1985).
7. C.D. Reeling, J. Geopbys. Res. 73, 4543 (1958).
a. C. Oudot et C. Andrié, Oceanol. Acta, Soumis (1985).
347

INQUAj1986 DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LE DCUAINE MARGINO4ITTORAL SUD-OUE8T BENIN018 t. EVOIZJTION
DAJ?U LE QUATEBNBfRE: BJSCEBT DU MILIEU SEDIMEBTAIRE.
Iucien Hsrc OYEDE
Equipe de recherche géologique béninoise (UNB)
B.P. 526 COTONOU BEMN
Daus le Sud-Ouest du Bénin le milieu margina-littoral constitue
un vaste domaine qui isole daus la vallée du Couffo un plan d!eau, le
wlacw Ahémé qui communique avec la mer par la aBouche du Roia (fig. 1
a et b).
LCétude de cet environnement fluvio-lagunaire a été entreprise
dans uneoptique paléogéographique et stratigraphique du Quaternaire*
Une centsine @&hantillons superficiels prélevés sur le %# Ah&&
et la lagune o&ière, huit petits sondages de 1m à lm50 et deux autres
sondages profonds de 7m ont été traités. Les résultats des analyses
montrent deux lots dans le matériel étudié t l"/- les sédiments ac,r
tuels incluent les échantillons supetiioiels et les 3 à 4 premiers mè-
tres des carottes, les sédiments quaternaires Compreaant; les échantil-
lons des carottes prélevés à plus de 4m de profondeur.
A, Bilan auslvttoue.
Les sédiments actuels présentent les caractf&i.stiques grann-
lométriques suivantes 2 sables t 44 à 50 $ ; silts : 20 à 30 B et ar-
giles t 40 à 60 96. La phase silto+rgileuse peut atteindre par endroits
95 $ de l'échantillon brut. Les médisnes varient entre 4~ et 2Oqrm.
I%x position des échantillons sur le diagramme de PASSEGA (1974) indi-
que uu dép& de matériel transporté sous forme de suspension.
A plus de 4m de profondeur les sédiments sont homogènes a-
vec t sables :- 85 96, silts t 5 à 7 kr argiles t 9 %. Les médiaues sont
comprises entre 200 et 25v. Ce sont des sédiments mis en place après
an transport par roulement.
Dans les échantillons superficiels, les grains de quartz
sont recouverts de grauds placages épais, discontinus et disposés aus-
si bien sur les dépressions et sur les surfaces planes que sur les ar&-
tes. Ces dép& piègent parfois des diatomées.
Dans les sédiments quaternaires les grains de quartz sont
"propresa au &E.B.
3*- Minéraux ----m----m--- lourds
Les espèces minérales les plus communes sont t zircon, disthène,
tourmeline, rutile, sphène, sillimauite, épidote, staurotide,
hornblende verte et grenats. C,!est le cortège minéralogique des échantillons
superficiels qui est marquée par la présence des minéraux fragiles
comme la hornblende verte, (4 à 46 Sa des minéraux lourds trans-
349

a.1 a t localisation du
Bénin en Afrique
occidentale e
a.lb P Carte GéologQue
dn Bassin séa-
mentsire &Nier
d1apx&3 slansky (1962).
SP = Socle J?récambrien 8
Ma - Yaestricatien 0
PE - $iJ.éwène~wène $
CT = conthntsl temal
DR - Dép8t récent c
parents) les grenats (2 a 15 5) Phgpersthène (traces). En profondeur
ces minéraux sont absents tandis que le disthène et le zircon a eux deux
constituent 60 a 80 $ des min&wu~ lourds transparents.
4"- Minéraux argileux
y--------- mm-
Des peux principeux min&aur argileux rencontrés sont les smec-
tites et la kaolinite~ &@afllte est généralement présente sous forme de
traces*
kaolinite
Des variations verticales du rapport t Smectites + ilU.te sont
très importantes et constituent un indïoateur de lq&oEution paléogéo-
graphique du milieu. A La base des carottes profondes (au-delà de 3m de
la surface); la fraction ezt@.leuse est & très forte dominme kaolinique
(87 à 98 %)i alors que les niveea~~ sabla-vaseux supérieurs présentent
les smectites et la kaolinite & des proportions à peu près identiques.
5O- Teneurs en cerbonates et en matières organigues
--------------------------------------- --- -u
Les teneurs en carbonates des sédiments sont faibles (toujours
inf&.eures à 10 5). Les vases en sont toujours plus riches que les sa-
bles. Ce sont probeblement les d&bris ooquil&cs des Mollusques et les
tests celceires de Miorofaunes qu5 sont à-leorigine de ces teneurs (étu-
de de la microfaune en cours)~ Quent au carbone organique, sa teneur va-
rie de 0,8 à 8,4 % soit 1,6 à 17 $ environ de matière organique. Dw.
les carottes CedAns niveaux présentent ds véritables e,ccumulations de
tourbes (GEXWINN, .1975).
B. Interprétation et Synthèse
A la base des carottes, la fsible teneur du sédiment en argiles et
silts, son homogéaditd et. la surface bien propre des grains de quartz au
350

Xi3B sont en faveur d'une mise en place en régime marin. La nature miné-
ralogique du sédimentj quertzo-kaolinique à minéraux lourds ubiquistes,
indique un héritage des plateaux néogènes et quaternaires du Bassin sé-
dimentaire c8tier (Fig. 1).
Dans les niveaux supérieurs des carottes et en surface les dép8ts
sablo-vaseux sont hétérogènes. Les minéraux fragiles comme la hornblen-
de verte, les grenats et l'hypersthène témoignent de lqinfluence du so-
cle fait de granite à grandes plages de hornblende et de gneiss à em-
phiboles et grenats. La frsicheur de ces minéraux est due à la proximi-
té de ce socle.
Cette succession de faciès syexplique par un abaissement du niveau
marin. La séquence kaolinite-montmorillonite est une séquence positive
cqest-à-dire le reflet dtune tendance transgressive. Le matériel de sa-
ble quartzeux à kaolinite atteint par les sondages de 7m fait partie de
l'épandege du "Continental terminal" remanié par la transgression noua-
kchottienne qui a laissé des falaises dans cette formation (Fig. 2>,Lq-
actuel "lac" Ahémé était alors un milieu complètement ouvert sur la mer
(Fig. 2a); ce qui a permis le développement @ane importanhe mangrove
dans sa partie septentrionale dont la tourbe a été datée de 5.700 ans
(GW.UIN, 1975)a Les niveeux supérieurs des carottes évoquent une atté-
nuation des apports détritiques liée à des conditions hydrodynamiques
de basse à moyenne énergie comparable à celles qu'on connait de nos
jours dans les milieux fluvio-laguneires.
BIBLIOGRAPHIE
GERMAIN P. (1975) - Contribution à la conneissance du Quaternaire ré-
cent du littoral dahoméen. Bull. ASSEQUA, Sénégal, no 44-45, p. 33.95.
LANG J. et PARADIS G. (1984) - Le Quaternaire margina-littoral bénin&?
(Afrique de l'Ouest). Synthèse de datation eu carbone 14. Paleoecologx
of Africa end the surroundinn islands, vol 16, ed. by J.A. Coetze and
E.M. Van Zind eren Bakker Sr, A.A. Babkena,; pa 65-76.
OXEDE L.M. (1983) .y Un exemple de eédimentation biodétritique dans le
domaine marginq-littoral en Climat tropical humide t le Q3,cn Ahémé
(Béni+ Afrique de l'Ouest). Thèse de 38 cycle. Dijon, 173 p. 51 fig.
351

mo2 Evolution paléogéographique du milieu étudié.
tee@ ~Whta
@I@ls@ &Il< le
Volde du Coetfo
emthestsl termlnol
2a. M&m trausgressif nouakchottien 8 envahissement des vallées
des fleuves par la mer (vers 5709 ans BP) et développement des
falaises dans le Cale
2b, Etat actuel P retrait de la mer et m3.80 en place des cordons
littoraux.
352
2b

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LATE PLEISTOCENE AND EARLY HOLOCENE
IN THE EASTERN SAHARA
Hans-Joachim Pachur
Institute of Physical Geography,
Free University of Berlin
During the Early Holocene a gradient of decreasing rainfall
from west to east developed along the latitude of the Tropic
of Cancer. In the Libyan (Western) Desert silty clay still-
water sediments (HAYNES 1980) with a very low organic and a
negligible carbonate content occur, whereas in the west
there are coeval calcitic lake sediments, deposited in a
drainage system extending to the Mediterranean area (PACHUR
1974). Pelitic sediments in the Libyan Desert fit into two
categories: the mountain type (Gilf Kebir), characterized
by interbedded sand and gravel, and the plains type, the in-
terbedded material consisting solely of drift sand (PACHUR!
ROPER 1984). A semi-arid climate with severe wind erosion 1s
inferred. Sedimentation of pelites began after 11,000 B.P.
Up to c. 26,000 B.P. a hyperarid climate with deflation and
aeolian accumulation prevailed. The Great Sand Sea was occu-
pied by freshwater lakes about 18,000 B.P. and by semi-lacu-
strine sedimentation about 6,900 B.P. The west-east gradient
is supplemented by a meridional south-north gradient of
diminishing rainfall. In the northern Libyan Oesert, in the
area west of Kharga up to the eastern edge of the Kufra
depression, silty clay pelites predominate; in the adjacent
area to the south (Selima) as far as Wadi Howar a calcitic-
aragonitic/calcitic limnic facies occurs. Mapping of tether-
ing stones (PACHUR 1982; PACHUR, ROPER 1984) led to the
conclusion that at times during the Early Holocene it was
possible to rear livestock (probably cattle) along the tran-
sect from the Great Sand Sea'to the northern bank of Wadi
Howar. The intervals between the disjunct vegetated areas
were short enough to permit large mammals (giraffes, elephants)
to migrate into Gilf Kebir. During the mid-Holocene Wadi Howar
flowed into the Nile in the form of a chain of shallow lakes.
It constituted a loosing area. It also received local rainfall.
The catchment was characterized by a series of shallow fresh-
water lakes. At times dunes occupied sections of the wadi.
The size of the drainage system and the height of the ground
water table represent the Upper boundary conditions of humi-
dity for the reconstruction of palaeohydrological conditions
in the Late Pleistocene and Early Holocene.
353

Bibliography
HAYNES, C.V. (1980): Geological evidence of pluvial climates
in the El Nabta area of the Western Desert, Egypt. -
In F. WENDORF & R. SCHILD (eds.): Prehistory of the
Eastern Sahara. - New York (Academic Press).
HAYNES, C.V. (1982): Quaternary geochronology of the
Western Desert. - Presented at the.first thematic confer-
ence "Remote Sensing of Arid and Semiarid Lands" in Cairo,
Egypt , January 1982.
KUPER, R. (1981): Untersuchungen zur Besiedlungsgeschichte der
ostlichen Sahara. - Beitr. Allg. Vergleich. Archeol., 3:
215-275, München.
Ministry of Energy and Mines, Sudan (1981): Geological map of
the Sudan Scale: 1 : 2 Mill., Paris.
PACHUR, H.-J. (1974): Geomorphologische Untersuchungen im Raum
der Serir Tibesti (Zentralsahara). - Berliner Geogr. Abh.,
H. 17, 62 p., Berlin.
PACHUR, H.-J. (1982): Das AbfluBsystem des Djebel Dalmar -
Eine Singularitat? - Würzburger geogr. Arb., 56: 93-110,
Würzburg.
PACHUR, H.-J. & H.-P. Roper (1984): The L-ibyan (Western) Desert
and Northern Sudan during the late Pleistocene and Holo-
cene. - Berliner Geow. Abh. A, 50: 249-284, Berlin.
PEEL, R.F. (1939): The Bilf Kebir. - Geogr. J., 93: 295-307,
London.
SONNTAG, C.; E. KLITZSCH; E.M. EL SHAZLY; C. KALINKE & R.D.
Palaoklimatische Information im Isotopen-
C-datierter Grundwasser: Kontinentaleffekt in D
. - Geol. Rdsch., 67: 413-424, Stuttgart.
354

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
RESEAU GEODESIQUE AFRICAIN DE Ier ORDRE
P. Pâquet
Observatoire Royal de Belgique
Avenue Circulaire 3, 1180 Bruxelles, Belgique
Au cours des trois dernières années un réseau géodésique de premier
0rdre.a été développé sur l’ensemble du continent africain. Il répond à une
demande formulée par la Commission géodésique africaine et sa réalisation
est orchestrée par la Commission intitulée "Coordination internationale des
techniques spatiales pour la Géodésie et la Géodynamique” de l’Association
Internationale de Géodésïe.
Pour la fin 1987 les coordonnées géocentriques d'environ 300 sites
seront ainsi déterminées dans un système de référence unique et avec une
précision de l'ordre de 50 centimètres.
La méthode utilisée est d’une pratique courante en géodésie spatiale:
à partir des observations effectuées par un réseau de stations, réparties
autour du monde et dont les positions sont bien connues, on détermine en
permanence l'orbite précise de 5 satellites de navigation: les positions
des satellites étant ainsi connues à tout moment, on calcule les coordonnées
des sites inconnus qui auront eux aussi mesuré les parametres liés à la
vitesse de déplacement du satellite. C’est la méthode connue sous le nom
de “méthode Doppler".
Une vingtaine de pays participent à cet effort en installant des ré-
cepteurs en Afrique ou en effectuant le traitement numérique des observa-
tions.
En ce qui concerne les calculs des coordonnées, deux Centres ont déjà
obtenus les résultats d'environ 250 stations; ces Centres sont le Defence
Napping Agency Hydrographie and Topographie Center [USAI et un consortium
entre l’Institut Géographique National [IGN- France) et l'ObservatoireRoyal
de Belgique. L'accord entre les résultats obtenus par ces deux groupes est
excellent {P. Pâquet and al., 1984).
Outre l'intérêt de disposer d’un réseau homogène de premier ordre sur
toute l'Afrique, les résultats de ce vaste programme sont une contribution
importante tant pour les développements futurs de la géodésie et de la géo-
physique en Afrique que pour les applications internationales comme la navi-
gation et le transfert précis des échelles de temps.
355

REFERENCES
International Coordination of Space Techniques for Geodesy and Geophysics
[CSTGI, publiés par Prof. 1. MUELLER, Dept. of Geodetic Science and
Surveying, Ohio State University, Columbus Dhio 43210-1247, USA.
cl) Proposals for African Doppler Survey - ADOS, pp. 'l-70; Nov. 1981.
(23 Propositions pour un réseau géodésique Doppler africain:Nov. 1981.
(3) African Doppler Survey, pp. I-50; Dec. 1984.
Pâquet, P., Boucher, C., Critchey, J., ADDS computations, Progress report
of the European Consortium.
CSTG Bulletin, Dec. 1984, [même ref. que (3) ci-dessus).
LONGITUDE
Janvier 1986 : Etat actuel du calcul des coordonnées des stations occupées lors
de la Campagne ADOS.
356

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
ROLE DE L'HOMME DANS LES CHÀNGBMENTS DU PAYSAGE
TKOPICXL : L% MANGROVES OUEST-AFRICAINES
G.'PHRADIS
Université de Corse
7 Cours Général Leclerc
20000 AJACCIO @rance)
Les zones de mangrove d'Afrique de l'Ouest n'offrent
que rarement l'aspect d'une forêt de beaux palétuviers avec la
zonation typique. Le plus souvent les palétuviers sont rabougris
et clairsemés dans une végétation herbacée. En outre, des zones
nues (tannes) existent dans la plu art des pays: Sénéga1(12,27)
Gambie(5), Guinée(l), Sierra Leone P 6) Côte d'Ivoire(PAR.&DIS
inédit),Ghana(.lS), Togo(lG), Bénin(l6). Aux facteurs naturels,
tels la sécheresse, responsables de la mort des palétuviers et
de la création des zones nues(l,5,6,12,27), il faut ajouter 1'
action de l'homme : peche, travaux d'aménagement, riziculture,
coupes pour le bois de chauffe, extraction de sel traditionnel+
le. Cette dernière, intensément pratiquée au cours des siècles,
nous paraît avoir eu la plus forte influence sur le paysage
des zones de mangrove(l5,16).
1. Pêche. Cette activité a assez peu modifié le pay-
sage. AU Béninmy), dans les prairies à Paspalum vaginatum
des canaux et des digues permettent de retenir les poissons à.
la décrue, tandis que des barrages (faits avec des branches de
mizophora et des stipes de Phoenix reclinata) permettent de
placer des filets dans la lagune côtière. Dans le passé, dans
tous les pays, d'abondantes récoltes de coquillages (Arca, Aloi-
dis, Huîtres...) ont été effectuées. Des amas coquilliers et
des fies artificielles en ont résulté(9,11,26). biais la pêche
a aussi un rôle dans la stabilité du paysage : reboisement en
palétuviers servant de frayères(20), ouverture des passes a
travers les cordons. littoraux pour faciliter l'écoulement des
eaux douces lors des crues(d).
II. Travaux d'aménagement. dn Gambie, la mort massi-
ve des palétuviers des berges du Bintang Bolon est due à des
travaux de drainage réalisés en amont(2). dn Casamance, la con-
struction du barrage anti-sel de Guide1 a provoqué en amont la
mort de tous les palétuviers(2).
III. Riziculture. En Casamance, des rizières traditio-
nnelles sont implantees sur la zone à Avicennia. Des digues et
des canaux de drainage provoquent leur mort sur pieds. piais les
rizières ont des rendements très faibles : des sols sulfatés
acides s'y forment par suite de l'assèchement qui transforment
les sulfures en sulfates (2). Aussi les rizières sont rapidement
abandonnées et de nouvelles créées. Cette riziculture a détruit
en une quinzaine d'années (1967-19b2) au moins 25,0 de la man-
grove de Casamance(2).
IV. Bois de feu. Dans les divers pays, les branches
d'kvicennia et les iiiizophora sont coupés. Des pirogues les
acheminent aux marchés des agglomérations. La figure 1 visualise ~
pour la région de Presto (Côte d'ivoire) la réduction de la
superficie des Hhizophora en 14 ans (destruction de GO /O de ces
palétuviers et remplacement par une prairie à Paspalum vaginatum).
357

V. atraction traditionnelle de sel. De la Gambie au
delta du Niger,l'évaporation solaire est insuffisante pour obtenir
de grandes quantités de sel (10,149. Les populations doivent
faire bouillir les liquides salés. Ainsi au Bénin, durant la
saison sèche, les femmes de nombreux villages extraient le sel
de la fayon suivante (7,14,lb,Ll).
i. On dénude de grandes superficies en bordure de la la:;une
côtière ou des marigots, dans la zone à Kvicennia, par enlèvement
de la végétation et des 5 à 10 cm. supérieurs du sol. Le
su'bstrat sous-jacent est remué sur 10 cm. L'évaporation fait remonter
par capillarité l'eau salée et concentre le sel en surface
(apparition d'efflorescences). Au bout de quelques jours, le
substrat remué est rassemblé en petits puis en grands tas.
2. La terre de ces tas est placée dans de grands paniers
tressés avec les racines échasses de ahizophora. ces paniers ont
été imperméabilisés par une épaisse coucne d'argile, traversée
à la base par un tuyau. On verse de l'eau sur la terre pour dissoudre
son sel. L'eau de lixiviation qui sort par le tuyau est
recueillie dans un récipient.
3. Pour obtenir le sel cristallisé, on fait bouillir cette
eau au-dessus de foyers en argile sèche établis soit à l'air
libre soit à l'intérieur de cabanes (165.
Chaque année, on gratte la partie superficielle des aIres
utilisées les années précédentes, mais on dénude aussi de nouvelles
surfaces.
Une industrie identique existe dans la plupart des mangroves
ouest-africaines (14). dn 19d2, c-ette pratique a été réobservée
en Basse-Casamance (25).
&t plusieurs auteurs l'ont signalée aux
16e et 17e siècles (3,4,13,23). tin Côte d'ivoire du sel était
obtenu par ébullition de l'eau de mer au 17e siècle (22). Pour
?.AiJSY (109, il ne fait pas de doute que l'obtention de sel par
ébullition a été intensément pratiquée au i%oyen âge (Zf. ses
cartes 55 et 66). On a aussi montré l'importance du sel dans le
commerce et les échanges avec les populations non littorales
(10,13,21,23,24).
L'industrie du sel, intensément pratiquée pendant des sièc-1
les, a rofondément modifié le paysage des mangroves ouest-afri-
caines 7 15 a Id):
- destruction des palétuviers (pour le bois d'ébullition).
- création et agrandissement des zones nues (tannes), avec
formation de dépressions (sous l'effet du piétinement pour ext-
raire la terre salée , pendant les saisons sèches). Jes dépres-
sions se remplissent d'eau lors des saisons de pluies et devien-
nent alors des mares, signalées par plusieurs auteurs (3,llj).
- colonisation des zones nues, après l'abandon des pratiques
d'extraction de sel , par une végétation herbacée (tanne herbu),
comprenant soit des espèces halophiles (Sesuvium portulacastrum,
ÿniloxerus vermicularis), soit des espèces hydrophiles (Yaspalum
vaginatum, Zleocfiaris sp.p., cyperus articulatus...). La plupart
ce ces herbacées sont des héliophiles à rapide multiplication
Végétative (id). Au Bénin, ces formations herbacées occupent
plus de 95 ;'o de la surface antérieurement couverte de forêts de
palétuviers (16'17).(Figure 2),
- élévation de buttes, au milieu des tannes, par entassement
du contenu dessalé des paniers. Ses monticules peuvent être plan-
tés de cocotiers ou colonisés par la végétation naturelle non
hydrophile.
358

- agrandissement des lagunes et marigots par l'érosion
de la tourbe formée par l'appareil racinaire des Bhizophora,
après la coupe de leur appareil végétatif aérien : les crues
annuelles enlèvent facilement cette tourbe que les racines
échasses fixaient et protégeaient.
tin Casamance, VANDX~ &%tGZë.XV (25) a estimé qu'en une
saison, pour un seul "atelier", l'impact était de 36 ares de
terre raclée et de SO m2 de mangrove détruite; l'auteur en
conclut (p. 243) : "la genèse du paysage peut être expliquée
par le recul de la mangrove, source de combustible, ainsi que
par le raclage frequent de la pellicule superficielle du sol".
du cours du 20e siècle, avec l'arrivée dans les pays au
sud de la Gambie, de sel provenant d'2urope ou des marais salants
installés par la France au Sénégal & Sa1 Sa1 (1906) et à
Kaolack (1914), la production traditionnelle a diminué. Xais
la mangrove n'a pu réoccuper son ancienne aire. Les causes en
sont le nombre trop bas de palétuviers subsistants pouvant
fournir des plantules dispersables(propagules) et la faible
amplitude de la marée en saison sèche qui ne peut apporter beaucoup
de propagules dans les tannes, situés à une altitude légèrement
plus haute que les chenaux. Il est probable que la man-
grove à Avicennia,qui
occupait ces zones avant qu'elles ne de-
viennent des tannes, a été mise en place lors d'un niveau marin
plus haut que l'actuel , car depuis 600 B,P. environ, s'est
produite une baisse de l'eau de 0,5 à 1 m, (16,17). i'n outre,
par suite de l'enfoncement de la nappe phréatique sous les tan-
nes, en saison sèche, la croissance des rares plantules d'Avi-
cennia qui ont réussi à s'implanter là, est très ralentie. Dans
de telles conditions hycirologiques et sous des climats à une
ou deux saisons sèches, la trace de l'impact humain subsiste
longtemps.
dn résumé, comme une mangrove non touchée par l'homme
est auto-renouvelable pendant plusieurs siècles, beaucoup de
mosafques de végétation (zones nues avec quelques palétuviers,
prairies avec des Avicennia clairsemés, tannes herbus à halophy-
tes mêlés de palétuviers) sont explicables par des stress anth-
ropiques. De ceux-ci, c'est la fabrication traditionnelle de sel
qui a laissé la marque la plus profonde dans les paysages litto-
raux d'Afrique de l'Ouest.
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de Basse-Casamance (Sénégal). mém. ORSTOPI, 53 : 291 p.
360

1++1 AVICENNIA
Q&j
E.3
Prairie i PASPALU
VAGINATUM
Fourré (DALBERGI,
HIBISCUS,ACRDS-
TICHUM)
FIG. 1
Lagune Nyi
0 400m
1
Pisure 1
0 Diminution de la superficie occupée par les
* Riizophora à Presto (Côte d'ivoire)
A et ï3 correspondent aux calques de photographies aériennes
prises en 1962 et 1976. Les fihieophora, et dans une moindre
mesure les Avicennia, ont été coupés pour le bois de feu.
Corrélativement (B), une prairie basse à Paspalum vaginatum
s'est fortement étendue à la place de la mangrove détruite.
Pn A et B, la ligne en tiretés indique le niveau des basses
mers
361

FIG. 2
Pigure 2. rktension très réduite des palétuviers dans le
Sud-ouest du Bénin (Sntre Grand Popo et le Lac
tiémé). (D'apres PARADIS 15~1)
La figure a été établie sur la base de prospections de terrain
et de l'observation des photographie8 aérienne8 (Xission AOF-
003-200, 1954-1955).
La "zone basse"(en blanc) comporte de nombreuses zones nues
(aire8 d'extraction récente ou actuelle de sel). Cà et là, on
trouve quelques palétuvier3 sur cette zone: cela prouve (et
est confirme par les enqugtes auprès des habitants de la région)
que toute la zone basse à P. vaginatum et Sesuvium serait,
sans l'impact humain,
recouverte de mangrove.
On constateque c'est au bord de la lagune côtière et des cours
d'eau qu'il subsiste le plus de palétuviers. Cela s'explique
par l'apport plus important de propagules de ces arbres sous
l'effet des courants et de la marée, quand l'embouchure est
ouverte (flèche).
362

INQUA/ DAKAR SYNPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
L~EVOL~TIOS D%S ($TES DE LA YNISIE DEPLIS LE
DERMEH 114Tr;RGLACIAIRE
Roland PASiXB'F
Professeur à l'bniversite de Lyon II
Président de la Commission sur l'Environnement
Catier de l'Union Géographique Internationale
10, square Saznt-Florentin F-73150 Le Chesnsty
Des études récentes sur les côtes de la Tunisie (Paskoff
et Sanlaville, 1983; Paskoff, 1985) montrent que leur
évolution depuis le dernier interglaciaire jusqu'à nos
jours résulte d'une alternance de périodes caractérisées
par une érosion et un recul des rivrges SOUS l'action des
vagues et de périodes d'accumulation et de progredation
des rivages sous 1 'action des courants, du vent ou du ruissellement.
C!es renversements de tendance dans l'évolution
geomorphologique des côtes de 1s Tunisie s'e>$liquent par
des veriatixxs dans la position rels,tive du niveau dz la
mer et par des changements climatiques qui Ont modifié
les conditions pluviométriques, thermiques et météo-marines.
Aujo-~o'hvi, llRomme, volontairement et aussi involontaireuent
contribue aux transformations qui affectent
les littora7-L. Zns&smatisu".t, les côtes de la Tunisie
ont connu le scénario suivant depuis le dernier interglaciaire.
Pc-T?dr nt 1 1 ~;:.tyrrhlnien , 211.X en-rirons CL 122 OOÛ 'ns 2.
de dépôt de la fox.L27.tion deiiche a Ji rG::ilzuUL b;bor,i.-J.Ü.
- .-.4.,. nr~~;~g>~gie --- littors- 15 &'~c~,it c;,,r~Lct~l-i;.~e gi5.r ii?:; lag-.,res
fermées par de larges cordons, constitués de crêtes de
plages sur!lev6es par des apports éoliens. L'abondance
de;: oolithes t-:rioigne d'eaux littorales chciL.,?es et calmes.
D'environnement côtier apparaît très different pendant
le Ifgotyrrhenien. Le. formation Chebba à Strombus bybonius
qL;i est alors mise en place, traduit, par son frcies
grossier et hétérométrique, un cilieu battu dans lequel
l'Gyo,-;j.cn ij-:.:inc. L:. côte est cs,ract

viens rougeF%tres dans un rggime conbinb:?t:>l -c' . de rhe::irU,s;ie
(pluies de type torrentiel, COL~; de frsid). On peut ainsi
distinguer dsns ces dépôts continentaux trois générations
ma,t6rialisees par la formation Ain Oktor (>1o;st!rien), le
forme.tion ,?idi azoud (Ht,Srien), la formation D,r Chicl;ou
(Ib&ro-anurusien). kis, lors des phases marines trsnsgressives
in-!:rc;-Zki~iennes, le riv.age recule et 1orsyu.e
sa position se rapproche de sa position actuelle, C'énormes
accumulations dunaires, consolid6es par la S;:ite en
lolknites, se mettent en place (forwtion Ca-0 ?l~nc,
for‘:ie.tion Tlêt qui semtiL- 7-'- dater d'environ 3U 000 ?ns E.
-0 1)
La fin de la transgression post+laci2ire, vers
6 000-4 000 ans z*z*, voit le rivage se stabiliser :i peu
de chose près sur sa position actuelle. Un régime général
d'accumulation prévaut alors sur les côtes de 12 Sknisie.
Il s'explique par le dé-et des matgria.ux d6tritioues rencontrés
sur la plate-forme continentale p?r 1~ :JE~T au
cours de sa remontée et repousses devant elle au fur et à
mesure que son niveau se relevr,it. 6 cette 6poque se
forment de grandes plages et de vastes cham?s cïe dunes.
LtAntPquitB correspond à une reprise de 12 $rogradztion,
fondamentalement pour des r:,isons rnthropiqucs. Des dgfri-
chement s.étendue 1iOs au developpement de l'agriculture
ddclenchent une érosion de: sols, d'où. un ,-.cr:roisscne~t des
apports solides livrés à la mer par les cours dseau.
L'époque actuelle est caract6risée par le recul et le
d ~eai~:~isseAzekt dF nombreuses pirges. Cette *cnQ:.nce ;,ect
a 'exIliquer p2r le leger relèvement contemporain du niveau
de 1:. mer, aggrevs dzns le golfe de Gsbès par Lnc nette
subsidence. L;?is, elle est surtout due 5 l'intervention de
1'Uomme dans l'environnement: construction de b;rr=ges qvi
pi8.gen-t les s&diments terrigènes, e-.:trF!ction: :Z'cgr'gr,ts
dz-ns 1' E s--.,::e littoral, am~nagezents ?ertl;r?.--k~-.~rs des
fragiles équilibres cetiers, dé,;radetion des herbiers
sous-marins de Posidonies affectes ;3ar la pollutiono
Ainsi, le démaigrissement ües estrans sableux 2l:jourd'hui
tient i2rgement & des actions snthropiques.
ACférences
364

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
ETUDE TEPHROCHRONOLOBIQUE DES VARIATIONS ISOTOPIQUES DE L’OXYBENE
DANS LES SEDIMENTS OCEANIQUES DE MER TYRRHENIENNE POUR LES 60.000
DERNIERES ANNEEES.
M.PATERNE,F.GUICHARD,J.LABEYRIE,P.Y.GILLOTetJ.C.DUPLESSY
Centredes Faibles Radioactivités,CNRS/CEA, 91190 Gif-sur-Yvette, France.
Une échelle chronologique des variations isotopiques de l'oxygène en mer Tyrrhénienne
est propos& à partir de la corrélation de 9 niveaux de cendres volcaniques marines à des
formations volcaniques continentales datées. L'enregistrement détaillé des fluctuations
Isotopiques de l'oxygènedes foraminiferes planctoniques aeté effectué sur 3 carottes, prélevées
en mer Tyrrhénienne centrale, prés des centresvolcaniques Italiens. Desanalyses des éléments
majeursetentracesontété effectuéssur lesverres volcaniquesmarinsafin delescaractériser
et de déterminer leur origine: Champs Phlégréens, île d'lsohia, îles Eoliennes et Etna. Les
niveauxvolcaniquesmarinsontétécorrélésàtraversles3carottesgr~àlasimilitudedeleur
position stratigraphique et de leur composition chimique.
Les formations volcaniques continentales majeures ont été échantillonnées, et de même
caractérisees par la composition de leurs verres en éléments majeurs et en traces afin de les
relier aux produits voloanlquesrepérésen mer. Ces éruptionsontetédatéespar les méthodesdu
'4Cet/ou du potassium-argon.
Troisdes niveaux volcaniquesmarins se situent durant la premièreétape deladernière
déglaciation. Ils montrent que celle-ci a commence avant 14,000 ans, et s'est terminée à
environ 13,OOOans. Un niveau decendresesitue présdu maximum glaciaire,quiestainsidaté
à 17,500 ans. Enfin, durant le stade isotopique 3, des interstades chauds ont pu être dates à
31,OOOk 1,500anset33,400 k 1,60Oans(intersta&du Denekamp),à37,500 f 2,OOOans
(interstadede Hengelo),etenfin successivementà49,OOO f 2,000 ans,52,400 i 2,200 ans,
57,000 f 2,200 anset60,500* 2,200ans (complexedu Mdershcofd).
365

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
CHARACTERISTICS OF THE "WILD" NILE STAGE IN UPPER-r-EGYPT
ETIENNE PAULISSEN
In&. Earth Sciences, Katholieke Universiteit Leuven,
LE'IVEN, Belgium
In 1968 Butzer and Hansen advocated the hypothesis of extremely high Nile
floods in Egypt, marking the end of the Darau substage or the Sahaba-Darau
aggradation ( Wendorf and Schild,1976; Said,1981). During the 1983,1984 and
1985 campaigns of the Belgian Middle Egypt Prehistoric Project in the Qena
area ( 26'N), the significance of these "Wild" Nile floods (Butzer,l980) is
studied in further detail.
During these exceptional floods, dark Nile silts (7.5-10 YR 5/3),
we termed the Sheikh Houssein silts, have been deposited beyond the former
floodplain on valley bottom terraces, in wadi mouths and on slopes. These
Nile silts contain dispersed shells. The poor assemblage typical for ephem-
eral water bodies contains, in decreasing order of importance: Bulinus trun-
catus, Gyraulus ehrenbergi and juvenile Corbicula consobrina (2. G)- de-
terminations W. Van Neer. These "Wild" Nile floods were recorded at +30m
( above floodplain) at the Egyptian-Sudanese frontier, at +22 m at Kom Ombo
Plain and at +6 m in the Qena area. The related deposits disappear north of
Nag Hammadi under more recent Nile silts.
In the Makhadma area, north of Qena, several late Palaeolithic si-
tes have been localized just above and just beyond the limits of the maximal
inundation level of the "Wild" Nile. Two of these sites, Makhadma 2 and 4,
have been excavated ( Vermeersch,Paulissen and Van Neer, in press). The Mak-
hadma 2 and 4 sites with gray archeological deposits are MIDDENS, similar to
the escargotières of the Maghreb but with fish remains in stead of land snails.
Fishing must have been the main subsistence activity. For both sites, it
could be shown that their occupation is in relation to the "Wild" Nile in-
undations. Local stratigraphy is summarized in figures 1 and 2. For the Mak-
hadma sites, we dispose actually on eigth C-14 dates on charcoal, six from
the prehistoric sites and one ( GrN-12029) from dispersed charcoal from with-
in the Sheikh Houssein silts. ft is important to note that the widespread
"burned layer" dated at 12500 - 230 B.P. (Wendorf and Schild,l976) is inter-
calated within these silts. The "Wild" Nile stage dated on charcoal seems to
be a little older than its shell dates ( most shells occur on the base of the
deposit). Butzer and Hansen (1968:115) dated the event in the Kom Ombo Plain
on Corbicula consobrina shells at : 11720 + 195 B.P. (Hv-1264), 12000 2 120
B;P. (Y-1146) and 12020 - 205 B.P. (Hv-1265).
From the available data we conclude that the "Wild" Nile stage and
the related Sheikh Houssein silts date from the twelfth millennium B.P.. The
silt layer forms in Upper Egypt a marker bed and the related "burned layer"
is considered as a key horizon. These silts, although very patchy, form one
of the best mappeble units due to its lithological characteristics and its
geomorphological position. Their occurrence is mostly stressed by the presen-
ce of C. consobrina shells on the surface.
The "Wild" Nile overbank inundations are followed by a major Nile
recession . The earliest dates of this recession are at site E71P5, north of
Edfu (25'N): 11410 2180 B.P.,I-3760 (Wendorf and Schild,1976) and at 11200 2
285 B.P. for the base of the Arkin Formation (Fairbridge,l962).
In Upper Egypt, no wadi or slope deposits are recovered intercalat-
ed within the Sheikh Houssein silts. Local climate at that time is considered
to be hyperarid. These silts separate at Makhadma two units of slope deposits
(Figure 2). The lower slope deposit (S.D.2) overlies the Shuwikhat silts,con-
taining the early Late Palaeolithic site Shuwikhat 1. This slope deposit is
367

described by Said(1981) as the type section of the Makhadma Formation, a slope
deposit erroneously attributed to the Mousterian-Aterian interval. This lower
slope deposit represents in fact a11 slope evolution from the interval ca
25000 (estimated) - 13000 B.P. In a whole, also this period is considered as
very arid, but with short spells of wetter conditions ( more high amplitude
events?). According to Adamson et a1.(1980) cold and dry conditions prevailed
in the Nile headwaters during that period. These autors relate the catastrophic
"Wild Nile" inundations to climatological changes in the Nile headwaters from
the late Pleistocene arid and cool period towards the moist warm period in the
first half of the Holocene. During the waxing stage of the latter period,the
environment in the headwaters was not yet adapted to a higher rainfall amount
( although only a low-amplitude transgression compared with later events). As
a consequence, the runoff was extremely high and the full buffering by the
Sudd swamps had not yet developed. The significance of a lag of C. consobrina
shells at the base of the Sheikh Houssein silts is open for speculation: do
they mainly represent inundations from White Nile waters,while the silt loaden
waters from the Blue Nile arrived only some time later?
The"Wild" Nile stage seems to represent also a turning point in the
climatological history of' Upper Egypt as they are covered by wadi fans and
slope deposits. The onset of this wadi activity, the duration and significan-
ce of the hiatus between silts and local deposits have however still to be
documented in the Nile Valley. In the Kom Ombo Plain(24°30'N),the wadi deposits
relating to this episode are termed the Sinqari Member( Ineiba Formation) by
Butzer and Hansen (1968). The oldest date for equivalent beds in Nubia ( wadi
Or) is 8890+160 B.P.In Nabta Playa and the Bir Kiseiba region (Wendorf and
Schild,1980; Wendorf, Schild and Close,1984), about 22'30'N, the beginning
of the Final Pleistocene- Early Holocene wet period is situated before the
tenth millennium B.P., and perhaps as early as 11000 years ago.
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Fig. 2. General catena profile through the Makhadma area, north of Qena (Egypt).
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. . . . . .
. . . . . .
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SANDS
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Cobbles
EPé5

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PALAEOCLIMATOLOGY OF THE CENTRAL AND OCCIDENTAL SAHARA
DURING THE LAST TWO CLIMATIC OPTIMA, AT PARATROPICAL
LATITUDES
N. PETIT-MAIRE
Laboratoire de Géologie du Quaternaire -CNRS- Case 907-
Luminy - 13288 MARSEILLE Cedex 9 -FRANCE-
Abstract
- At 130 000 B.P., a lacustrine pluvial episode occurred in occi-
dental Libya, by 27"30'N/13"-14"E.
- Palaeoenvironmental studies in Northern Mali show that, during
the Holocene climatic optimum, precipitations reached about 600 mm by
19"-20"Ni3"-4"W and 300 mm by 22"-23'N/2"-4"W, the present annual values
being respectively 50 mm and 5 mm.
Since H. Faure's statement (1969) that a complete palaeoclima-
tological study must include "géologue, géomorphologue, pédologue, hydro-
logue, hydrogéologue, palynologiste, diatomiste, zoologiste, géochimiste,
archéologue, préhistorien. a côte des physiciens qui effectuent la mesure
des isotopes radioactifs et stables", a number of researches on Saharan
climatology: have been undergone. with a multidisciplinary team, in the
Atlantic Sahara (Morocco, Occidental Sahara, Mauretania), in the Fezzan
(Libya) and in the eastern part of the Taoudenni basin (Mali). Al1 of
them are dreary and, consequently, very poorly known areas, at least
as far as surface recent evolution is concerned. The main results of
these field and laboratory studies Will be summed up in the present paper.
I - THE MID-PLEISTOCENE CLIMATIC OPTIMUM
TO this day. little was known of continental response, at tropical
latitudes, to the Mid-Pleistocene climate optimum. We observed, in central
Fezzan, a vast depression lying by,27"30'N on the southern flank of the
precambrian Qarqaf anticline: thick (up to 15 m) lumachelles line the
former border of a 2 000 km2 palaeolake, exceptionally rich in Molluscs,
Ostracods and Foraminifera. Alternate layers of brackish water species
(Cerastoderma glaucum, Melania tuberculata) and fresh water ones (Bulinus
truncatus, Corbicula africana, Caelatura lacoini), -as well as stable
isotopes analysis- imply frequent changes in chemical lake balance,
according to importance in run off and groundwater inputs from the
Continental Intercalaire aquifer. Salinity ranged from 3%1o 10%~~; water
temperature may be estimated to about 20°C. a requisite for cardiums
reproduction; depth was about 50 m with oscillations of 10-15 m. Twenty
one Th/U
episodes
dates range
(confirmed by
om 200 000 to 90 000 B.P. (Fig. 1); minor humid
fi
C dating) occurred at 40 000 B.P. and 23 000 B.P.
The great majority of dates correlate with the climatic optimum by
125 000 B.P. (Eemian oceanic high levels). The archaeological context
around the lake shores (final Acheulean lithics mixed, through deflation,
with Levallois-type tools) confirms these ages. This research provided
the first isotopically dated information on Mid-Pleistocene hydrology
of the Sahara.
Between 20" and 23"N. in the Taoudenni basin, consolidated travertines
overlying lake deposits and lacustrine limestones with Melania
tuberculata outcrop in vast areas. They also belong to the recent
371

Pleistocene. They underlie the eolian sandy deposits of an arid episode
(glacial maximum ?) immediately anterior to the Lower Holocene lakes.
Aterian lithics are nearly always found along their shorelines. These
formations are being Th/U dated; they probably correspond to the youngest
episodes recorded in the Fezzan.
II - THE HOLOCENE OPTIMUM
In the years 1970-1980, plenty of valuable palaeoclimatic research
was complied in the sahelo-saharan margins (Tchad, Niger, Senegal), along
the Atlantic toast (Senegal, Mauritania) and in mountainous areas of
the Sahara (Hoggar, Tibesti, Air). The climatic interpretation of these
data had to consider relief or oceanic vicinity, arriva1 of surface flows
from other geographic belts, possible neotectonics and human action on
environments. In order to avoid these factors, we chose to observe a
stable, flat, hyperarid basin. out of reach of remote hydrological or
oceanic influences, -where the past environmental variations would only
be due to changes in the climatic parameters. The oriental part of the
Taoudenni basin (19°-24"N/1"-6"W) indeed resulted into a key area to
geo-bio-archaeological observations. The cross-examination of these multi-
disciplinary data gave out the following results.
In spite of its situation at 300 to 1 300 km North of the present
Sahel belt, this territory recently knew completely different environ-
mental. conditions. The landscape, now of bare sand and rock, was,
between 9 000 and 4 500 B.P., a sahelian steppe. Lakes, bordered with
reeds, filled the large topographical depressions and the troughs in
the ergs of the former arid phase (Fig. 2); they were fed by groundwater
input, by rainfall and, along their margins only, by the increased range
of river basins: the wadis from the Ahaggar flowed down to the Tilemsi
valley and their effluents probably also fed the northeastern lakes,
while the Niger inundated a large area up to 300 km North of its present
bend. Radiocarbon dating shows continuity of the lakes-marshes episode,
slow building of soils followed by human imigration and total evaporation
of surface water, by 4 500 in the North of the area, by 3 500 in the
southern region related to the Niger phreatic nappe (Fig. 3). However
a progressive climatic deterioration occurred from 6 500 B.P. on: mud-
cracks surfaces or saline layers testify to it in varied continuous
sections (Fig. 4).
A very rich fauna is associated with lacustrine sedimentation and
lake shores: Foraminifera, Ostracods, fresh water Molluscs (17 species
among which Melania tuberculata, Bulinus truncatus, Corbicula africana,
Aspatharia SP., Biomphalaria pfeifferi, Anisus natalensis, Cleopatra
cyclostomoides, Lymnaea natalensis), big fish, crocodiles, water turtles
and hippopotamus. Lions, large antelopes, buffaloes, rhinoceros,
phacochoerus, elephants (and, up to 19"30'N, even giraffes implying the
existence of trees) lived in a gramineae steppe surrounding the water
spots.
Radiocarbon dating of animal bones indicates a biological optimum
by 7 000 B.P.; a complete trophic chain was then established. The repre-
sented species had migrated into this area from southern biotopes but
also from mediterranean ones, which denote reduction or even disappearance
of the tropical desertic belt. Palaeosoils found by 24"-25"N in the
Tanezrouft confirm this hypothesis.
Associated anthropological and archaeological finds (burials,
lithics, pottery, carved bones) also corroborate the fact that this now
hyperarid area had then a quite favourable environment which allowed
new cultural developments.
372

The Sahel belt was then, in northern Mali, at least 5" higher in
latitude than nowadays and precipitations may have reached the highest
values of its defined limits to the South (600 to 700 mm) and at least
the lowest ones (150 mm) at the latitude of the Tropic of Cancer.
It is thus asserted that the formerly recorded climatic effects
have reached, during the Holocene, as far North as the Tropic and are
unrelated to local influences of oceanic or mountain factors. In a very
recent geological past, drastic changes in the influence of the Inter-
tropical Front have occurred; they still reached, some 4 500 years ago,
the greater part of present occidental Sahara.
Alang 'the Atlantic toast of Sahara, from Cape Juby (28"N) to Cape
Blanc (21"N), the cold Canary Island current (921'C) now runs parallel
to the toast, while upwelling processes are related to strong northeastern
trade winds: this thermie and dynamic barrier results into a foggy, arid,
coastal desert. Annual rainfall, 40-50 mm to the North, decreases
to 25-28 mm to the South; vegetal and animal life is very scarce
(Chenopodiaceae, Asclepiadaceae, Zygophyllaceae and Cariophyllaceae;
Gazella dorcas and a few remaining Oryx algazel, two species well adapted
to drought). South of Cape Blanc, conditions improve, due to cessation
of the current influence. At Nouakchott, annual rainfall reaches 140 mm,
the limit of Sahel.
This whole Saharan toast, about 1 500 km North to South, covers
the contact area between two ecological 'provinces' of marine Molluscs,
the Morocco-Lusitanian and the Senegalian ones; the study of their past
repartition is thus quite significant for palaeoclimatic reconstitutions.
In situ littoral deposits and neolithic settlements (especially
middens, rich in food remains: shells and bones) have been observed:
they gave out plenty of radiocarbon dated information about marine and
continental faunal changes between 10 000 and 2 000 B.P., therefore on
the variations of sea temperatures and of continental aridity.
In the recent Quaternary, the frequency and the density of many
species of marine Molluscs suffered striking changes. We know that, during
the last glacial phase, the Polar Front shifted southwards to about 42"N,
which resulted into an intensification of the Canary current and a abrupt
fa11 of water temperature: tropical Molluscs could not, meanwhile, have
subsisted along the Saharan toast. The Nouakchottian transgression
(6 000-4 200 B.P.) correlates with a progressive shift in ecological
conditions towards an optimal situation allowing the migration of
30 species from tropical areas. During the regressive episode, the proli-
feration of warm water Molluscs continues until 3 000 B.P., as far North
as 23"N; however the shells of the best represented species (Anadara
senilis, Cardium edule) are then smaller and thinner, on account of
decreasing temperatures and increasing salinity. Between 3 000 B.P. and
the present time, the tropical Molluscs a11 migrate back to latitudes
located 1" to 7" South of their Nouakchottian sites. On land, a steppe
with large mammals (rhinoceros, elephant. antelopes. buffalo,
phacochoerus, etc.) allowed comfortable human life up to 21"N (Fig. 5). -
These observations imply, during the holocene transgression, a Canary
Islands current much weaker and warmer than nowadays (allowing migration
of larva) as well as attenuated upwelling processes, and a geographical
position of the Sahel belt at least 4" higher in latitude by 3 500 B.P.
than nowadays.
From 4 000 B.P. inland, and 3 000 B.P. along the atlantic toast,
active eolian processes erode the humid phase sedimentary deposits and
shifting sands caver the consolidated eolian formations built during
the final Pleistocene.
373

It is hard to say whether the increased aridity in the Sahel, since
about twenty years, is due to a short fluctuation of the unstable
atmospheric conditions which characterize those latitudes or to the
onset of a new glacial global phase.
FAURE H. (1969) - Lacs quaternaires du Sahara, Mitt. Intern. Verein
Limnol., 17: 131-146.
PETIT-MAIRE N. (ed.) (1979) - Le Sahara atlantique a 1'Holocène.
Peuplement et ecologie, Alger: C.R.A.P.E., Mémoire 28: 340 p.
PETIT-MAIRE N. (1980) - Holocene biogeographical variations along the
Northwestern African toast (28"-19'N). Paleoclimatic implications. Sahara
and the surrounding seas. Rotterdam: A.A. Balkema. (Palaeoecology of
Africa, 12).
PETIT-MAIRE N., DELIBRIAS G., GAVEN C. (1980) - Pleistocene lakes in
the Shati area, Fezzan (27"30'N). Sahara and the surrounding seas.
Rotterdam: A.A. Balkema. (Palaeoecology of Africa, 12).
GAVEN C., HILLAIRE-MARCEL C., PETIT-MAIRE N. (1981) - A Pleistocene
lacustrine episode in southeastern Libya. Nature, 290, 5802: 131-133.
PETIT-MAIRE N. (ed.) (1982) - Le Shati. Lac pléistocéne du Fezzan (Libye).
Marseille/Paris: CNRS, 118 p.
PETIT-MAIRE N., RISER J. (ed.) (1983) - Sahara ou Sahel ? Quaternaire
récent du Bassin de Taoudenni (Mali). Marseille: Imprimerie Lamy, 473 p.
Lake deposits at Wadi Haijed (22O 34" N)
374

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PALEOCLIMATOLOGIE DU SAHARA OCCIDENTAL ET CENTRAL PENDANT
LES DEUX DERNIERS OPTIMA CLIMATIQUES, AUX LATITUDES PARA-
TROPICALES
N. PETIT-MAIRE
Laboratoire de Géologie du Quaternaire -CNRS- Case 907-
Luminy - 13288 MARSEILLE Cedex 9 -FRANCE-
Résumé
- En Libye occidentale, a 130 000 B.P., un épisode lacustre et
pluvial a marque le Sahara par 27"30'N/13°-14"E.
- Une etude des paléoenvironnements du Nord Mali a montre que les
precipitations, pendant l'optimum climatique holocène, atteignaient
environ 600 mm par 19"-29°N/2"-4"W et 300 mm par 22 '-23'N/2"-4"W, les
valeurs actuelles étant respectivement de 50 mm et 5 mm annuels.
Les données sur le dernier cycle climatique au Sahara commencent
à se multiplier. Ce sont pour la plupart les résultats d'études sur
l'hydrologie de surface, mais des connaissances plus précises sur les
environnements biologiques et archeologiques associes s'y ajoutent
souvent.
1 - PENDANT L10PTIt4UM CLIMATIQUE DU PLEISTOCENE MOYEN (L'EEMIEN), une
phase lacustre importante a marque le Sahara central: en Libye,
par 27"30'N, dans une region ou les précipitations annuelles moyennes
ne sont aujourd'hui que de 30 mm, un lac d'eau saumâtre couvrait
environ 2 000 km2. Sa profondeur variait de 40 a 50 m et sa salinité
oscillait entre 3%oet 10%0 . La montée de ses eaux a débuté vers
150 000 B.P. et il ne s'est asseché que vers 90 000 B.P. (Fig. 1). Il
était alimente par la hausse du niveau des nappes mais aussi par le
ruissellement. Une riche faune de Mollusques (en particulier Cerastoderma
glaucum) y vivait et l'homme a laisse sur ses rivages des industriés
de 1'Acheuléen final et du Levalloisien. Deux épisodes lacustres plus
récents sont datés a 40 000 B.P. et 23 000 B.P.
De vastes étendues de calcaires lacustres a Melania tuberculata
jalonnent le bassin de Taoudenni, entre 19" et 23"N. Leur âge n'est
encore indique que par leur association quasi constante avec une
industrie atérienne typique, a pédoncule: les sites ourlent les bordures
lacustres et témoignent d'un épisode humide au Pléistocéne supérieur.
Par 22"N, dans la région de Sbeita, l'atérien a éte trouve en place a
la limite inférieure de couches de sable éolien elles-mêmes immédiatement
sous-jacentes a des couches lacustres datées de 1'Holocbne ancien. NOUS
aurions ainsi, au Nord Mali, la séquence suivante: phase lacustre até-
rienne, se terminant au début de l'aride du pléniglaciaire (20 000 B.P.);
phase aride éolienne comprise entre la fin de l'atérien et un remaniement
hydrique des grains de sable date ay 9 000 B.P.; phase lacustre.
II - L'OPTIMUM CLIMATIQUE HOLOCENE
Entre 19" et 24”N, en Libye et au Mali, il est marque par une phase
lacustre ou marécageuse bien datée sur Mollusques d'eau douce (Fig. 2).
Elle a débute vers 9 000 B.P. pour atteindre son maximum entre 8 000
375

et 7 000 B.P (Fig. 3). Aux latitudes les plus basses du Sahara malien
(17" a 20"N), elle a persisté jusqu'a 3 500 B.P. environ, probablement
en liaison avec la nappe phréatique du Niger. Aux latitudes les plus
proches du Tropique (22" à 248N), une nette détérioration du climat se
manifeste des 6 500 B.P.: elle est attestée soit par des niveaux à mud-
cracks dans les dépôts des lacs peu profonds, soit par des couches
salines dans le fond des grandes dépressions topographiques (Taoudenni)
(Fig. 4). L'asséchement total des lacs s'est produit, selon leur impor-
tance, entre 4 500 et 4 000 B.P.
Des paléosols de type steppique, des habitats humains et des faunes
(de savane au Sud, de Sahel au Nord) ont aussi été observés dans cette
zone qui n'est affectée ni par des influences océaniques, ni par des
eaux de surface originaires d'autres ceintures géographiques, ni par
des reliefs, ni par une tectonique recente, ni par des activites humaines
pastorales néfastes.
On peut estimer les précipitations a 600 mm au moins vers 19”-2O”N
et 300 mm au moins vers 22"-23"N, lors de l'optimum, alors qu'actu-
ellement elles sont de 50 mm au Sud et de 5 mm au Nord.
Sur la côte atlantique du Sahara, des faunes saheliennes et une
civilisation néolithique existaient a 1'Holocéne moyen (4 soo-
3 500 B.P.), tandis qu'une attenuation considérable du courant froid
des Canaries permettait une remontee des Mollusques tropicaux jusqu'au
Rio de Oro et même, pour certains, jusqu'au Cap Juby. Il est probable
que la côte, plus humide, a alors servi de refuge aux espèces terrestres
chassées par la sécheresse croissante des environnements continentaux
(Fig. 5);.,
A partir de 4 000 B.P., a l'interieur du Sahara et de 3 000 B.P.
sur la côte, des processus Boliens actifs brodent les dépôts de la phase
précedente; des ergs vifs recouvrent les formations éoliennes consolidées
du Pléistocène supérieur.
11 est difficile de déterminer si l'accentuation de l'aridité qui
affecte les pays du Sahel depuis quelques vingt ans est due a une fluctu-
ation passagere des conditions atmospheriques instables qui caractérisent
ces latitudes au début d'une nouvelle phase glaciaire.
376
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Fig. 1 - Ages Th/u et 14 c d” lac shoti.
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Fig. 7 - Lacs holocbnes du Sahara malien.
377
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IFORAS

. :
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1 I I I I I
9000 8000 7000 6000 5000 4000 3000 B.P.
-Sites arch&ologiques * e e * Lac.9 - - Paléosols
OUED HAIJAD (22%4’N,
{a
44402270 B.P.
6790270 B.P.
Fig. 3 - Ages ” C des d6pôts du Bassin de Tacudenni.
378
Plancher de la mine
Niveau de la nappa (1985)
0
3840~250 B.P.
5640+150 B.P.
65OQ~lOO S.P.

-
3 b
6000-2500 8 P REPARTUION
VERTEBRATA
PRESENT REPLRTIIION
6000 - 2500 6 P REPARTITION PALSLNT REPARTlTION
MOLLUSCA
.
.
. .
Fig. 5 - Rbpartition des faunes actuelles et holoc6mes au
Sahara atlantique: a- VertBbrBs terrestres:
b- Mollusques marins.
379
1

INQUA/ DAKAR SYFJPBSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES OSTRACODES INDICATEURS DES CRANGEHENTS DE L'ERVIRONNEMENT
HYDROLOGIQUR EN AJ?RIQIJR AU QUATEXUUIRR
J.P. PEYPOUQUET - P. CARBONEL
I.G.B.A.- L.A. 197 - Université de Bordeaux 1 -
Département de Géologie d'océanographie
33405 TALENCE - FRANCE.
- Avenue des Facultés
Si les premiers travaux réalisés sur les Ostracodes africains ont
été l'oeuvre de biologistes et de z.oo1ogiste.s avant 1950. Un grand nombre
d'études concernant les séries fossiles se font actuellement et les Ostra-
codes sont de plus en plus concernés pour des finalités biostratigraphiques
et paléoenvironnementales. Ainsi, les études entreprises depuis une dizaine
d'années à partir des microfaunes d'ostracodes dans le Quaternaire
d'Afrique, tant en domaine marin qu'en domaine continental, nous permettent
aujourd'hui de faire le point, sur la méthodologie originale établie et dé-
veloppée par nos soins d'une part, et sur les résultats obtenus dans le
domaine de la reconstitution des paléoenvironnements hydrologiques d'autre
part.
l/ Que peut-on faire avec des Ostracodes, pour l'étude du Quaternaire ?
Les Ostracodes benthiques occupant, aussi bien les environnements
lacustres, lagunaires, ou marins, ils sont essentiellement utilisés pour :
a> Les reconstitutions paléogéographiques (définition physiogra-
phique des ensembles littoraux, lagunaires, marins) lors des
phénomènes généraux, de transgressions du Quaternaire
(Peypouquet, 19781, ou des tendances régressives marquées par
la fermeture des lagunes (Carbone1 et al., 1981) ;
b) Lareconnaissance de l'évolution des paléorivages : en effet,
la mise en place de bas niveaux marins sur les plates-formes
continentales, comme celle des hauts niveaux marins dans les
domaines littoraux continentaux, peuvent être repérées par les
associations fauniques d'Os.tracodes et contribuer à la
variation eustatique des niveaux marins sur les côtes
africaines (Peypouquet, 1978, 1979).
cl L'évolution des masses d'eaux océaniques sur les plates-
formes proches du continent africain : suite aux travaux préli-
minaires de P. Carbone1 et al. (1983) sur le plateau conti-
nental sénégalais, M. Tolderer-Farmer (1985) a pu mettre en
évidence une méthodologie basée sur la variation architecturale
des tests d'ostracodes (concept d'agradation et dégradation des
tests, Peypouquet et al., 1980) qui permet la mise en évidence
des "upwelling" en domaine littoral et de plate-forme et qui
peut être utilisable indépendamment du temps, donc dans le
Quaternaire comme dans le MésozoIque.
dl La connaissance des paléosalinités des domaines lacustres
africains. Quand les eaux sont oligohalines, la faune est
diversifiée et on rencontre les genres cardinaux suivants :
Candonidae, Cypretta, Cypridopsis. Si les eaux sont très
claires,
381

les Ikuwinulla sont abondants. Ilyooypris est considérée comme
un bon nageur.Quand l'alcalinité augmente, dans les lacs
africains, la dominante de Stenocypris est remplacée par celle
de Gomphocythere puis par celle de Limnocythere (Cohen et al.,
19839. Quand la salinité augmente dans les eaux non permanentes
Cyprinotus se développe ; dans les eaux permanentes, c'est Lim-
nocythere qui domine l'association. Dans les milieux riches en
ClNa le binome Cyprideis-loxoconcha marque les tendances hyper-
halines.
e9 Evolution des voies de concentration salines. A partir des
ostracodes des séries sédimentaires auaternaires d'Afriaue
orientale (Omo, Kibish, Kada Hadar, Lac Hogoria), nous avons -pu
montrer que les Ostracodes étaient le reflet de l'évolution des
deux voies .principales de concentrations salines : a/ la voie
saline neutre ou oxydante qui se matérialise par la présence,
la dominante, le monospécifisme de Cyprideis ; b/ fa voie
carbonatée marquée par la présence et la dominante des
Limnocythere. (Peypouquet et Carbonel, 1980 ; Carbone1 et
Peypouquet, 19829.
f9 Connaissance des premiers stades de l'équilibre des
carbonates au niveau du fond. Les Ostraeodes des lacs
africains, comme les Ostracodes marins, sont très sensibles à
la balance ionique du milieu (Carbone1 et al., 1983 ;
Peypouquet et al., 19839.
* L'équilibre des carbonates est particulièrement important
parce qu'il induit l'architecture élaborée et sophistiquée ou
simple du test par le phénomène du "polymorphisme agradant ou
dégradant" (Peypouquet et af., 19859.
a Ce constat est très important parce qu'il permet de percevoir
le phénomène de saisonnalité à travers ces deux types de mor-
phes adaptées aux changements saisonniers de l'hydrologie des
lacs. Un très bel exemple de ce phénomène est actuellement à
l'étude dans la série holocène de Hassi el Mejna dans le grand
erg occidental (Sahara) (Fontes et al., 1985 ; Carbone1 et al.,
1986, en prép.9.
g9 L'impact des apports continentaux organiques. Le phénomène de
nodations des tests (Farmer, 19859 est actuellement narfaite-
ment explicité en terme physiologique chez les Ostracodes et on
connait les limites environnementales dans lesquelles se
produit le changement. Par le biais de cette variation morpho-
logique, il est possible de distinguer les zones d'influentes
des apports continentaux dans les lacs africains et les époques
pendant lesquelles ces derniers se sont développés. Dans ce
cas, la liaison avec' l'influence climatique est particulière-
ment importante (Carbone1 et al., 19839.
2/ En conclusion.
Ce rapide tour d'horizon montre quels sont les principaux pôles
d'intérêts de l'utilisation des faunes d'ostracodes pour des investigations
environnementales du Quaternaire africain. On peut les utiliser comme
marqueurs d'environnements à partir d'espèces clés, d'associations typiques
et en suivant les variations architecturale5 des tests. S'ils sont avant
tout des indicateurs paléohydrologiques locaux, ils peuvent éventuellement
servir d'indicateurs paléohydrologiques globaux (au niveau d'une même
entité lacustre9 sous certaines conditions, et quelquefois régionaux.

L'extrapolation à des indications climatiques ne peut s'effectuer
qu'au titre de méthode d'appoint par rapport à des méthodes plus directes.
Enfin, il est possible, à travers les caractères d'une association
de déterminer un caractère saisonnier contrasté de la microfaune
inventoriée, donc de travailler à une échelle de temps assez fine.
Bibliomaphie stmuaire
Carbone1 P., Fontes J., Gasse F. (19869 Le polymorphisme chez Cyprideis :
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384

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LA TOURBE DES NIAYES AU SENEGAL : GENESE ET GITOLOGIE
G. PEZERIL, Direction des Mines et de la Géologie BP 1238
J.J.
DAKAR
CHATEAUNEUF BRGM BP 6009 - 45060 ORLEANS-CEDEX
(FRANCE 9
C.E.W. DIOP, Direction des Mines et de la Géologie BP 1238
DAKAR
Les tourbiére de la région des Niayes au Senegal sont localisées en
bordure du littoral atlantique entre Dakar et St-Louis, dans des dépres-
sions situées en arrière des dunes littorales sur une longueur de 150 km
et sur 5 km de large. Ce réseau de cuvettes et de chenaux, dont le subs-
tratum est constitué de dunes fixées anciennes, est très morcellé et s’ai-
longe préférentiellement suivant la direction NNE-SSW. La superficie de
chacune de ces unités est donc variable et va de 1 à 75 ha avec une moyen-
ne qui peut être évaluée à 3 ha environ. La vbgétation actuellement asso-
ciée à ces dépressions tranche nettement sur celle de la zone sahelienne
qui l’entoure. Elle est de type guinéen ou soudano-guinéen avec développe-
ment local des palmeraies à Elaeis guineensis. Sa localisation à une lati-
tude aussi septentrionale est souvent mise en relation avec les sols hy-
dromorphes de cette région, la présence d’une nappe phréatique subaffleu-
rante et l’influence bénéfique du climat océanique.
La tourbière elle-même (et ses bordures soumises au battement de la
nappe phréatique) est peuplée de vététaux hygrophiles : Pistia stratoi-
des, Nymphea lob, Thypha australis, Phragmites vulgaris, dont l’accumu-
lation forme la biomasse essentielle constitutive de la tourbe.
L’analyse gîtologique puis économique de ces dépôts tourbeux a été en-
treprise à la demande du Sénégal dans le cadre d’un vaste programme de
prospection, de faisabilité des réserves en place et de valorisation sur
le plan énergétique, domestique et agricole, mené par la DNMG puis la CTS
avec l’appui de diverses sociétés internationales et l’aide des organismes
de soutien aux pays en voie de développement. Elle a permis de cerner les
principaux facteurs responsables de la genèse et de l’accumulation écono-
mique de ce matériau, qui sont essentiellement d’ordres géomorphologique,
climatique et hydrogéologique.
Sur le plan géomorphologique, le dépôt des tourbes se situe en arrière
des dunes semi-fixées ou vïves du cordon littoral actuel, dans les dépres-
sions ménagées par l’érosion éolienne ou fluviatile sur les dunes rouges
fixées d’âge Ogolien (fig. 19. Ces dunes ogoliennes sont généralement
orientées NE-SW. Leur relief très vigoureux dans la zone littorale
s’émousse vers l’intérieur sous l’action du modelé éolien et fluviatile.
Elles se sont mises en place dans un environnement essentiellement conti-
nent a1 , lors de la période aride allant de 20 000 à 12 000 BP. Leur maté-
riel quartzeux est parfaitement classé (0,1 à 0,5 mm9 et comporte un cor-
tège de minéraux lourds à Ilménite, Zircon et Rutile. Cet erg ancien est
peu propice à la formation de sols et la végétation clairsemée qui le
couvre tranche nettement avec celle beaucoup plus luxuriante des Niayes.
385

GEOMORPHOLOGIE DE LA ZONE CENTRALE Fig. 1
DE§ NIAYES
Bien que d’orientation générale constante comme nous l’avons vue, la
forme et la dimension des Niayes varient dans le détail et ceci en fonc-
tion de quatre facteurs principaux (en dehors de la variabilité due 21
l’espacement des corps dunaires eux-mêmes) : la topographie par rapport à
celle du cordon littoral actuel ou ancien, la structure du substratum
cénozoIque, la surimposition des grands apports fluviatiles recoupant le
système ogolien et l’oblitération des zones les plus proches du littoral
par les dunes jaunes semi-fixées et ravivées de 1’Holocène (qui gagnent du
terrain vers l’intérieur surplombant souvent de 30 à 30 metres la zone
déprimée des Niayes) .
Cet ensemble de facteurs, contrôlant la morphologie des dépressions inter-
dunair es, permet de discerner trois types principaux de Niayes qui se
succèdent du Sud vers le Nord.
386

Dans la presqu’île de Dakar, (jusqu’à Kayar), la morphologie de ces
dépressions se surimpose à celle d’un réseau de lacs plus ou moins salés
qui s’étendent parallélement à la côte et jalonnent l’ancien golfe marin
du Nouakchottien, où venaient déboucher les cours d’eau descendant des
plateaux de Thies et Bargny. L’orientation NE-SW, que l’on rencontre dans
l’erg de Pikine, peut être : soit plus méridienne, soit plus transversale,
en fonction des anciennes lignes de rivages et des systèmes fluviatiles
associés.
Dans le secteur Kayar-Mboro, les petites Niayes orientées NE-SW
coexistent avec un système beaucoup plus vastes, vestige d’un ancien ré-
seau hydrographique ayant fonctionné durant la période humide précédant la
transgression nouakchottienne et recoupant le système ogolien (fig. 1).
Les plus beaux exemples sont ceux de la Niaye du Lac Tamna, de Mboro ou de
Mbaouane dont les communications avec l’Océan à travers le système dunaire
actuel se faisaient encore à une période récente.
Enfin plus au Nord de Mboro à Rao, la direction générale NE-SW peut
être perturbée ou reprise par des direction N-S postérieures et les Niayes
envahies puis nivelées comme dans la région du fleuve par les formations
deltaPque3.
Fig.2 LOCAL’SATIDN DES DEPOTS DE TOURBES D-EAU DWCE
MAIES DE YBORO
387

Les dépôts tourbeux qui occupent les Niayes ont donc une double ori-
gine : phréatique dans les dépressions interdunaires ou fluviatile à maré-
cageuse lorsqu’ils sont liés au réseau hydrographique ou aux dépressions
littorales. Le meilleur exemple de ces dépôts associés aux systèmes flu-
viatiles méandriformes est celui de la Niaye de Mboro (fig. 21, qui a
fonctionné jusqu’a une période récente, au cours de laquelle elle a été
isolée du domaine littoral par l’avancée des dunes sub-actuelles.
Au premier type de dépôt corres.pond un matériel organique généré dans
l’eau douce, au second un matériel saumâtre appelé tourbe de mangrove, ce
dernier alternant souvent avec de la tourbe d’eau douce. Ces deux catégo-
ries de tourbières sont très proches de la topographie actuelle, avec en
amont des tourbières 2 + 15 m et en aval des côtes proches de celles du
niveau marin actuel. La zone centrale (entre Kayar et Potou) correspond
aux topographies les plus accusées qui s’appuient sur le Horst de Ndiass,
de part et d’autre de laquelle les zones plus basses de la presqu’île du
Cap-Vert et du delta du fleuve Sénégal ont été soumises aux influence3
marines.
Les variations climatiques qui déterminent les variations de la plu-
viométrie constituent l’un des facteurs les plus importants dans le pro-
cessus de génèse de la tourbe car elles contrôlent à la fois la biomasse
et les variations de la nappe phréatique (fig. 3). En Afrique de l’Ouest,
le développement des dépôts tourbeux débute a 1’Holocène avec la période
pluviale ou humide du Tchadien (niveau le plus haut des lacs africains)
d’âge approximatif - 12 000 à - 7 000 ans B.P., une courte période sèche
succède à ce pluvial provoquant un peu partout un abaissement général des
------
Fig. 3 CHR?NOl.OGIK DES OFPOTS Dl’ OUATERNAIRE RECENT DE IA ZONE DES NIAYES
0 n IGN S&heresse
. - - - - - -
rrnissant.e
Rigression
-1m
rranagressio
r2m
Sec-Tropical
.------ lsnudano-
Répression
+ -4n
gui néen)
Trans~ressio Très humide
-20 m ( prCci pi ta-
tinns hien
EL:,l6rs)
+
- 5” D
RCgrenoion
- 120m
Très RîidP
snh6J i&
Dépi?ta Formations Formations
organi qrtrs marines continentalcp.
Arrêt sidi-
meratntinn
_ - - - - -
388
PalCo&qy-sphie
dunrn vives Fermct.ure des
externes la~unra &tiércs
Remaniement
dunes jaunes
Reprise dépôts Erosion flwintourheux------tile
-__-----
RuhCP:rtion i.ittora1 - -2” m
et érosion format inn de
drs duncr lapmes rt
mn”~r’>ves
t

plans d’eau douce. C’est également à cette époque que se fait sentir dans
la zone que nous intéresse la remontée du niveau marin et l’envahissement
par les eaux salées des zones basses ou lacustres proches du littoral
(développement de la mangrove, dépôt coquilliers et plages 3 Arca). Une
nouvelle période humide, moins générale que la précédente cependant s’ins-
talle entre - 7 000 et - 5 000 B.P., permettant une reprise de la produc-
tivité végétale. A partir de - 5 OC0 ans B.P., les conditions climatiques
se rapprochent des conditions actuelles de même que le niveau marin at-
teint pratiquement la cote du niveau actuel (les variations relatives
n’auront à partir de cette époque qu’une amplitude ne dépassant pas + 2 à
- 2m). La tendance générale, accentuée par l’action de l’homme évolue
alors vers une aridification malgré des oscillations mineures qui ont pu
être constatées localement ou les variations de la nappe phréatique qui
contralent directement la formation de tourbes dans la zone des Niayes.
En outre vers - 4 000 ans B.P., la régression de courte durée du Tafo-
lien, permet aux cordons dunaires littoraux de s’installer, barrant le
chemin aux influences marines et protégeant ainsi les formation tourbeuses
déposées antérieurement.
Enfin, le contexte hydrogéologique régional a joué un rôle primordial
dans la génèse des tourbes de Niayes. La tourbe ne peut en effet se former
que dans les zones où il y a émergence de la nappe phréatique. Le régime
hydrologique est variable d’une Niaye à l’autre en fonction de la position
topographique et des précipitations annuelles cumulées. Cette nappe d’eau
douce très puissante qui baigne les sables ogoliens (4Q a 50 m) accuse un
bombement piézométrique axé sur le plateau de TaTba qui constitue une zone
de recharge. Le biseau salé est maintenu le long de la côte par un gra-
dient d’écoulement de la nappe d’eau douce en direction de la mer
(fig. 4).
Fig:d CONTEXTE HYDROGEOLOGIQUE
DE LA ZONE CENTRALE DES NIAYES
389

La tourbiere constitue un milieu imperméable provoquant une mise en
charge locale de la nappe des sables sous la tourbe. Les fluctuations du
niveau de la nappe dans les Niayes sont connues depuis fort longtemps à
l’échelle soit saisonniere soit pluriannuelle. Ainsi l’émersion de la
surface de certaines des tourbières, que nous avons connue par abaissement
de la nappe ces dernieres années (et qui a été la cause de nombreux feux
de tourbes ! 1 a pu se produire à plusieurs reprises au cours de l’Holocè-
ne. C’est ce qu’attestent les nombreux lits de pyrofusinite intercalés
dans le matériel tourbeux, mis en évidence par l’étude pétrographique,
ainsi que les dates C 14 souvent discontinues des successions de dépôts
tourbeux analysés.
Ayant situé les principaux facteurs qui sont à l’origine de la génèse
des tourbieres dans cette région, voyons comment se pr&sente le matériel
tourbeux et son environnement lithostratigraphique. Cette description
lithoséquentielle est basée sur les prélèvements de terrain, effectués
dans le cadre de la prospection générale depuis la zone de Kayar au Sud
jusqu’a celle de Rao au Nord, soit au total plus de 1 300 points de prélè-
vement 21 la maille du 1/50 OOOe, du 1/25 OOOe ou du 1 /lO OOOe. La descrip-
tion macroscopique sur le terrain a été complétée par des analyses de
qualité, des analyses palynologiques et pétrographiques (au nombre de
500). La tourbe elle-même présente plusieurs aspects macroscopiques :
tourbe brune peu humifiée à dléments figurés et à structures végétales
conservées si tués, en général tr&s près de la surface, tourbe humifiée a
tissus gélifiés de couleur brun-foncée a noire dite tourbe de facies amor-
phe si tuée le plus souvent en profondeur, tourbes de faciès intermédiaires
brunes à noires plus ou moins humifiées a passées de faciès tabac et de
pyrofusinite. L’épaisseur de ces dépôts varie entre 2 et 12 mètres. Les
intercalations de bois fossiles, souvent de grande taille, sont fréquentes
en position de vie ou flottés. Les intercalataires de vases, sables ou
cendres sont également fréquents dans la plupart des coupes. La base des
premiers dépôts carbonés débute le plus souvent par des vases sapropeli-
ques vertes ou noires, de plaine d’épendage ou de mangrove à Quartz, car- .
bonates de Fer, Kaolinite, illites et smectites en proportions variables
selon les facies. Il n’existe pas de succession litho-séquentielle régu-
lière permettant des corrélations fiables d’une ,Niaye à l’autre mais plu-
sieurs types de successions en rapport avec l’environnement de dép&. de ce
matériau. Dans la région centrale. (Diego) , sur des facies argilo-sableux
palustres, se développent dl épaisses couches de tourbes d’eau douce dont
les faciès tr&s tranchés traduisent une origine végétale hétkrogene. De
part et d’autre de cette zone, que ce soit vers le Nord (Maka) ou vers le
Sud (Thiaye), les niveaux de tourbes d’eau douce sont en contact avec des
tourbes ou des argiles % mangroves (ZI restes de Bhizophora) qui attestent
la présence des eaux salbtes (Fig. 5).
Les premieres études palynologiques effectuées au B.R.G.M. sur ce
matériel ont montré qu’il n’existait peu ou pas de synchronisme entre
l’évolution végétale des différentes Niayes, ce qui permet de supposer que
ces entités géomorphologiques et hydrologiques ont pu fonctionner pour
leur propre compte à différentes époques de 1’Holocène.
Ceci est confirmé par les travaux d’A.M. LEZINE, qui sont appuyés à la
fois : sur une analyse beaucoup plus détaillée des éléments de la flore,
sur leur évolution phytogéographique et écologique, sur des dates et sur
des prélèvements de surface effectués a titre de comparaison, au Sénégal
et en Mauritanie.
390

A la lumière des résultats que nous venons d’exposer très brièvement
et qui seront complétés par plusieurs travaux: de thèse en cours sur ce
thème, on peut donc résumer les conditions d’e génèse de la tourbe des
Niayes de la façon suivante : sur un substratum sableux et désertique,
constitué par les dunes ogoliennes, le pluvial tchadien et la remontée
tardiglaciaire du niveau de base provoquent la mise en eau des dépressions
interdunaires et des systèmes hydrographiques antérieurs. La végétation,
qui avait pu trouver refuge dans les zones littorales. situées en contre-
bas, vient peupler dès - 9 000 ans B.P. ces -zones à eau stagnante, formant
d’épaisses couches de tourbes. L’évolution ultérieure de ce domaine et de
la tourbe associeé dépendra en fonction de la topographie de chacune de
ces dépressions, des variations de la pluviométrie et de l’hygrométrie
locale, des mouvements relatifs du niveau/ de base et de l’évolution des
grands système de cordons dunaires littoraux sous l’action du vent et des
courants côtiers. Ainsi si certaines Niayes ont pu fonctionner en discon-
tinuité jusqu’à nos jours, d’autres par c,bntre ont été asséchées (consti-
tuant des zones de culture intensive) ensablées ou érodées par les cou-
rants fluviatiles durant 1’Holocène.
39il

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INQUA/ DAKAR SYf4POSIUM "Changements globaux en Afrique"
LE GISBIENT NEOLITBIQUE DE KOBADI ( SA:= UJIIY: > ET
SES IKPLICATIOrS PALK)rrYDRoLOGIQUES.
Michel RAIKBABLT
Institut des Sciences Humaines BAXAKO X&I
Le gisement neolidhique de Robadi a été signalé par
Th. Monod et R, Kauny (1933). Un abondant matériel osseux y avait
été rkcolté avec des fragments de meules, de poteries et deux har-
pons (coll. IFA?? scb55-29 et 34)). Ils en soulirfnaient l'kportance:
fl.seul gisement ancien connu à 180 lzz B la ronde, le delta central
du IJiCer n'ayant pas fourni jusqu'ici de matériel préhistoriquel'.
Rous y sommes passé rapid.e::ent en janvier 1984, dans
le cadr e du Frojet dtInventaire des Sites arc&olo,iques du Mali,
axé sur l'examen des grandes buttes turnulifozzes protohistoriques
de la Zone lacustre. On y revenait une semaine en lai pour une
reconnaissance plus approfondie (levé do plan, examen des vestiges,
sanUages).
Les données du site :
La station commence à 4.00 m au Si:’ du village peulh de
Eobadi (17 21' 30" N et 93 29' 3C11' W), à 1'W de la piste de Diaoupbé,
soit à 13 km au NE de Nampala (cercle de Giono).
ELle occupe le bord oriental d'un léger relief allongé,
souligné de sable éolien récent, s'avançant au milieu d'un bas-fond
argile-sablonneux, inondable en hivernage.
Il s'agit d'une vartc concentration de déchets culinaires
oui
;
s'étend sur 350 m de longueur et 10 5 13 m de largeur, recnupee
p~ar de courtes rigoles de ruissellement mettant à nu l'épaisseur
du dépôt archéologique.
Les =Ptn= ..,-- UL de ooissons sont les plus nombreux. Les
échantillons étudiés appartiennent par irnPortance aux ordres des
Siluriforzes, fa::illes surtout dez Ciariidao et Ariidas, et des
Perciforzec, famille des Centropomidae, genre Lates.Certai.ns individus
-prochaient le m3tre de lonTueur.
Des éléments de plautronc d.r: tortucc aquatic-usa ont éti
J. -ecueillis. Ils concernent l'espèce Trionyx triunguis (1).
Les cmcodilierc a.2 sqnt - ?e3rirentés * ; , rzaiz on ne peut pas
encore se prononcer sur leur taille.
Les nazifères sont très fréquents. Ce sont en particulier
les hippopotames dont les dents et les os volumineux abondent
sur tout le site. On a observé auc;i. des rectes d'antilopes dircrscs
rit de ~h~cock$trcs. L'o::p;neri des piOc.:: :-.c:.:r?rqua.bles co:lectécs pr5-
.;j_s

Dix-huit squelettes humtins affleurent en surface,
sans struct-.re pztoctrice, au milieu des reliauats de repas. La
pratique n&olithi.que classique en décubitus l?iér$!. contractb e,L -L
rare (3 cas>. Les coiys sont plut8t &longEs sur le dos, la tête
townSe vers 1 lXst. Plus de la moitié des individus reconnus entiers
soDt d-s enfants.
T?ous nlinsistercns pas sur ltoutillace lithio-ue et
osseux , ni sur la cé-*- I ,.A.que particulièrement abondante et variée.
Yotons que les deux fragments de harpons en os découverts, ajoutés
aux deux pie- -,es sign$Llées par Th. Honod et R. Mauny, ont des caractères
proches de ceux de la région au NW d'A.raouane, bien connus
depuis les travaux de A. Gallay (1066) et de N, Petit-Haire et
J. Riser (1?83>.
Deux carrés de sondage furent établis au milieu du
site. Le second révélait un niveau d'habitat sur le replat en retrait
du dapotoir, 5 ncins 30 cm sous les sables actuels.
et hur:alns (3).
P2
Pl
PC
Les datations radiozétriouos :
Trcir rézult~,tz ont été obtcmls
'
sur ossezents anizaux
iT:ture . Age 14 C * AL~ historique
os brtl7és 3335.2 100 195 +, 100 av.J.C
hi~;o>o tm e
os
A
brCiléz 2sP,c $120 2 120 av J F
cranc hu,::ain 2415 - 120 :?5 2 120 av:J:C
.
Lez différences entre 1e.n tro?r datnc sont r?lativn-
*:ent iz.?ortant.oz, ZLleu témoignent d'une ion-e occupation du site
au Uéolittique final. On peut aussi supposer que les inhumations
sont postérieures & la forzatisn du dépotoir, ce qui evliquerait
pourquoi ltQchantillon P8 est plus jeune.
Cez datations donnent surtout des éléments nouveaux
pour la reconstitution hydrographique du Delta mort du Niger.
394

lhxs la seconde moitié du 2e millénaire avartt notre
ère, le Delta vif du Niger remontait au-del& de Nmpsla. On suit
sur les photographies aériennes correspondant aux cartes TGN au
1/x)0 OOOe de Nmp5l.a et de Niono les chapelets de mares et le
tracé sinueux de l'ancien cours de la Fala de Molodo qui alimentait
probablement l!essentiel des dépreL3 c-ions de la zone, Le ca?-ezent
de Kobadi se trouvait alors sur le rivage NY! de ce système actif
coiiecté au Niger. Plus au sud, dazs l'im:;ense dédale hydrogra?tique,
les conditionc d1inst_r71eti3n ét&ent difficiles, comme le
su$re l'absence dc vesticen néolithiques. Seuls quelques seuils
rocàew: coz?..;e ceLui de Boulel se trouvaient hors d'eau. Il est
possible qu'à cette date les eaux SO frayaient encore un passage
vers la dépression de N&a, S. l'Est du Hodh raurittion, Dar le
bras E?. direction SE-NY!, bien visible sur la carte de Namp&&.a entre
lez cozrbec de niveau 290, ponctué d'zacicnnes nares aux cotes
d'altitude oscillant entr: 261 et 253 m, cos..:er,;ant à 15 la au NE
de l'actuel Kobadi. Le développement de l'erg dc Wasadu dut par la
suite colzater cet exutoire,
Le site paléontologique de Kobadi. fournit un nouveau
jalon dans le processus complexe de l'évolution du "delta intérieur11
du Niger, au cours du quaternaire récent. Suite à l'installation
du dernier Aride sur le Sahara à compter de 4500 BP, on assiste à
une rkduction pr3 ,prszr 've des grands lacs et des défluents qr;i
sl+znociss~aie:ït sur la rive cauc5e du Fnissant fleuve. Vers
33OC E, ZC defta est encore bien d$velz;^e VC?Z IC I?l',', ;DU~ y
autorivrz lc vie Utune rLche faute aotlatinue et terrestre. Cette
situation dura ~6s d'un millénaire Eowe-rembleat l'L1;X-ncr les
datations 14C. Ceci nous azène i penser que cette %ériode de Téjoration
razile du cli:-.,-,t vers la séckeres,elf, eut& FOC ct 1500
rvant J.-C., doct pi?:-12 R. Xauzy (10611, ne fut pas si prononcée
aux 1 etitu5e.s sahéliennes actuelles.
Les populations qui profitèrent de cette natwe généreuse
restent à dCtcrzines. Elles ont neat-être
;
de 'I.oiz.t&?:s rapports
avec 13~ hr~;c; qui vécurent dans la re$on de Rassi-el-Abiod, au
N!7 de Araouane à la fin de la première pkca lacustre Holocke,
vers 7000 E? 6. Petit+aire et J. Riser, 1983). Nous avons dénoté
&o ,+;p?i~~b?v;~c~ ?ans la nature des gisements et des industries en
OS.
A la période protohistorique, la baisse du plan d'eau
de la crue permettra une large installation huEaine sur les reliefs
exordés. Lez buttes artificielles d'anciens villages occupent une
place i3prrtantc kans le modelé du paysage de N~-~~la 5 Léré et
.
sgnt ezcorc ~Lus noï.brcusc.s 8~ sud. (4). ZXec cor~ez:.:z.:en t 2 un
pet7plese2t dense e.U Cours du nreaier =*illAnrjre a_.--- --. de notre ère , lié
3~:: n!~~-2Ee.~-t:tt,z:3~ s?ison::isrez
395

détérioration brutale des conditions hydrologiques, entranant
l'abandon des sites (y), Celle-ci a peut-être été provoquée par
une modification tectonique de la région.
Biblio,wanhie
FONT23 (B), PERSON (A.), SALIEGE (J.-F,), 1981. Prospection et
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396

‘.
:
LE -DELTA INTERIEUR- DU NIGER 1
,’
\ \
/-
:
I
:
397
,’
:

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
10 Be IN A SEDIMENT CORE FROM LAKE BOSTJMTWI, GHANA
G.M. Raisbeck and F. Yiou
Laboratoire René Bernas - 91406 ORSAY - FRANCE
D.A. Livingstone
Department of Zoology - Duke University - Durham -
N.C. 27706 - USA
10
Be is a long lived (half-life 1.5 million years) isotope formeqCby
the interaction of cosmic rays in the earth 's atmosphere. Once formed Be
atoms become attached to aerosol particles, and are fairly rapidly (* 1 year
for those formed in stratosphere, * 1 week for those formed in troposphere)
precipitated to the earth's surface. The techniqugB;f(acdcesy;r..; o;;e;
spectrometry (AMS) now makes it possible to measure
long lived cosmogenic isotopes) in reasonable sized samples from various
geological reservoirs (polar ice, marine and lacrustine sediments). We pave
outlined in more detail elsewhere (1) 3 general applications of such Be
measurements; (i) as a monitor of production variations (ii) as a potential
dating tool (iii) as a "tracer". When the measurements described in this
work were begun, several years ago, our primary motivation in making them
.was related .fl the first application. We had at that time observed a large
increase in Be concentration in AntarT 'c ice during the last ice age (2).
One possible explanation was increased Be production (possibly associated
with reduced solar activity) during that time. It was thus desirable to look
for similar variations in other reservoirs.
The iqgal sediment reservoir for such an application, is one in which
the only Be input cornes directly from precipitation to the overlying
water. Many lakes are poor approximations to such a situation since they
have fairly large catchmentfsediment surface ratios. Changes in climate or
;;;i~p~toafl ;zzdjb ions cari potentially vary this ratio, and thus modulate
Be into the sediment. We thus were looking for a lake
having as small and constant a catchmentlsediment surface ratio as possible.
The Bosumtwi crater appeared very favourable in this respect. A further
advantage is that the lake is believed to contain sediments going 98;:
* 0.95 My, and thus offered the potential of ultimately giving a .
production record over a large fraction of the quaternary.
The measurements discussed here were made on samples from a 17 m
sediment tore (B-7) taken at Lake Bosumtwi in 1976, and described in Talbot
et al. (3). Samples of * 2 g dry weight were dissolved, together with Be
carrier, and Be chemically separated by the technique described in réf. (4).
AMS measurements for a series of 10 of these samples were made several years
ago at the Grenoble cyclotron, using the procedure given in réf. (5). More
recently measurements for an additional 14 samples have been made using the
Tandetron AMS facility at Gif-sur-Yvette, by the procedure described in
réf. (6).
The results of these measurements, as a function of depth in the tore,
are shown in Fig. 1. A "bess4fit" chronology, adopted by Talbot et al. (3),
on the basis of a series of C determinations in the same tore (or in cross
correlated depths from another tore, B-6) are also shown in Fig. 1.
399

For the moment, interpretation of the results of Fig. 1 is unfortunately
far from unambiguous, for several reasons. First, values of the "in
@tu" density for our samples , which are neeessary to transfgrm our measured
Be concentrations (in atoms/g) into fluxes (in atoms/cm sec>, are not
It is thus not possible to accurately estimate what fraction of
in the sediments ean be accounted for by frecipitation into
the catchment basin. If we assume a density of 0.2 g/cm (which is toward
the lower end of the range we have found for other lake sediments) and an
estimate of 0
on available
1%
9 mm/yr for the sedimentation rate $ving the Holocene, based
C d$p (3), ~5 obtain an average Be flux during the late
Holocene of * 5x1 atoms/cm sec.
average present "Be production ratues'": ~~fO-~a~~$%' ~~cth~7)glot~~
distribution pattern of La1 and Peters'(8) ; and a catchmentfsediment 'ratig
of *2
'2
we predict a flux due to precipitation also of * 5x10atoms/cm
sec. Thus our data are not inconsistant with an input dominated by
precipitation.
however, the
In view of the large uncertainty in the
above agreement must be treated for
density estimate,
the moment with
considerable caution.
of
This is a particularly
l0 Be into the sediments
important point because another potential source
is that adsorbed on dust particles from outside
the catchment area blowz&g into the lake. Changes in this input could then
give rise to variable Be deposition rates. In addition to quantitative
density measurements it would thus also be lvirable to have direct measurements
crater.
of present total and "wet only" Be fluxes near the Bosumtwi
Due to the fact that the estimated sedimentation rate in the tore
during the last ice age is significantly wger than the Holocene value (3)
(0.66 vs 0.39 mmlyr) and the measured Be concentration also somewhat
greaterleuring this period, a constant density would imply a substantially
larger Be flux during the glacial period. However, for reasons mentioned
above, we cannot for
have often observed
the moment make such a conclusion,
an fncreasing density as a function
especially
of depth
since we
for lake
Tgdiments. Ironically, our present working hypothesis is that the increased
Be concentration in glacial age Antarctic ice is probably not primarily
due to production variations (9).
Finally we should mention thatl'0although it is not of relevance to the
present cor$8, the measurement of Be, in conjunction with
rements of Al (haff-life g16,OOO years) potentially offers
similar measua
way of dating
sediemnts of * 5x10 - 5x10 years (19. T~US, if cores are ever taken to the
bottom of the Lake Bosumtwi crater,
measurements might help in establishing
(or other old African
their chronology.
lakes) such
REFERENCES
1) G.M. Raisbeck and F. Yiou, Nucl. Instrum. Meth. g, 91-99 (1984)
1) G.M. Raisbeck et al., Nature 292, 825-826 (1981)
3) M.R. Talbot et al., PalaeoecoEy of Africa 16, 173-192 (1984)
4) G.M. Raisbeck et al., Geophys. ResndLett. 6 717-719 (1979)
5) G.M. Raisbeck and F. Yiou, Proc. 2 Symposium Accelerator Mass Spectro-
metry, Argonne'National Laboratory Report ANL/PHY-81-1, p. 23 (1981)
6) G.M, Raisbeck, F. Yiou, D. Bourlès, J. Lestringuez and D. Deboffle, Nucl.
Instrum. Meth. BS 175-178 (1984)
7) G.M. Raisbeck eral., Nature 282, 279-280 (1979)
8) D. La1 and B. Peters, Handbuch der Phys. 46 551-612 (1967)
9) F. Yiou, G.M. Raisbeck,.D. Bourlès, C. L~~US and N.I. Barkov, Nature
316, 616-617 (1985)

C
E
2
4
al ‘0
0
6
8
.E 12
c
L
P
CI 14
16
18
10 Be concentration ( x108atom* /g 1
. 2 4 6 8
t
-e.
c c
t
-e-
+
-e-
+
-e-
-e-
+
3750
9000
12500
16500
20000
23000
24500
26000
27500
Fig. 1 : 10 Be concenixations as function of depth in tore B-7
"Best fit" C chronology from Talbot et al. (3)
401
0
d

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
OSCILLATIONS ACTUELLES ET VARIATIONS, DEPUIS 30 000 ans BP,
DES LIMITES DU SAHARA.
par Pierre ROGNON
Département de Géodynamique des milieux continentaux et UA
722. "Paléoclimats et paléoenvironnement en régions arides".
Université P et M. Curie, 4 place Jussieu, 75230 PARIS Cedex
Les explications de l'évolution actuelle du climat sahélien ont beaucoup
évolué depuis quelques décades, en passant par trois étapes où ont été
successivement invoquées :
sertiques
- une irrégularité permanente, inhérente aux climats péridé-
- des anomalies catastrophiques dont la distribution n'est
pas aléatoire : elles se groupent sur 4 ou 5 ans et se reproduisent de
manière assez régulière : 1912-15, 1944-48; 1968-73 selon un cycle de l'ordre
de 30 ans.
- la possibilité de brusques décrochements dans les moyennes,
avec la "persistance" de pluviosités anormalement basses pendant près de
15 ans (1968-1984). Parallèlement, les conceptions sur les causes de la
désertification actuelle se sont modifiées : attribuée en priorité aux
actions anthropiques (conférence de 1'ONU à Nairobi en 1977 sur la déserti-
fication), l'extension du désert s'explique aussi par de réelles modifica-
tions du climat, plus importantes à l'échelle du siècle que ce qu'on pensait
jusqu'ici.
Au Nord du Sahara, il existe aussi des groupements de quelques
années sèches successives où l'on constate surtout une mauvaise répartition
des pluies sur les saisons d'automne ou de printemps. Mais ces sécheresses
n'ont qu'une extension-régionale (Sud Marocain, Sud-Oranais, Hodna etc...)
par opposition à l'extension zonale des sécheresses sahéliennes. Il ressort
de cette comparaison que le "comportement" actuel des limites du Sahara
sur ses deux principales bordures est très différent.
Les données paléoclimatiques disponibles sont bien plus
nombreuses pour la bordure sud du désert que pour la frange méditerranéenne.
Mais la différence de comportement c.onstatée dans l'Actue1 semble confirmée
à l'échelle des 30 derniers millénaires :
1- EVOLUTION RAPIDE DU CLIMAT SUR LA BORDURE SAHELIENNE :
1“) Sur les courbes de l'évolution globale depuis 30 000 ans, le passage
d'un climat humide à une extrême aridité - on l'inverse - s'effectue toujours
en un ou deux millénaires : 20 - 18 000, puis 12 - 10 000, puis 5 000 -
4 000 BP (fig.1). Ces "abrupt changes" sont visibles sur toutes les courbes
d'évolution des paléoenvironnements publiées pour le Sénégal, le Mali,
le Niger, le Tchad, 1'Afar ou l'Afrique orientale à partir des données
des paléolacs, des pollens, des diatomées etc... Seule l'amplitude de ces
brusques décrochements reste en discussion, en particulier pour la cuvette
du lac Tchad. Il est possible aussi que :
- de légers décalages chronologiques puissent exister dans
les dates de ces "abrupt changes" entre l'Ouest et l'Est de la zone sahélien-
ne (P. Rognon, 1980)
403

- la continuité de l'extrême aridité de 1'0golien (18 000
à 12 000) doive être légèrement nuancée. L'absence de vestiges de petites
pulsations humides (comme celles qui sont connues pour l'aridification
récente depuis 4 500 BP) est probablement due à leur destruction par l'éro-
sion sous climat aride (fig.1).
2') Ces courbes sont interrompues par une série de' crises climatiques,
qui, malgré leur courte durée (quelques siècles ?>, ont été assez intenses
pour entraîner une nette déstabilisation des milieux naturels. La crise
autour de 30 000 BP est encore mal connue (Tchad, Afar); celle de 11 -
10 000 BP, dédoublée en une crise d'extrême pluviosité suivie d'une forte
aridité, est enregistrée au contraire en de nombreux points et traduit
la grande instabilité à la limite Pleistocène/Holocène; enfin celle qui
se situe approximativement entre 8 000 et 7 000 BP est nettement marquée
au Sénégal, au Tchad, dans 1'Afar etc... mais n'apparalt pas au Nord du
Mali.
3O) Crises et décrochements existent donc aussi à l'échelle de 30 000 ans.
Il est difficile, à partir des données sur l'époque historique (S. Nicholson,
19801, de dire:
- s'il existe des accidents d'échelle intermédiaire entre
ceux qui apparaissent dans les enregistrements météorologiques (1 ou 2
décades) et ceux d'échelle géologique (quelques siècles à 1 ou 2 millénaires)
- si l'amplitude des accid,ents constatés depuis un siècle
est "naturelle", ou plutôt dans quelle mesure, elle est amplifiée par la
destruction anthropique de la couverture végétale (désertification), dont
on sait, maintenant, qu'elle est en mesure d'intensifier (par un mécanisme
de feed back) les oscillations vers l'aridité.
ENNE :
II- VARIATIONS PLUS PROGRESSIVES SUR LA BORDURE MBDITERRANE-
1") Sur la période de 30 000 ans (fig.l), les courbes globales semblent
indiquer une évolution du climat moins heurtée. Mais la rateté des enregis-
trements continus sur carotte et des datations 14C laisse encore subsister
bien des incertitudes, en particulier pour la période d'aridification qui
s'étend de 20 000 BP (dernier paléosol dans le Sud Marocain et le Sud-Tuni-
sien) à 1'Holocène inférieur. Il faut noter également une différence très
importante entre les deux périodes pluviales mises en évidence sur ces
30 derniers millénaires (P. Rognon, 1986):
- Le Soltanien est un pluvial bien marqué, caractérisé par
des sols rougeâtres, des alluvions limoneuses, des dépôts continus de loess,
une végétation de steppe à Armoises et des lacs étendus (Sud-Tunisien).
- L'Holocène moyen (6 000 - 3 000 BP) est une récurrence
humide, caractérisée par des sols gris, noirs ou bruns à tendance hydromor-
phe, des marécages et une végétation mixte d'Armoises et d'Herbacées saison-
nières.
Ces réponses différentes des paléoenvironnements traduisent
certainement des différences dans la répartition de la pluviosité selon
les saisons et, probablement dans les mécanismes climatiques. Le pluvial
404

de 1'Holocène moyen se situe en effet dans un contexte maritime très diffé-
rent puisque l'équilibre qui s'était installé dans les milieux océaniques
depuis 20 000 ans BP au moins ( Optimum glaciaire), est rompu dès 12 000
BP dans le Proche Atlantique et seulement vers 7 300 BP en Mer d'Alboran
(C. Pujol, 1985). Au Sahel, au contraire, les deux pluviaux qui encadrent
l'aride ogolien, semblent avoir eu des intensités analogues. Dans les deux
cas, ces pluviaux se caractérisaient par des pluies fines et prolongées,
résultant de mécanismes atmosphériques encore mal connus qui favorisaient
un étalement sur l'année de pluies aujourd'hui strictement limitées a quel-
ques mois d'été. Ils se placent, tous les deux, dans la période comprise
entre >28 000 et 8 500 BP où les températures sont restées inférieures
de quelques degrés à 1'Actuel jusqu'en zone tropicale humide de l'Afrique
de l'Ouest (J. Maley et Livingstone, 1983).
2") Le sens des variations des limites du désert est beaucoup moins uniforme
au Nord du Sahara.
- à l'échelle de l'ensemble du Nord Sahara, on constate;
en général, une opposition nette entre les tendances au Sud du Maghreb
et celles de l'ensemble libyco-égyptien. En effet, alors que le pluvial
Soltanien d'Afrique du Nord s'étendait très au Sud (jusqu'au Hoggar) sur
le Sahara occidental, le Sahara libyco-égyptien entre >20 000 et 10 000 BP
était aride. Lorsque, vers l'extrême fin du Pleistocène, le Sud du Maghreb
s'assèche jusque vers 7 000 - 6 000 BP, on observe une période humide en
Libye et en Egypte. Enfin, la récurrence humide de 1'Holocène moyen à l'Ouest
correspond à une aridification rapide du Sahara oriental jusqu'aux conditions
hyperarides actuelles
- à l'échelle de l'Afrique du Nord, certains résultats, qui
restent à vérifier, indiqueraient des évolutions opposées selon les régions
au cours de 1'Holocène inférieur, qui seraient comparables aux anomalies
de sécheresse actuelles dont l'extension paraît toujours limitée. Ces diffé-
rences de comportement qui s'opposent au "monolithisme" de la bordure sahé-
lienne, peuvent être attribuées à l'extrême cloisonnement du relief et
à l'existence de façades maritimes proches. Mais elles doivent aussi faire
intervenir des différences fondamentales dans les "réponses" des deux bordu-
res du Sahara à toute variation dans l'équilibre global des composantes
du climat à l'heure actuelle, comme au cours des 30 derniers millénaires.
III - UN ESSAI D'EXPLICATION :
Les causes possibles de ces différences de comportement feront l'objet
de la discussion de cet exposé au cours du Colloque de 1'ASEQUA à Dakar
en avril 1986.
405

4
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INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique”
CHANGEMENTS CLIMATIQUES ET OCCUPATION
SEPTENTRIONAL A L’HOLOCENE ANCIEN
Dar Jean-Pierre ROSET
Institut français de recherche scientifique pour le
développement en Coophation
(ORSTON) 213 rue La Fayette, 75480 Paris cédex 10,
France.
HUMAINE AU NIGER
La question des changements climatiques très importants qu'ont connu les
régions sahariennes dans un passé relativement peu éloigné a fait l’objet
de controverses souvent passionnées lorsque les archéologues en ont, parmi
les premiers, soutenu la thèse, puis, au cours de ces quinze dernières années,
de recherches patientes qui ont permis d'accomplir des progrès remarquables.
L’existence d’un Sahara autrefois humide, affirmée très tôt par les
préhistoriens, se trouvait en effet d'emblée démontrée par la présence et
l’abondance souvent extraordinaire, dans des régions aujourd'hui totalement
désertiques, de vestiges attestant l'installation à l'évidence durable de
groupes humains probablement importants. La reconstitution de ce paléo-
environnement par les spécialistes des sciences de la terre fut en revanche
une tâche longue et difficile. Ce n’est qu’assez récemment, dans le courant
des années soixante dix , qu’ont été réunies les preuves indéniables de
l'existence de paléoclimats successifs et établies leurs caractéristiques
principales.
En ce qui concerne l’Afrique centrale, après les premiers travaux de cher-
cheurs souvent isolés dont le mérite a été de montrer l’importance pour les
études quaternaristes des régions désertiques et sahéliennes du Niger et du
Tchad, parmi lesquels il faut mentionner ceux de H.FAURE (1962), de 3.L.
SCHNEIDER (1967) et de 3.PIAS (1970), un programme de recherches concertées
de l'O.R.S.T.O.M., centré sur le bassin du Tchad et animé principalement par
M.SERVANT dans le domaine de la stratigraphie et de la sédimentologie, par
S.SERVANT-VILDARY dans celui de la micropaléontologie des diatomées et par
3.MALEY pour la palynologie, devait aboutir, entre 1973 et 1980, à la publi-
cation de,monographies régionales présentant pour la premières fois les
traits essentiels de l'évolution des climats à la fin du Pléistocène et
pendant 1’Holocène pour cette zone géographique. Des missions étrangères à
ce programme sont venues parallèlement apporter des informations complémen-
taires sur des secteurs périphériques, dans le nord-est de 1'Aïr (M.A.3.
WILLIAMS, 1973) ou au Tibesti (D.JAKEL, 1977, 1979). Les recherches en
cours actuellement sur la rive occidentale du lac Tchad contribueront sans
doute à préciser certaines phases de la chronologie (A.DURAND, 1980, 1982),
il est probable également que le récent programme “PALHYDAF” du C.N.R.S.
(g.C.FONTES, Fr.GASSE, 1985) réalisé sur un transect méridien de la Tunisie
au Niger enrichira la connaissance des mécanismes paléoclimatiques et de
leur impact sur l'environnement, mais il n’en demeure pas moins que le
remarquable travail de synthèse effectué par l’équipe de géologues de
1'O.R.S.T.O.M. définit d'ores et déjà dans ses grandes lignes le cadre de
vie dans lequel ont évolué les populations préhistoriques à la lisière
méridionale du Sahara pendant la période considérée.
Ce fut le rôle d’une autre équipe de l’O.R.S.T.O.M., constituée de nré-
historiens cette fois et à laquelle appartenait l'auteur, de préciser, au
Niger oriental, l'évolution de ces populations préhistoriques au cours des
variations climatiques mises en évidence par les spécialistes des sciences
de la terre. Une dizaine d’années de prospections et de fouilles permettent
407

‘en effet aujourd’hui de confronter les résultats de la géologie et de la
préhistoire.
Après avoir exposé sur quelle base et comment s’est effectuée la
tentative de reconstitution paléoclimatique élaborée par les géologues de
l’O.R.S.T.O.M., afin que soit clairement définie la nature des climats ainsi
reconstitués, l'auteur examine les conditions qui marquent les derniers
millénaires du Pléistocène et annoncent le changement climatique complet
qui se produit après 10.000 ans B.P..
Les travaux de M.SERVANT ont mis en évidence l’existence, vers 12.000 ans
avant nos jours, d’un bouleversement climatique ayant pour résultat l'installation
de conditions humides survenant après une longue période de très
forte sécheresse (période "Kakmienne"). De nombreux lacs apparaissent
simultanément dans la cuvette tchadienne. Ce changement paléogéographique
traduit localement un phénomene général affectant à cette époque toute la
bordure méridionale du Sahara (P.MICHEL, 1969; L.HEBRARD, 1972; K.W.BUTZER,
1972; Fr.GASSE, 1975). Dans les régions septentrionales du Niger et du
Tchad cette humidité conna$t son maximum vers 9.000-8.000 ans B.P. et résulte
d’une pluviosité supérieure à l'évaporation et assez bien étalée sur
l’année. Les températures sont alors localement plus basses qu’actuellement
(M.SERVANT, 1973; S.SERVANT-VILDARY, 1978; J.MALEY, 1980).
Or l'homme n’est plus absent du paysage à cette époque, comme a.P.ROSET
a eu la possibilité de l'établir sans équivoque au cours de ces dernières
années en différents secteurs du Niger nord-oriental (1982). Les documents
archéologiques réunis par l'auteur autorisent à penser qu'il s'agit là en
réalité d’une période absolument déterminante pour l'histoire du peuple-
ment du Sahara méridional et, au premier chef, pour la mise en place du
néolithique.
Quatre sites archéoloqiques découverts en place et présentant des
conditions de gisement bien contrôlées fournissent un ensemble de data-
tions radiométriques cohérent, qui les situent entre 9.550 et 9.030 ans
B.P. c’est à dire pendant l’optimum climatique du Nigéro-Tchadien III
(M.SERVANT, 1973). Les fouilles pratiquées depuis 1979 ont permis d'éta-
blir formellement que la céramique est connue et utilisée dans ce secteur
dès 9.550 ans B.P. et qu'elle est déjà bien développée dès cette époque.
Ce fait nouveau dans l'archéologie saharienne atteste l'existence d'un
centre d’invention de la céramique indépendant de celui du Proche Orient.
Cette céramique est associée à un matériel de broyage des graines abondant
et on retrouve cette association sur de nombreux gisements de surface que
les sites en place permettent désormais d'interprêter. Cette association
indique très clairement que la récolte de graminées comestibles, leur pré-
paration et leur conservation ont été intégrées très tôt dans les habitu-
des alimentaires des populations préhistoriques du Sahara méridional.
L'auteur s'interroge sur la nature de l'implantation de ces populations,
qui semble avoir été importante dans la région, et sur le degré de déve-’
loppement économique qu'elles avaient atteint.
Il semblerait certainement prématuré de parler d'une économie néolithi-
que déjà réalisée dans le domaine de l'agriculture dès cette époque, tant
que des preuves irréfutables n'auront pas été produites. Cela n’est pas
encore le cas actuellement. Il reste cependant que des faits de cette na-
ture et d'autres qui se dégagent de l'exploitation du matériel lithique
et de l'analyse pétrographique des céramiques ne peuvent pas non plus ne
408

ne pas être replacés dans le milieu où ils se produisent et auquel ils sont.
indissolublement liés. Or ce milieu est propice, l'humidité qui règne alors
sur le Sahara méridional pouvait sans aucun doute donner toutes ses chances
à une agriculture débutante. L'auteur estime que les circonstances climati-
ques favorables restituées par les spécialistes des sciences de la terre
confèrent toute leur signification aux divers éléments rassemblés par l'ar-
chéologie. Ces éléments indiquent qu’une mutation profonde de l'économie est
en cours si elle n'est pas déjà effectuée. A tître d'hypothèse minimum, il
semble donc que l'on puisse avancer l'idée qu'un processus de néolithisation
totalement africain est en marche au Niger dès. la seconde moitié du dixième
millénaire avant nos jours.
Indications bibliographiques
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410

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES APPORTS DE LA CONNAISSANCE DES SOLS INTERTROPICAUX
AU DEVELOPPEMENT DE LA PEDOLOGIE : LA CONTRIBUTION DES
PEDOLOGUES FRANCAIS
Alain RUELLAN
ORSTOM
213 rue La Fayette - 75480 PARIS CEDEX 10
L'étude des sols des régions intertropicales, menée depuis une quarantaine
d'années par des équipes scientifiques françaises travaillant en coopération
avec de nombreuses équipes nationales des pays de ces régions, a fortement
contribué â l'évolution des concepts, des méthodes et des connaissances de
la pédologie toute entière.
Quatre contributions sont essentielles :
1 - Le sol se définit d'abord par ses structures, qui lui sont spécifiques.
Ces structures existent â toutes échelles, depuis le cristal et
la cellule jusqu'au bassin versant et au paysage régional. Il peut
exister, entre les différents types de structures de la couverture
pédologique, des relations spatiales et des relations temporelles
que l'on. met en évidence par l'analyse détaillée, aux différentes
échelles, des distributions verticales et latérales, des constituants
et des structures. Des observations et des mesures dynamiques con-
firment la réalité de certaines des relations spatiales et temporelles,
et montrent que les structures, qui se traduisent en particulier par
des systèmes de porosité, par des concentrations de certains consti-
tuants, par des interfaces d'horizons, etc..., jouent, â toutes les
échelles, des rôles fondamentaux dans les fonctionnements physicochi-
miques, mécaniques, biologiques des sols.
La démonstration de l'organisation â quatre dimensions de la couverture
pédologique a pu être souvent faite en milieu intertropical. Les leçons
que l'on doit en retenir sont de deux ordres :
- A toutes les échelles, des traits pédologiques, des types d'horizons,
des "types de sols", généralement considérés comme très différents les
uns des autres, sont en fait étroitement reliés entre eux :
* ils le sont dans l'espace, verticalement et latéralement, souvent sur
de grande distances : l'existence, en particulier, de relations
latérales, de transferts latéraux de matière â l'intérieur de certaines
couvertures pédologiques, a été â maintes reprises démontrée ;
* ils le sont dans le temps, c'est-â-dire qu'ils se succèdent dans le
temps en un même lieu, par autodéveloppement de la couverture pédolo-
gique, ou par variation des facteurs externes.
Relations spatiales et relations temporelles sont évidemment étroite-
ment imbriquées : fréquemment, les distributions spatiales des struc-
tures pédologiques, c'est-â-dire des divers types de traits pédolo-
giques, de vides, d'agrégats, d'horizons, de superpositions d“horizons,
de toposéquences, expriment les divers stades d'évolution d'une
411

même couverture pédologique. On a pu même démontrer, dans certaines
couvertures pédologiques, l'analogie, à differents niveaux d'organisa-
thon, des distributions structurales verticales, latérales et temporel-
les.
- L'unité d'organisation, "l'individu-sol", que l'on doit connaître,
analyser, et qui servira de base pour les représentations cartogra-
phiques et pour les transferts de connaissance, n'est pas d'un modèle
unique. Ceci oblige â repenser les démarches cartographiques, les
démarches typologiques et taxonomiques, les démarches classificatrices.
2 - Le sol est un milieu de concentrations minérales. L'origine pédologique
de fortes concentrations, mono-minérales et subsuperficielles, d'alu-
mine, de fer, de manganèse, de kaolinite, de smectites, de carbonates,
de sulfates, de chlorures, a été à maintes reprises démontrée.
Les mécanismes sont essentiellement d'altération, de transferts,
d'accumulations relatives ou absolues, d'épigénie, de génèse de minéraux
nouveaux, le tout dans le cadre d'un milieu structural en perpétuelle
évolution et qui est â la fois guide et conséquence des mécanismes
de concentration.
3- Le sol est un agent actif de l'élaboration des reliefs. L'importance,
en m9lieu intertropical, des phénomènes d'altération chimique, de
soutirages de matière, de concentrations minérales résiduelles, a
permis de montrer que le rôle, dans l'élaboration des reliefs, des
mécanismes géochimiques et des mécanismes de différenciation de
la couverture pédologique, ne se réduit pas â la simple préparation d'un
matériau plus facile â éroder. Il y a auss-i rectification des reliefs
par transformation minéralogique, par soutirage géochimique, par modi-
fication des circulations de l'eau au sein et au sommet des sols.
4- L'homme est un agent puissant de la transformation du sol. Les ruptures
d'équilibre provoquées par les défrichements et par certaines techniques
culturales entrainent souvent, et rapidement, des modifications morpho-
logiques spectaculaires, certaines de ces transformations étant ana-
logues â celles, beaucoup plus lentes, qui ont marqué l'histoire
préanthropique du sol. Par ailleurs, les couvertures pédologiques
étant fortement structurées, étant fortement différenciées verticalement
et latéralement, étant le lieu de transferts verticaux et latéraux
et de modifications structurales rapides et importantes, tout ceci
oblige â repenser l'approche de la fertilité des sols. La lecon prin-
cipale â tirer est que, quand on parle de fertilité du sol, de ce
qu'elle est aujourd'hui, de ce que l'on souhaite qu'elle soit demain,
il faut faire attention â deux choses :
1) La fertilité ne se définit pas â partir des seules caractéristiques
d'un pédon, mais par les caractéristiques d'un ensemble pédologique
beaucoup plus large, dont il faut connaître les variations verticales,
latérales et temporelles ;
2) Pour connaître la fertilité, il faut se donner les moyens de pouvoir
prendre en compte, d'une façon prioritaire, les caractères morpholo-
giques détaillés et leurs relations avec les autres caractères des sols,
412

physico-chimiques en particulier, ainsi que leurs relations avec les
mécanismes et avec les plantes.
Ceci oblige â reconcevoir complètement les démarches de l'expérimen-
tation agronomique dont les localisations et les modalités doivent
tenir compte étroitement de la réalité des structures de la couver-
ture pédologique.
L'ensemble de ces résultats conduisent â repenser certaines démarches
concernant l'étude et l'utilisation des couvertures pédologiques : analyse
structurale, cartographie, classification, expérimentation agronomique,
diagnostic de la fertilité des sols, conseils en matiëre d'utilisation
des sols.
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(Maroc Oriental). ORSTOH, 302 p.

INQUA/ DAKAR SYIY!POSIUM "Changements globaux en Afrique"
CLIMATIC CHANGES IN AFRICA AS RECORDED IN
SEDIMENTS OF THE ATLANTIC OCEAN
Michael Sarnthein
Geologisches Institut, Universitaet Kiel,
F. R. Germany
Five major questions Will be dealt with this paper. Firstly,
why to investigate African continental climate in the deep-sea?
Many sediment cores from the eastern Atlantic and from the deep
sea quite generally, provide excellent historical records of
marine and terrestrial paleoclimate because of ongoing conti-
nuous sedimentation during glacial and interglacïal times,
because of a high level of chronostratigraphic precision during
the Quaternary and Tertiary and in particular, because of the
unique opportunity to correlate each local climatic signal
directly with the actual state of global climatic evolution by
means of stable isotope stratigraphy.
The second question concerns the major features of African land
climate to be investigated by the deep-sea sediment record.
Prime target is a better understanding of the principles ruling
variations in the distribution of humidity and aridity. Their
comprehension is closely related to recording the long-term
maximum northward penetration of the Intertropic Convergence
Zone (ITCZ) during northern summer, although the implications
of the ITCZ position for the Sahelian wetness are not fully
understood as yet. Of similar interest is the latitudinal posi-
tion and strength of the meridional trade winds and of the
Saharan Air Layer (SAL), a mid-tropospheric jet which is causal-
ly related to the temperature gradient along with the ITCZ. It
confines the Saharan Upper air heat high to the south and
carries the bulk of Sahelian dust to the Atlantic (Fig. 1).
Finally, the ancient seasonal variation of these synoptic fea-
tures needs to be recorded for a genuine understanding of their
climatic impact.
The third question is related to the paleoclimatic models to be
tested by the deep-sea sediment record. One mode1 suggests a
uniform equatorward shift of the dry and humid climate belts in
the subtropics during glacial times as a result of the widened
belt of polar climate, and vice versa, a polar shift during
interglacial times. A second mode1 suggests that the climate
belts in the subtropics have retained an essentially constant
latitudinal position through glacial and interglacial times,
but that the Saharan desert belt has strongly widened during
glacial times on expense of both the Mediterranean and transi-
tional.climate belts in, the north and the tropical belt in the
south. Variations of wetness are basically related to different
sea-land temperature gradients and the strength of zona1 vs.
meridiorial wind systems,‘ Tbe marine sediment,record clearly
favors the .second mode1 of climatic change-
415

The fourth question is concerned with the sedimentary signals
that record humidity and aridity on land and that reveal
quantitatively the position of wind systems and wind strength,
and in addition, their seasonal changes. The best record of
the seasonal distribution of vegetation patterns and wind
systems is derived from pollen analysis (Hooghiemstra, this
symposium). Diatoms, clay minerals and stained quartz form
reliable markers of wind directions, moreover, certain grain-
size parameters which also serve for deducing ancient wind
speeds. Furthermore, the position of nearshore upwelling cells
reveals the position, direction and (seasonal) strength of the
forcing wind fields. An excess of clay relative to coarse
grained silt separates river supplied sediments from dust de-
posits close to the continental margin. In general, the scale
of (non-turbiditic) aquatic transport distance is much smaller
than that of winds because of rapid deposition due to the
"marine snow" mechanism.
The fifth question is related to the geologic 'time intervals
of particular interest. Both the paleoceanography in the east
Atlantic and northwest African paleoclimates are intimately
correlated with the evolution of polar ice sheets. Accordingly,
the long-term climatic history of the Neogene is characterized
by relatively stable, warm climates with weakened trade winds
and humid conditions in North Africa. This regime was inter-
rupted by several major episodes of climatic deterioration in
the latest Miocene/early Pliocene, between 3.2 and 2.4 myr,
and near 1 myr. During the last 2.4 myr, the "Milankovitch"
cycles appear as dominant forcing of North African climatic
change. A highly important feedback of trade-wind strength on
the global CO,-budget and climate has been observed for phases
of abrupt climatic change during glacial Terminations, such as
during 16 to 8.5 k yr. A general although,saw-tooth like
course of climatic deterioration is found in the marine sediment
record of the last 6,000 years.
This is a summary of numerous papers and thesises finished at
Kiel University during the last years by Erlenkeuser, Kieper,
Koopmann, Lange, Pflaumann, Sirocko, Stabell, Stein, Tetzlaff
(Hannover), Vogelsang, and Wolter (Hannover).
416

25
15
5
I
je-
,Q-
0,
0
-- l
n SAHARA
25O ra% 15O
Fig. 1: % %--
Oes +th
I I
50 w
Major climatic zones ar,d flow pattercs and directions of dust
supply by different wind systens. Open arrows: zona1 winds of
Saharan Air Layer (SAL). Soli5 arrows: meridional (surface-)
trade winds.
. 417
\.-
-0
\ \
\
.
A I
7

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
A CROSS SECTION THROUGH THE LACUSTRINE ENVIRONMENT
IN THE PLEISTOCENE LAKE MANYARA BEDS AT MINJINGU,
NORTHERN TANZANIA
Thomas Schlüter
Department of Geology, P. 0. BOX 35052,
University of Dar es Salaam, Dar es Salaam, Tanzani:
Lake Manyara (479 km') is situated at the eastern margin of
the Tanzanian rift valley (fig. 1). The Lake Manyara beds of
Pleistocene age were.,depoaited in a formerly much wider exten-
sion of the today alkaline lake. Generally these layers Eompri-
se limestones, subordinate tuffs and reworked volcanic detri-
tus. Concretionary and brecciated limestones are common, con-
glomeratic limestones occur near the old shore .lines and sandy
beds with fish remains are also found (PICKERING 196243).Reef
like structures (oncolites) assigned to stromatolites have a
widespread distribution near the village Mto wa Mbu (DIXIT
1984).
Fig. 1: Sketch map of nor-
thern Tanzania with tho lo-
cality of Minjingu at the
Lake Manyara. The extension
of the .Pleistocene Lake Ma-
nyara beds is stippled. Ma-
jor faults of the rift val-
ley are given in black li-
nes.
The. highest former lake level in the area is probably indicated
by the phosphatic deposits at Minjingu which are now up to 100
m above the present lake level. Successive limits of the retrea-
ting lake are marked by a series of terraces, most fully deve-
loped in the vicinity of Minjingu where 5 distinct levels could
be recognized,
The important phosphate deposit surrounding the hi11 of Minjingu
was discovered and surveyed since the late fifties. Its economic
exploration started in 1982 with Finnish aid. About 10.
million tons of ore averaging a content of 19 - 32% P 0 were
proved and provide for the next 15 - 20 years a prof1 -? ab 7 e source
of fertilizer.
The escarpment of the Minjingu hi11 is formed by massive quartzites
with biotites of Usagaran (= late Precambrian) age interbedded
with a banded gneiss. Close to the hi11 is hard phospha-
419

te (HI-) which gradee ietcruliy into friahie white soft phospha-
te (SP) interstratified with lake bed clays.
Independent radiometric age dating (radioactive unequili+rium)
of the upper layers of the soft phosphates gave+300 DO0 - 'ici%
(v. STRATEN, pers* Comm*) respectively 260 000 - 10% (TAIES,
pers. comm,> years,
The deposit was believed to have formed by reaction of phospha-
tic solutions, derived from the leaching of guano, with the al-
kaline lake waters (ORRIDGE 1963). However, detailed investiga-
tions on cross sections in a cm-scale of the lacustrine envi-
ronment of the soft phosphates (sec fig. 2) intended some new
aspects for the origin of the deposit, whish lead to the follo-
wing conclusions:
1, The amount of well preserved bird bones (Phalacrocorax sp. -
e cormorant) is innumerable and from the literature comparable
only with rather few loealities.
2. However, the almost monospecific bird's fauna indicatea also
an extreme biocenosis of the former island on which these cor-
morants lived and breeded in large colonies, probably without
considerable predatory enemies.
3. Even the matrix of the soft phosphates appears to be of clas-
tic origin, mainly formed by bone fragments of both cormorants
and fishes, That is in contrary to the former assumption of a
chemical precipitation of dissolved guano from these birds in
the alkaline lake waters. The layers show sometimes a typical
bone bed character,
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rane (Phalacrocorax SP.) in Nord-Tanzania.-- J. Ornithol.,
Berlin (in press),
420

5m
Om
i d paleosol
~~~white~ irregular ‘flint’-like nodules
ksilicified green chert
$g
,,A
-‘- - bioturbation
4 cemented quartzite fragments
$J M slumping structure&
&?gJ i ‘varven’-like laminated with fish skeletons
-3Om+ -partly silicified
1 silty,white,fine laminated-
bioi
augites&
:urbation-
Fig. 2: 3 correlated sections from the lacustrine environment
of Min-jingu. Granulated hatching: soft phosphate; horizontal
hatching: olive green clays and claystones; vertically alterna-
ted hatching: calcarenites; black spots: boulders (quartzites,
bombs etc.); C: accumulated cormorant bones; F: fish bones.
421

INQUA/ DAKAR SYMPOSIW! "Changements globaux en Afrique"
THE SOUTHERN MARGIN OF SAHARA IN NIGER AND ITS HISTORY
DURING THE LAST 100 YEARS
ERHARD SCHULZ GEOGRAPHISCHES INSTITUT
AM HUBLAND
D 8700 WÜRZBURG GERMANY
The advancement of desert is the most common image for
desertification. Originally desertification was described
as degradation of non arid areas (Aubreville '1949) and the
UN definition does not restrict it to arid regions( UN 1977).
Even the climatic component is not necessarily incorporated
(Dregne 1983).
Nowadays the expanding Sahara gives a fascinating picture
to explain desertification, and is in fact the backgraound
for most of the protection programs in the Sahel - as
green belts against the desert etc - ( Cloudsley-Thompson 1974,
Ibrahim i984,Kassas 1970, Stebbins 1937).
Actually we have only scattered and insufficiant informations
about the southern margin of the Sahara and its dynamics.
Capot-Rey (1952) gave an overview,Kassas (1970) postulated the
creeping desert in Sudan,Barry (1983) described the floristic
transition from Sahara to Sahel in Mali,Bernus(l983) gave a
description of this border in NW-Niger.
Additionally confusion may derive from different definitions
of desert against savanna and Sahel. In this context the de-
finition of Monod (1954) is used. Desert is distinct from
savanna by the mode of distribution of permanent vegetation
as : contracted (linear) for desert and diffuse for savanna.
Savanna stands for diffuse tropical tree and grass vegetation.
This is easily recognizable in the field and one may even fol
low the history of this limit through the last hundred years,
since there exists a number of descriptions of landscape along
the old Borno road from Kukawa to Tripoli via Nguigmi, Bilma,
Murzuk ( Barth 1857,Nachtigall 1879, Tilho 1911-1914, Gentil
1943,Frison-Roche 1961, Gardi 1979) Own field observations on
vegetation along the transect Bilma-Nguigmi in 1984 could be
compared with the air photographs from i955/56 ( IGN i955/56).
Recent observations in the marginal region of Sahara showed
a clear and relatively Sharp borderline of desert: the change
of the Acacia-Panicum vegetation from the contracted to the
diffuse form. Transition of desert to savanna occurs in the
same vegetation unit - the Acacia-Panicum complex - and it
cari be followed as well in dune areas as in rocky region.
TO the South there is the broad belt of the Commiphora-Acacia-
savanna which is very typic for the northern Sahel.
Two mountain areas vary the picture. In the southern high plat
eaus of Air one Will find a diffuse Commiphora-Acacia-Rhus
savanna, whereas the lower part of the mountains and their fore-
lands show the typical linear Acacia-Panicum vegetation to
their southern limit in the Tigidit.area. In the Agadem-Homodji
plateaus in eastern Nig'er a diffusé Maeruavsavanna exists on
the top and the forelands have again the characteristic Acacia-
423

Panicum vegetation.which changes to its diffuse for-m some
90 km to the South.
The historical descriptions'of the Borno-road ( Barth 18579
Nachtigall i879) eoincide in a change of landscape from the
desert to a "steppelt near Agadem with a vegetation of tufted
grasses and Cornulaea monacantha and in the mountains they
reported trees as Capparis decidua, Acacia sp; or'shrubs like
Leptadenia pyrotechnica and Salvadora persica. Ca. 9s km to
the South they described the transition t8 a savanna in the
dune area north of Beduaram well ( ca. 15 45'N).
Members of the Tilho mission ( Tilho 1911-1914) described
the transition from a Acacia-tree vegetation to a poor "steppe"
of tufted grasses and Cornulaca in the surroundings of
Beduaram well and near Ngourlithey found Acacia albida,Ziziphus
and Maerua.They noted the Commiphora vegetation as
made of a characteristic VI dense tree with white wood".Comparing
this situation with the descriptions given by Barth
( 1857) they concluded a significant deterioration of vegetation
of that atea and an advancement of the steppe against
the savanna.
In the 40 ies ( Gentil,refered in Gardi 1979) the Ngourtiarea
was covered by a thick bush and tree vegetation of the
Commiphora type, Froson Roche ( 1961) located the transition
of savanna to desert ca. 90 km north of Ngourti.
Descriptions of Gardi (1979) and Desaules /Berri ( pers.comm.)
report the complete deterioration of the landscape and the
end of cattle growing, which was common in the decades before.
Finally the border of tree vegetation was located in.the Belaberim
area. Comparison of photographs from 1975 and 1977
(Desaules pers eomm.) showed that the deterioration was a11
ready done in 1975.
In 1984 - in the middle of the second severe drought period
of Sahel - vegetation could be analysed along the Bilma-Dibella-Agadem
Homodji-Nguigmi route during an expedition of
the Geograph. Inst. Würzburg. Using air photographs from
i955/56 one could compare the extension of vegetation in
that region.
Tree vegetation is still present in its linear or diffuse form
similar to the distribution which one could recognize from the
air photographs. The change from a linear to a diffuse formation
of Acacia trees is recognizable in the area south of Belaberim
well i.e. in that region where it has been reported since
the voyage of Barth. The transition to the Commiphora-Acaciasavanna
is ca. 20 km north of Ngourti and especially this formation
is heavily damaged ( 50-60 '$ of the trees are dead).
The SO called "s-te pe" vegetation of tufted grasses ( Stipagrostis
v-ulnerans P ,Cyperus conglomeratus and shrubs like Cornulaca
monacantha is now reduced to very few areas and does no
longer characterize the southern part of the Sahara and its
l~mit, Came1 nomadism in the desert is dependent now on annual
grasses and herbsc In the Tin-Toumma, the diffuse Stipagrostis
vulnerans-Cyperus conglomeratus communities among the scattered
Acacias are absolutely overgrazed and for the greater part dead
in contrast to the disappearence of the grasses in the desert
which do not show these phenomena. This is certainly an result
of former extended cattle growing in the South. In the northern
most part of the Acacia-Panicum vegetation Acacia is more
424

eplaced by Leptadenia pyrotechnica as result of wood cut-
ting and overgrazing, a phenomenon which is typic for the
whole Manga.
Herb vegetation was extremely reduced. In the area of Kufey-
well scattered remains of Cenchrus biflorus appeared as re-
aults of the last summer rain period.
Puman impact in the region has changed. Cattle growing in
the South has nearly disappeared, caravan traffic is reduced to a
to a minimum and came1 nomadism is very restricted. Cultiva-
tion of millet in that area disappeared too.
But still the most common features of desertification are
visible everywhere. Reavily overgrazed by goats and destroy-
ed by wood cutting the area shows Cenchrus biflorus covers
to 30 % and regeneration of Acacias - in fenced regions -
in the samé time and in the same area,
In conclusion there are tree distinct phenomena in the
southern margin of Sahara :
1. The permanent tree vegetation still exists in the same
area in a comparable form since the last 100 years.
Especially the transition from contracted to diffuse form
of vegetation didnt change its position. Trees are present
in different generation and still there is a natural regene-
ration possible.
2, The Stipagrostis vulnerans -Cyperus conglomeratus and
Cornulaca monacantha vegetation has disappeared in the
desert exept of a few areas. Pasture im the desert consists
now of annual grasses and herbs.
3. In the savanna region the Acacia is more and more replaced
by Leptadenia pyrotechnica in the dune area. The Commiphora-
savanna is heavily destroyed and half of thetrees are dead.
Regeneration of treek occurs in a11 areas. Annual herb and
grass vegetation is reduced to the area of scattered summer
rainfall.
The southern margin of Sahara has proved relatively stable
in the last 100 years. The transition from desert to savanna
occurs still in the area and in a comparable form as re-
ported by Barth and Nachtigal. Both systems ( desert and
savanna)are today heavily affected by man, but still there is
natural regeneration possible and vegetation may start suc-
cessions even from a very low level.
Desertification'is certainly not a phenomenon of expanding
desert. On the other hand climatic impact is important for
the detioration of the savanna system. There is no herb and gr
grass vegetation in time of severe drought and the low pre-
cipitation of the last 20 years was desaskous for the old
full grown trees with high water demand and to the Commipora
with an root system which does not penetrate deep into the
soil.
Plans for saving or repairing the sahelian region from
further detioration shoul consider these fundamental aspects.
Aubreville. A. 1949 Climats, forets et désertification
de l'Afrique tropicale . Soc. de Edit. Geogr. Maritime
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425

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426

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
HOLOCENE VEGETATION IN CENTRAL SAHARA ( EASTERN NIGER
AND SOUTHERN LIBYA ). .
ERBlD SCBULZ GEOGRAPHISCHES INSTITUT
AM HUBLAND
D 8700 WÜRZBURG GERMANY
Desert systems are said to be in extension today and
especially the Sahara should show these phenomena. In this
context the holocene history of the Sahara could provide
informations about the stability or lability of this eco-
system and its previsible reactions.
Up till now sediment sequences of the central Sahara are
not numerous and the most of them covers only short inter-
vals whereas long time records are very rare. Results of
vegetation history have often been overinterpreted especial-
ly for the influence of northern elements ( Quezel Martinez -1962,
Quezel 1965).It is necessary to find a solid base for that region
and vegetation history should be reconstructed from the vege-
tation remanis itself and not only via the réflection of
former lakes, sedimentology or geomorphology.
Vegetation remains derive mainly from lacustrine sediments,
from fluvial or fluvio-lacustrine deposlts and in addition
from archeological sites.Most of the sediments were deposited in
in the period between 15000 to 5000 BP. Older sediments suitable
for palynological investigations are very rare, because they
consist mostly of coarse material.
Sediments interpreted in this review derive from the Acacus
Mts ( excavation Barich) from Messak-Mellet and Messak-Setta-
fet and from Wadi Shati [ Petit-Maire 1982). From Niger there
were used different corings along the Djado-Mangeni area and the
Kaouar escarpment. Fluvial and fluvio-lacustrine sediments de-
rive from the Air Mts, and in Termit and Manga there were
coring in lacustrine sediments ( project Palhydaf). The long
section of Tjeri in northern Sahel may serve as a comparison
(Maley 1981).
Modern mode1 for interpretation in the present day vegetation
and the present pollen rain, which is investigated along the
transect Libya-Niger-Togo. Savanna vegetation on the top of
southern Air plateaus as well as in the Agadem-Homodji area
surrounded by desert vegetation indicate the relatively close
transition from desert to savanna.
The main question for the holocen?is&ether there occured a
savanna vegetation in the Sahara or whether vegetation Was
only different in quantity. Another point of interest is the
problem of a rapid and fundamental change of environment
around 7000 BP as postulated by Maley (1981).
Lacustrine and fluvio-lacustrine sediments in Sahara are often
poor in pollen,Radiocarbon dating are not numerous but for
the greater part the sequences cari be correlated stratigra-
phically as part of the middle terrace system, which is a
typic quaternary feature in Sahara ( see also Morel,Schulz
1981) These deposits vary from pure fluvial sediments in
mountain areas to fluvio-lacustrine deposits in the wadis
and lacustrine and sebcha sediments.
427

Because of the faible content of pollen in most of the
sediments tb?ensemble of pollen spectra is interpreted as
a whole for the different sites.
The main vegetation type which is reflected in the pollen
spectra of holocenedeposits is that of the Acacia-Panicum
complex of the desert, The floristie composition vary from'
mountains to plains as well as from the South to the North.
In the Air Mts., in the Bagzan plateau,middle terrace sediments
document a relatively rich Acacia Maerua tree vegetation com-
parable to the present savanna of the top of the mountains.
Middle terrace sediments from the lower region show a more open
vegetation, A northern influence is not noted. Contemporain-
ous sediments from the Acacus Mts, show the Acacia-vegetation
of the same type but some more medit. elements like Artemisia
or Olea arepresent in the spectra.Vegetation of northern
Acacus seems to have been more open e Samples from Messak Mel-
let and Messak Settafet are not numerous but a dated bat
coprolithe ( 4380 k 145 BP) shows a rich Acacia-Maerua vege-
tation in the Settafet region. Other Sediments provide poore
but comparable spectra.The 8 m tore of Seguedine in northern
Kaouar in Niger expose the rapid change from fresh water
lake to sebcha environment around 6900 BP. Vegetation was
dominated by Gramineae,Cyperaceae,Acacia,Maesua and Cheno-
podiaceae. Junger cores in front of the Kaoaar show the per-
sistance of that vegetation type to modern times.Comparison
of the contemporainsus sediments from Seguedine and Aehelou-
ma (Mangeni-area) explains that the environmental changes did
net happen in the North and lake sediments were continously
deposited up tp 4500 BP. This demonstrates that a radical
change in climate did not occure in central Sahara around 7000
but minor oscillations in climate could provoke different re-
sults depending on hydrology,geomorphology etc. of the various
regions,
-At the present stage of knowledge the following mode1 for
holocen vegetation is giqen :
In Upper mountain areas of the Air there was a diffuse tree
vegetation of the sahelian type and in the wadis a relatively
dense Acacia vegetation.In.the Acacus Mts. a more open wadi
vegetation of the Acacia Panicum type occured and perhaps
a dense shrub of the Artemisia-Ephedra type in the Upper
parts.At the eastern flank of Tenere there was a diffuse Maerua-
vegetation on top of the sandstone plateaus and in the fore-
lands again the ordinary Acacia-Panicum complex.
The plains will have been settled by a denser vegetation of
CBenopodiaceae and Gramineae in wadis and depressions and
Pragmites and Typha belts around the numerous swamps. Certainly
there were more achabs in time and space.
It is not certain whether there was a savanna like vegetation
on the palins of the southern Sahara.
Analysis of numerous charcoals from the Fachi-area may change
or confirm this hypothesis.
A map of holocerevegetation is given,
Baumhauer,R.,Schulz,E. 1984 The holocene lake of Seguedine
Kaouar,NE-Niger. Palaeoecology of Africa 16,p.283-290
428

Maley,J. 1961 Etudes $alynologiques dans le bassin du Tchad
et paléoclimatologie de l'Afrique nord-tropicale de 30000
ans à l'epoque actuelle. Trav. et dot. de l'ORSTOM,l29.
Morel, A.,Schulz, E. , 1981 Recherches palynolomiques et geo-
morphologiques dans le massif de l'Air (Niger P - note pre-
liminaire, Revue de Géographie alpin@.LXIV,4, 583-592.
Petit-Maire,N.(ed.) 1982 Le Shati, lac pleistocene du
Fezzan, Libye. CNRS Paris.
Quezel,P. 1965 La végétation du Sahara. G.Fischer,Stutt-
gart.
Quezel,P.,Martinez,Cl. 1962 Premiers resultats de l'analyse
palynologique de sédiments recueillis au Sahara meridional
a l'ocasion de la mission Berliet-Tchad. In: Hugot,H.(ed.)
Missions7 Berliet Ténére-Tchad. Documents scientifiques,
313-327.
Schulz,E. i980 Zur Vegetation der ostlichen zentralen
Sahara und zu ihrer Entwicklung im Holozan. Würzburger
Geographische Arbeiten, 51.
429

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique”
PRESENT P0LLE.N RAIN BETWEEN THE MEDITERRANEAN AND THE
ATLANTIC OCEAN A LIBYA-TOGO TRANSECT.
ERHARD SCHULZ GEOGRAPHISCHES INSTITUT AM HUBLAND
D 8700 WÜRZBURG GERMAh'Y
in order to get a mode1 for the interpretation of fossil
pollen spectra from the Sahara the present pollen pre-
cipitation was investigated during several expeditions
in, Libya,Niger,northern Nigeria and Togo in the years
1977 to 1984 always in the period from february to
april.
There were four principle questions:
1 In which extend is pollen transported from the tempera-
te and mediterranean regions to the Sahara and from
the tropical regions to the North ?
2 1s there a correlation of the pollen rain to the
present vegetation mosaic of the Sahara?
7 1s there a reflection of vegetation boundaries such
as desert to savanna visible in the pollen rain 3
4 What is the ration wind pollinated/ insect pollinated
plants reported in the pollen rain in the soutern part
of the study area 3
For the collection of the pollen the well adapted method
of Cour (1974) was used. Silicon oil soaked gauze filters
were exposed behind a vehible for a certain distance trap-
pingthe upthrown dust. The filters were prepared in the
laboratory with the classical methods of HF-,HCL-,KOH
treatments anc acetolysis. The pollen grains were counted
to the constance of percentages of different floristic
elements.
The pollen spectra show a regular presence of some tempe-
rate elements like Alnus, Betula,and Corylus as well as
of mediterranean and presaharan elements like Pinus and
Ephedra in the pollen rain down to 14'N and of tropical
elements like Combretaceae or Cassia up to 29'N. The -
elements of the long distance transport like Alnus,Pinus
or Combretaceae underline the strong interaction of northern
and southern air masses in the Sahara.
Most of the pollen is produced in the region and Gramineae,
Cyperaceae, Chenopodiaceae/Amaranthaceae or Cruciferae
give the largest ammount of pollen. The part of pollen
transported over long distances in the Sahara does not
exeed 4-6 % .So at least the organic part of the dust is
mostly produzed in the area itself and former ideas of the
stong importance of the long distance transport may be
changed.
Composition of the pollen precipitation is well associated
to the composition of the present vegetation. Artemisia,
Calligonum, Acaia, Cassia or Cruciferae and even Gramineae
431

and Cyperaceae reach their highest values in areas were they
are dominating in the vegetation. CrUeiferae as holarctic
elements have their greatest percentages in the pollen
spectra of the northern Sahara. Their values decline clearly
to the South but they show a second peak in southern Air
according to their presence in the vegetation.
Gramineae and Chenopodiaceae/.4maranthaceae act mostly as
antagonists in their presenee in the spectra, which fits well
with the results of the western Sahara ( Cour and Duzen 1976,
1980) e
The Gramineae are highly dominating on the southern part of the
Sahara and in the Sahel, which coincides with the composition
of vegetation, Together with Cyperaceae theyconstitute the
achabs and permanent vegetation fields of the sand'desert.
In the dune areas there is a remarcable rise of Cyperaceae
( Cyperus conglomeratus type). The transition zone between
the contraeted vegetation consisting of the Acacia-Panicum-
Stipagrostis(vulnerans)-Cype~s(conglomeratus)~Capparis in
the southern Sahara and their permanent and diffuse type in
the northernmost Sahel is a good example for this type of
distribution. Comparable features are reported in the Oran-
Abidjian transe& ( Cour and Duzer 1976) and in the present
pollen rain off the West African toast ( Caratini and Cour
i980).
The Sharp rise of the Cyperaceae in the transition zone
desert - savanna provides a possibility to precise the ex-
tension of the Sahel vegetation in the dune areas in former
times. The large number of lake beds in the dunes and in
front of the cuestas between the Kaouar ond the lake Chad
may give the chance to follow this feature even lake beds
are often pooa in pollen.
In rocky areas of the montainous regions of the southern
Sahara this transition is always covered by the predomi-
nance of the Gramineae in the Acacia-Panicum vegetation of
the desert regions and in the permanent diffuse vegetation
in northern Sahel, Since Commiphora pollen grains are appa-
rently destraoyed after a short time there is no good mar-
ker for the transition desert -Savanna in the rocky areas.
The Sharp rise of Cyperacea is reported too in fossil marine
pollen spectra off the West Arrican toast ( Agwu and Beug
1988,
In the southern part of the study area the correlation
vegetation - pollen spectra is more and more reduzed by
the ammount of insect pollinated plants in the vegetation
and its reflection in the pollen precipitation .
Agwu, C.O.C. and Beug, H.-J. 1982 Palynological studies
of marine sediments off the West African toast,
V1eteor" Forsch.-Ergebnisse, ~,36,p,i-30.
Caratini, C. and Cour,P. 1980 Aéropalynologie en Atlanti-
que Oriental au large de la Mauretanie, du Senegal et de
la Gambie. Pollen et Spores,22,p 245-256,
Cour,P. 1974 Nouvelle technique, de detection des flux
et des retombees p.olliniques: etude de la sedimentation
des pollens deposes a la surface du sol. Pollen et Spores
16,i,p 103-141.
432

Cour,P.and Duzer,D. 1976 Persistance d'un climat hyper-
aride au Sahara central e,t meridional au cours de l'holo-
cène. Rev.Geogr. phys. Geol. dyn., 18,2-T, p 175-197.
Cour, P. and Duzer,D. 1980 Action actuelle des courants
atmospheriques sur la dissemination des pollen au Sahara
et dans les regionsclimatiques avoisininantes le long
d'un transectoran-Abidjan. Mem.Mus nat.Hist.nat.Paris
B 27 p. 66-80.
Schulz, E. 1984 The recent pollen rain in the eastern
central Sahara. A transect between northern Libya and
southern Niger. Palaeoecology of Africa 16,~. 245 - 253.
433

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
R?TROWCTIOt?
LES PODZOLS TROPICAUX, TEMO~S DE L'EVOLEITION DES +A~UGES
Exemple du Congo
D. SCHWARTZ
attaché de recherches, ORSTOM, B.P. 1286, Pointe-Noire,
R.P. du COUGO
Au Congo, la somme des travaux concernant le fiai-Pléistoc&e a mis
en &ideace la succession, depuis 70000 BP environ de 4 phases clinatiques
alternativement (semi) arides et humides.
Mais, si le cadre chronologique et environnemental de la fin du
Quaternaire est connu avec une précision satisfaisante sur le littoral
(Giresse, 1978 ; Giresse et al., 1982), il nIen est pas de r&me du domaiae
continental & les travaux sont fragmentaires et souvent anciens (De Ploey,
1963, 1969 ; De Ploey et Van Moorsel, 1963, 1966 ; Giresse et al., 1981).
Une Etude des podzols d&eloppCs dans les sables bat&& a permis de préciser
l'anpleur des variations de milieu fini-Pléistocéne pour la région du
Stanley-Pool.
LE MILIEU PHYSIQUE
Les sables Batéké, qui occupent le Centre du Congo (figure 1) sont
des formations continentales tertiaires. Ils s~iadividualisent en deux sous-
ensembles géomorphologiques différents : les Plateaux et les Collizks.
Les podzols y occupent les points bas des paysages : dCpressi.oas fer-
mées sur les Plateaux, fonds de vallée pour la zone des collines oti ils peu-
veat Cgalemat être en position de terrasse. D'un poiat de vue morphologique,
ils sont caractérisés par leurs grandes dimensions - des horizons A2 de plu-
sieurs mètres d'épaisseur sont fr&uents, et 1'iRportance des accumulations
huniques t les horizons Bh peuvent contenir plus de 2200 t/ha de matic?re orga-
nique sur un à deux mètres d'bpaisseur.
LA PODZOLISATIC@
Les approches morpbop&lologique et pédoarchéologique ont permis de
retracer les étapes et les conditions de la p&ogeg&se (Scbwartz, 1985). L*&u-
de a Cgalement éte facilitée par le fait que ces sols très diff&eaciés co&
servent de mmbreuses traces de leur histoire ; ainsi, des restes raciaaaires
fossilisés dans les alies ont pu être d&ermin& et dates, ll&e et l'origine
de la mati&e organique des horizons spodiques précis& (Schwartz et al.,
1985).
Les difÊ&entes phases mises en &vidence sont résumées par la figu-
re 2. Il est apparu notament que la principale phase de formation s'est ef-
fectuée an Bjilien, en milieu hydromorphe et sous couvert forestier.
435

CQNNAISSAWE DES PALEOENVIBONNEMEHTS
Si cette étude a permis de préçiser l'&ologie de La podzolisa-
tia tropicale, elle a également mis en évidence plusieurs &l.&nents impo~
tants en ce qui concerne les pal&envirWeats*
u les phases pédogéarétiques peuvent strictement @tre mises ezl relation
avec des Cpisodes climatiques connus, et les limites de ces épisodes sem-
blent synchrones de celles connues sur le littoral congolais. Lcimportsn-
ce du fini-Pléistoc&ne dans la formation des Sols et des paysages congo-
lais, d&jà observ& par ailleurs est ainsi nettement mise a &videxce. On
notera, plus gr&ci&nent l'importance du Maluekien dans l*individualisa-
tira des formes de reliefs. Depuis le Bjilien, si l'on excepte des retou-
ches (cirques d'érosion, enfoncement des niveaux de base, . ..) ces formes
sont rest&es stables. rejoint l.& des observations faites daas le
Wayombe et la Sangha (Scbvartz et Lanfraachi, 1984 et Larfraprchi et
Schwartz, B pardtre)*
u d'un point de vue cltiatique, les espèces végétales njiliennes conser-
vCes dans les alios attestent pour le Eljilien d'un climat plus humide que
l'actuel (P de l'ordre de 2000 dan contre 1400 actuellement) mais egale-
ment de la permanence dQu&? saison s&che, tout Cos#se dans la Cuvette
congolaise (Delibrias et al., 1983 3 Giresse et La&ranchi, 1984).
a d'un point de vue botaique, il est clair que la for& a conau par le
passé, au Eljiliea et, dans use mesure moindre, au début du Kibangiea, une
extension plus importante sur les sables Bat&&. La végétation actuelle,
steppique, qui caract&ise les podzols est relativement r&cezHze et cer-
taine-t ii& B la conjugaison de facteurs climatiques et êmthropiques.
CONCLUSION :
D'un point de vue métbodologique, ces résultats illustrent l'int&t
des podzols tropicaux quant àr la connaissance des paléoenvirWnemeats.
Sols tr&s diTf&renciés, souvent anciens, B histoire complexe, les
podzols tropicaux conservent em m&noire les archives de leur genèse. Ils
sont 0 ce titre ua auxiliaire d'autant plus précieux pour le Quatemariste
que, dans les milieux continentaux ea particulier, les traceurs .
palésécologiques ne sont pas toujours abondants*
BIBLIOGRAPHIE SOHMAIRE f
DELIBRIAS (G.), GIRBSSE (P.)# LAHFRAtTCHI (R.),
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CARTE du CONGO
O-
Figure 1.- Carte du Congo.
>oo hrn
CAMEROUN
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CENTRAFRICIUE
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3
i-l i-
I
INDIVIDUALJSATIO!~,
DES NIVEAUX DE BASE
Remaniements
iliminatir: cil r e t-
/' '
> r ,,
P3DZOL;SATION 1
Phase principale
avec notamment
formation de, l'alios
(2)
INDURATIOi DE L’ALIOS
(3)
PODZOLISATION II
Formation Bzlh,
poursuite formation AZ,
phénomènes de bordure
(4)
-l.
PODZOLISATION III
Formation Dh en bandes
15.
Dynamique résiduelle Dynan?q?e résiduelle
hydromorphe aérobie
s
+=II LOUSSEKE HYDROMORPHE LOUSSEKE SEC
(6) (7)
FIGUE 2.- Reconstitution des phases de podzolisation sur sables batéké.
438

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique"
DURANT LE QUATERNAIRE"- DAKAR, SENEGAL, 21-25 AVRIL 1986
LE PROGRAMME GEOCIT: UNE COMPARAISON AFRIQUE DE
L'OUEST/AMERIQUE SUD-EQUATORIALE (30.000-O ANS B.P)
pah M.SERVANT
Labohaatah~ du Fmmtioti Supeh&hk.Uu
Cent~ ORSTQM de Sondy
TU-74 hOU.te d'Aulnay, 93140 BONDY. Fhance.
Le Programme GEOCIT (Géodynamique du climat Intertropical) se
propose de comparer les modifications des environnements climatiques en
Afrique de l'Ouest et en Amérique sud-équatoriale au cours des 30 der-
niers millénaires. En Amérique sud-équatoriale, les résultats actuelle-
ment disponibles concernent les Andes boliviennes et leur piedmont orien-
tal (Alt.:300-6500m; Lat. 14-23"s). Dans cette région, les environnements
actuels sont la résultante de deux gradients climatiques: un gradient
altitudinal qui s'exprime notamment.par un étagement de la végétation, un
gradient latitudinal caractérisé par des conditions, humides au Nord,
(forêt dense), sèches ou arides au Sud (bassins à évaporites en altitude).
Les précipitations ont lieu en majorité pendant l'été austral en relation
avec la migration de l'équateurmétéorologique vers le Sud. Ce sont le
plus souvent des neiges au-dessus de 4200--t 100 m d'altitude et au des-
sous, des pluies orageuses favorables au ruissellement et au ravinement
des versants. La saison sèche (Mai-Nov.) est associée à une position pro-
che de l'équateur des vents d'Ouest de l'hémishère austral. Elle est at-
ténuée par des pluies (ou des neiges au-dessus de 35OOm) liées à des cir-
culations atmosphériques à forte composante méridienne (advections po-
laires).
Au cours de la-dernière époque glaciaire, les lacs de la partie
haute des Andes (Altiplano, alt.moyenne 4OOOm) se sont élevés à de très
hauts niveaux, d'abord entre plus de 27.000 et moins de 22.000 ans B.P.,
ensuite entre 13.500 et 11.000 ans B.P. Les glaciers ont atteint leur ex-
tension maximale après 28.000 ans B.P. (ou 16.000 ans ? ) et ont ensuite
reculé jusqu'à des positions proches, à 10.000 ans B.P., de leurs posi-
tions actuelles. Ce retrait fut ralenti et compliqué par des avancées
temporaires, antérieures à 10.500 ans B.P., peut être synchrones de hauts
niveaux lacustres (13.500-I 1.000 ans B.P.). Les données géomorphologiques
suggèrent que les températures sont restées inférieures à leurs valeurs
actuelles de 30.000 à 10.000 ans B.P., à l'exception d'une brève période
immédiatement postérieure au dernier maximum glaciaire; les pluies ora-
geuses, alors dominantes comme de nos jours jusqu'à 4.200 2 100 m d'alti-
tude, impliquent des températures proches de leurs valeurs actuelles. A
l'Holocène, la période comprise entre 10.000 et 2.000 ? 1.000 ans B.P.
est en moyenne caractérisée par un fort déficit hydrologique (bas niveaux
du lac Titicaca; réduction des glaciers; dunes éoliennes, de nos jours
colonisées par la forêt, en Amazonie). Une position en moyenne plus bas-
se que de nos jours de la limite altitudinale du ravinement (pluies ora-
geuses), de même qu'une analyse statistique de la distribution des diato-
mées en fonction de l'altitude, indiquent que les températures se si-
tuaient en-dessous de leurs valeurs actuelles, avec un refroidissement
maximum d'environ 4 à 5°C à 1'Holocène récent, vers 3.000 ans B.P. Plu-
sieurs phases brèves de réchauffement sont toutefois identifiées,
439

notamment à 7.000 2 1.000 ans B.P., 4.500 i 500 ans B.P. Après 2.000~1.000
ans B.P., une amélioration des bilans hydrologiquess'exprime par une
remontée du lac Titicaca, des avancées glaciaires qui ont culminé entre
le XVI5 et le XIXème siècle, de même que par une restauration de la forêt
dense en basse altitude (17' Lat.S).
En Afrique de l'Ouest, la dernière époque glaciaire est caracté-
risée comme dans les Andes boliviennes , par des niveaux lacustres plus
hauts que de nos jours, d'abord entre 30.000 et 20,000 ans B.P. (Tchad,
Niger), ensuite entre 13.500 et 10.500 ans B.P. (lac Bosumtwi au Ghana,
Tchad au sud du 16ème parallèle). Ces remontées des plans d'eau sont peu
apparentes dans le Sud du Sahara, sauf en montagne (Tibesti). Des indices
de refroidissement sont fournis, en basse altitude, par la présence d'é-
léments d'une flore de haute altitude ou des régions tempérées, au Tchad
(diatomées) et au Ghana (graminées, pollens). A l'Holocène, une série de
hauts niveauxlacustres (8.000, 6.000 et secondairement 3.000 ans B.P.)
s'opposent à la situation moyenne de fort déficit hydrologique décelée
en Bolivie. Une modification majeure du climat, à 7.000 2 1.000 ans B.P.,
est attestée, au Ghana (19" 1at.S.) par une restauration de la forêt den-
se après une période de larges dégradations, dans le Sud du Sahara par
des écoulements de crues qui succèdent à des écoulements réguliers à
faibles débits (Tibesti, Aïr), au Ghana et Tchad par des spectres de pol-
lens ou de diatomées ne comportant plus d'éléments extra-tropicaux ou de
montagne. Après 3.000 ans B.P., la sècheresse croissante qui s'instaure
au Sahara et au Sahel, par une série d'oscillations mineures, s'oppose
à l'amélioration des bilans hydrologiques du ou des derniers millénaires
en Bolivie.
Les tendances des variations des bilans lacustres sont parallè-
les en Bolivie (hémisphère sud) et en Afrique de l'Ouest (hémisphère nord)
pendant la dernière époque glaciaire (30.000-10.000 ans B.P.); elles sont
opposées pendant 1'Holocène. D'amples variations de température ont lieu
dans ces deux régions, y compris en basse altitude. L'Afrique de l'Ouest
(domaine de mousson) est caractérisée par une brusque modification de la
nature et de la distribution au cours de l'année des précipitations à
7.000 2 1.000 ans B.P. Cette date coïncide avec une reconstitution de la
forêt dense vers 10" Lat.N. (Ghana).
Plusieurs opérations en cours de GEOCIT, au Brésil et au Came-
roun, complèteront les études précédentes et sont indispensables pour
la recherche de scénarios paléoclimatiques.
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INQUA, Dakar, Av. 1986.
440

INQUA/ DAKAR SYf4POSIUt~l "Changements globaux en Afrique"
A CONTRIBUTION TO THE MORPHOPEDOLOGY
AND SOIL GERESIS IX' THE NILE DELTA BASIIJ
(EGYPT - NORTHEAST AFRICA) -
BY
ABDU A. SHATA AND AS?vIA A. SHATA
Desert Institute - Eleataria, Cairo,Egypt
ABSTRACT
l- The Nile Delta Basin, located within the arid and sub-arid
belt of North Africa, occupies an area of 15,000 Kn2.
This basin, having the form of norphotectonic depression,
was intially formed, some time during the Paleozoic, was
morphologically developed during Eocene times and attained
maximum development in post-Xiocene tines. That process
has taken place when the level of the Mediterranean dropped
400 m relative to the land in association with.the regional
epeirogenesis affecting i\Jorth Africa in the late Tertiary.
The old Nile, entered the Delta Basin in early Quaternary
times. Other rivers, draining the adjacent highlands,
particularily noticeable in the eastern portion, entered
that same basin during the same time of the Nile or even
before.
2- In the Nile Delta Basin, the following geomorphic units are
recognized and studied in some detail:
* The elevated structural plaleaux, boanding the basinal
area, essentially, on the southern side. -
* The fault-dissected structural plains, bounding the
basinal area, both on the eastern and on the western
sides.
* The old deltaic plains, occupying with tracts of
both the eastern sides.
* The Young fluviatile plains, underlain by what is
known as "Terre-vegetale" 'and where dense cultivation
is dominat.
* The fore-shore plain, occupying the northern belt
adjacent to the Mediterranian and dominated by
brackish water lakes, marshy lands and coastal dunes.
* The aeolian Sand-sea areas, recognized both to the
east and to the west.
441

Within each geomorphic unit, a special type of unconsolidated
Quaternary deposits, provisionally termed soils, is demonstrated.
The hydrographie basins (wadis), which were active in past
geological times (late Tertiary and early Quaternary) and which
become occassionally active during the present rain storms,
allow for an intermixing of the weathering products of socle
of the existing geomorphic units.
3- In the Nile Delta Basin, the soils associated with the
different geomorphic units are, without exception, Young
from the pedological point of view. The processes involved
are, essentially, a combination of weathering and transportation.
The parent material, remains in almost a11 cases, the significant
soi1 forming factor.
. .
REGION EAST OF THE NILE DELTA
Fig.( 1) CONTOUR MAP
442

REGION EAST OF THE NILE DELTA
0 14 10 30 ‘4 Km
S

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
CLIMATIC CHANGES IN QUATERNARY AS REFLECTED IN CONTINENTAL AN'D MARINE
ENVIRONMENTS
Introduction
Vladimir SIBRAVA
UNESCO, Division of Earth Sciences
PARIS
Quaternary studies in different regions and different climatic zones
in the last years have provided new data on paleoclimatic development near
the end of Tertiary and during the Quaternary period. Correlation studies
in the Northern Hemisphere and in particular in the area of inland glacia-
tions and adjacent extraglacial zones made it possible to draw conclusions
on paleoclimatic development on different continents and a comparison of
Quaternary events in different regions. The correlation and comparison
of continental sequences with deep-sea stratigraphy proved a certain
regularity of repeated Quaternary cycles both in marine and continental
environments. The results may serve as a base for correlation of quaternary
events in temperate, subtropical and tropical zones as well as for correlation
of climatic cycles between the Northern and Southern Hemispheres.
Paleoclimatic cycles in glaciated and non-glaciated areas in the Northern
Hemisphere
The alternation of cold and warm periods in Quaternary is reflected
in corresponding geological events and genetic types of Quaternary sediments.
The climatic changes and glaciations are important elements for the study of
geological development of the Earth throughout its history from the oldest
geological formations; they represent a base for understanding geological
processes during the Quaternary period.
The extensive glaciations and cooling periods start at the end of
Pliocene close to the Gauss-Matuyama reversal, at about 2,4 m.y. These
late Pliocene and early Pleistocene glaciations (considering the Plio-
Pleistocene boundary at about 1,8 m.y.) have been proved in several areas
in the Northern Hemisphere, both in the zones of continental as well as
mountain glaciations. They have been established in the North-American
continent, in the Himalayas and in some other regions. The oldest glacia-
tions are preceded by still older glacial advances described for example in
South America (mid-Pliocene glaciations, H.J. MERCER, 1983). The early
Pliocene-Pleistocene glaciations have not been SO far sufficiently proved
in the North European lowland, where the corresponding cold periods are
represented by Quaternary deposits laid down in the cold climatic period,
in particular by loess horizons and fluvial deposits. In general the
oldest glaciations on the american continent and in asian mountains are
comparable in time with the oldest loess sedimentation are as observed in
different regions of Europe and Asia.
The number of cold and warm oscillations post-dating the Brunhes/
Matuyama reversa1 as indicated by the alternation of cold deposits and inter-
glacial horizons points to an existence of at least eight climatic cycles in
the Brunhes positive e‘poch. The Brunhes Matuyama boundary has been recently
dated by Johnson (1982) about 790,000 th. years; this would indicate a
445
. . / . .

duration of one such cycle about 100th year. Nevertheless attention should
be paid to further subdivisions of these climatic cycles as well as to
correct interpretation of interglacial and interstadial periods reflected
in continental and marine conditions.
Correlation charts of glaciations and climatic events in the Northern
Hemisphere have been summarized in the final monograph of the IGCP Project 24
(Sibrava - Bowen - Richmond, 1986 - in print).
Correlations with sub-tropical and tropical zones
Geological events related to climatic changes are mostly spread in
global change scale even if they are reflected in a different way and under
different local conditions. They compare in different climatic zones -
and between the Northern and Southern Hemisphere as well. The climatic
changes are reflected in the deep sea sediments, sea and'lake level
deposits and level changes, in fossil soi1 and other correlative sedi-
ments and geological events. The correlation of continental stratigraphy
with that established in the deep-sea cores may serve as an important means
of correlation. In continental conditions the lake sediments in some
sedimentary basins may record a sequence of climatic events not substantially
affected by erosion processes and with minimum of stratigraphie hyatus. The
research in that direction is in its initial stage, nevertheless the
observations in some regions have already established a sequence for a
considerable time span (Fuji, Horie 1975 and others).
SO far, most data are available for the uppermost Pleistocene and
Holocene, where the carrelations may be supported by radiometric dating as
well as by archeological and palynological data. The observations in different
zones prove a possibility of a comparison in climatic development. Thus, in
temperate zones, the Holocene reached its climatic optimum during its
atlantic phase; since that time we are facing the deterioration of climate, as
may be proved by palynological analysis and degradation of the Holocene fossil
soils (Lozek, 1967). The climatic changes seem to be reflected even in
desertic areas. The humid periods from early to mid-Holocene seem to have
existed in the Sahara. Climatic conditions led to the creation of relatively deep
stratified lake deposits that may have supported more productive ecosystems and
denser human population than today (Richie, Eyles, Haynes 1985). The atlantic
time in desertic areas was characterized by the existence of important lakes,
dated about 8000 B.P. (R. Trompette, E. Manguin 1967, H. Faure 1969). The
retreat of lakes started at the end of the atlantic time when the climate
became drier. According to H. Faure this process started in the Sahara at
about 7000 - 5500 years B.P. This deterioration of climate cari be compared
in time with the period following the atlantic climatic optimum in Europe.
The neoglaciations in tropical regions, following the culmination of the
atlantic periods, are described from the intervals 4500 - 4000 B.P. (Mercer,
1983)and there is growing evidence that the South-American tropics were drier
in full glacial times - this observation overrules the assumption of correlation
of tropical pluvials with glacial advances.
446
. . / . .

In Europe the human-induced changes starting in the atlantic
phase influenced the holocene sedimentation - the agriculture and
extensive deforestation led to increased sedimentation of flood
loams deposited in river valleys. In conditions we may observe the
impact of deforestation and the formation of floodloams in some areas
of Latin-America, particularly in Brazil.
The last interglacial in tropical and subtropical environment
may be well proved in lake deposits, by fossil horizons, organic
sediments, marine deposits and marine levels may be correlated on a world-
wide scale, even if some problems still persist. In Brazil, the super-
position of marine levels with continental deposits and fossil soils may
be compared with a similar sequence as described in the continental environment
in Europe.
In the Middle and Early Pleistocene the correlation of continental
deposits between temperate, subtropical and tropical zones remains still
open. Nevertheless semi-arid and arid regions of Asia, the sequence of
terrestrial deposits and fossil soi1 in Tadjikistan points to a possibility
of correlating climatic cycles of termperate, semiarid and arid zones. A
distinctive cold sedimentation starts here at about 2,4 - 25 m.y. (Dodonov,
Melaned, Nikoforova - 1977) as observed in other regions. Here again the
paleontological data indicate the deterioration of climate and trend to
desertification in the Quaternary, during the Holocene and even during the
Pleistocene period.
Conclusion
The study of quaternary continental and marine sediments and their
stratigraphie sequences indicate the possibility of understanding paleo-
climatic changes and development of climate on a world-wide scale, and
draws conclusions on past and future changes in man's environment,
influencing man's settlement, agriculture, and his mineral, water and
energy resources. The desertification started as a geological feature
in the geological past and the deterioration of climate was influenced
by paleo-climatic, or as some authors suppose, by tectonic factors; the
human settlement in coastal areas was dependent on sea-level changes,
related to paleoclimatic changes and tectonic movements. Further studies
should therefore aim both at theoretical studies and their practical
applications.
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448

INQUA/ DAKAR SYKPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
k4SWNIsM OF CHMICES IN THE ENVIRONMENTS OF THE
TEMPERATE ZONE
Lesrek STARKEL
Gept.Geoaorphology and Hydrology,Inst.of Geogra-
phy,Polieh Acad.Sc.,Crscow,Poland
The environmental changes on global and regional eceles
cari be identified by parallel studies of past and prssent
processus* In the exlst&ng geoecosysteœe elements of
different age are distinguished. The inherited elerents,
i.e. geologicel eubstretum, relief and eo%ls, undergo
changes caused by ths climate, hydrologicsl evente,the
biosphere.
Gn rtudying the history of vegetatlon or relief we etato
that in the Upper Quaternary there did not exlet a eimple
ehifting of environmental zones. There wsre aainly tho
migration8 of psrtlculsr l pecios, and a new zone wes
created with a strong part of locel, l ainly inherited,
elemente.
Various zones snd regione show a different rate of delay
in rolatfon to the fluctuations in solar radiation. The
Holocene climax ecosysteas indicate the ehlft in tîme of
the warmest phase from low towards hlgh latitudes rnd from
continental Asie and N-Amerioa to the N-Atlsntic region
f oraerly glaoiated.
There wes stated a response of various geoscosystems to
long-tsrm, slow climetic trends as well as to abrupt clima-
tic changes. the sl e catena reeponse to the local
oxtreme ovente, the I arger fluvisl s etem regieter phases
with higher flood frequency, compara i le with high mounteln
glacier advances with an inverval of ca 2 ka. The ecotones
are moet strongly affected.
The destruction of natural geoecosystems by human intervention
rince the Neolithlcum caused their replecement by
anthropogenic very unsteble geoecoeysteme; theee cm be
l asy disturbd by a singls extretme event and a recovery
perlod is œuch longer.
A dotailed l xamination of the changes in the past should
help In gettbng an answer to two principal questions:
1. Are the existing geoecosyetecs sufficiently strong to
maintain the$r equilibriuœ , when a repid cllmatlc change
or a single 0xtreme event followe?
2. How to turn bock to the naturel geoecoeystems
storing water, soi1 and biomaes If those anthropo enic
onee do not possess satisfactory reeourcee for a B uture
eoonomic development?
449

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
Sédimentation de Rift: Problèmes et perspectives.
Maurice TAIEB, Lab. de Géologie du Quaternaire, CNRS, case 907,
13288 Marseille, France.
Les lacs et paléolacs du rift est africain, présentent une
trés grande variété tant morphologique ( étendue, profondeur,
dimension . ..) qu'hydrochimique ( bassin d'alimentation, nappes,
hydrothermalisme... ) qui se traduit dans la sédimentation par des
dépôts en général non uniformes et essentiellement d'origine
détritique (80%) et rarement biogénique ou volcanique (Yuretich,
1981;Taieb,1983).
Les variations des niveaux des lacs tropicaux des derniers
18000 ans ont pu être expliquées de façon globale a partir des
mécanismes astronomiques (Kutsbach et Street-Perrott, 1985).
Cette interpretation repose essentiellement sur la validité des
datations 14C, bien que pour quelques sites (par exemple Bogoria,
Naivaisha, Magadi... ) la chronologie serait a reconsidérer (Casa-
nova,1986).
Les témoignages de la sédimentation lacustre en Afrique orien-
tale existent depuis le Miocéne dans la dépression de 1'Afar par
exemple (Tiercelin et a1,1979) voire même le Mésozoique (Karroo,
Kreuser, 1984). Pour ces séries, la chronologie et par conse-
quent, la duree des phases lacustres serait encore a préciser,en
vue d'approcher le problème des variations climatiques des der-
niers 5 millions d'années , comme dans les carottes océaniques
(Shackleton et Opdyke, 1979).
Les études effectuées depuis une vingtaine d'années, sur les
dépôts lacustres (pris au sens large du terme) aux échelles de
temps 10' et 106 reposent essentiellement sur des données recuei-
llies en affleurements, à l'exception de 6 lacs qui s'échelonnent
de la République de Djibouti 11 lat N) au Rift tanzanien 3 5 lat
S).Il s'agit (fig.1) des lacs Abbhé, Abiyata, Bogoria, Naivasha,
Magadi et Manyara, carottes respectivement a 50, 160, 16, 28, 60
et 50m (Gasse, 1977: Street, 1979- Lezine et Bonnefille, 1982;
Tiercelin, 1981- Vincens, s/.p- Carbone1 et al, 1983; Richardson
et Richardson, 1972; Baker,1958- Hay, 1968- Eugster, 1970; Stof-
fers et Holdship, 1975). Les hauts niveaux (diatomites, bancs
coquilliers, stromatolites...) reperés a la périphérie dans
différents sites et a des altitudes variables par rapport aux
lacs actuels, ont pu efre corrélés avec les données de sondages,
pour quelques uns d'entre eux,a partir des diatomees, ostracodes,
indirectement des pollens et des minéraux évaporitiques. Ainsi,
les oscillations de courte durée et de faible amplitude, ont pu
être proposées pour l'Holocène, par exemple dans le rift
éthiopien (Gillespie et al, 1983). Elles ont été établies grâce
451

â 25 âges "C effectues essentiellement sur test de coquilles.
Ces fines variations n'ont pas toutes été identifiées dans le
sondage en raison des lacunes de sédimentation ( Lezine et
Bonnefille,
Manyara.
1982). Il en est de même a Bogoria, Magadi et
Les discontinuités dans les carottes sont frequentes dans la
sédimentation lacustre de rift, en raison de l'influence des
nombreux facteurs locaux (Tiercelin,l981). Ils se traduisent par
une grande variabilité de la vitesse de sédimentation. Pour-,le
Quaternaire supérieur,
elle est de l'ordre de 500 a 3000 ym an .
Un dossier analytique chronologique d'un site donne, doit
s'accompagner d'une étude des variations magnétiques seculaires;
permettant ainsi de repérer les lacunes, turbidites et slumpings
(Thouveny et al, 1985).
En ce qui concerne les séries plio-pléistocènes, les taux
moyens de vitesse de sédimentation sont moindre en raison
vraisemblablement de la diagenèse (Tierceylin et Faure;1978). Ils
sont compris entre 70 et 400 rman . Les accumulations
(épaisseur, types de facies -deltaique. de plaine
d'inondation... ) diffèrent selon qu'elles s'effectuent dans les
fosses axiaux ou les marges du rift (Taieb et Tiercelin, 1979).
Cela est attesté par les sites éthiopiens (Chorora, Hadar, Omo),
du rift Gregory (Koobi Fora, Ngorora, Peninj..). Par ailleurs,
comme les précédents, les faciès sédimentaires et leur
distribution dépendent des roches du plancher, du bassin de
drainage (dimension, altitude, latitude) et phases tectoniques
distensives (Afar) ou compressives (Natron).
Afin de s'affranchir de ces différents facteurs, il faudrait
porter une attention toute particulière aux laminites bien que
ces "varves" ne représentent que lO%, 30% au plus des séries
visibles en affleurements. Elles mériteraient une étude plus
exhaustive (radiochronologie, paléomagnétisme...) contrairement a
ce qui a été fait dans le.passe. Dans cette perspective, la '
télécorrélation a partir de la géochimie des tephras (Sarna-
Wojcicki et al, 1985) permettrait d'envisager pour les depôts
lacustres des coupes et sondages, l'établissement de courbes
"climatiques" du continent est africain qui seraient comparées à
celles de l'océan indien.
Projet de forages dans le Rift (Hillaire-Marcel et Taieb, 1985).
Dans le but de préciser la paleolimnologie de la branche
orientale du rift est africain, l'étude des 140 derniers milliers
d'annees en région tropicale est envisagée a partir de sondages
(100 à 200m). 4 sites lacustres submeridiens (35' a 36*'E), compris
entre 8' N et 7*S sont envisages d'être carottes en vue d'études
pluridisciplinaires et quantitatives (Sédimentologie, géochimie,
géochronologie, micropaléontologie, paléomagnétisme) (fig.2).
452

RIFT DE L’AFAR
RIFT ETHIOPIEN
ABIYATA
LANGANO
1578m(+92) 1582m(+88)
1528m(+112)
l-*O
39O
RIVAGES ACTUELS
PALEORIVAGES
(

l...”
il, Localisation ASA 7‘3N(50(
des sondages
k. Tongony&‘,
t
MAJOR
L ,
FAULTS
,
Y.::-.?: TERTIASY-OUATERNARY
:...: ._._ .:
._.< ‘. :.‘, VOLCANICS
0 100 200 KM
I
TANZANIA
Fig. 2 : Localisation des sites de forage.
454
A. L
c:
DL
.Boringo
.Bogorla
Nokuro
Norvosh
.-0’
Mogod,
/--
( 250m )
”
c
0
OJ
0”

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455

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique"
LES CHANGEMENTS GLOBAUX OU LOCAUX :
DES RISQUES MAJEURS POUR L'HOMME.
Haroun TAZIEFF
Secrétariat d'Etat Chargé de la Prévention des Risques
Naturels et Technologiques Majeurs
41, Quai Branly, 75700 PARIS.
Nous, géologues, savons qu'aux échelles géologiques du
temps, nos chaînes de montagnes sont vouées à la pénéplanation, que les
mers envahiront nos plaines, que les
. . M
augourd'hul habltees, que les déserts
glaciers recouvriront les terres
s'étendront où la végétation aujourd'hui
prolifère...
Nous le savons fort bien certes mais nous savons aussi
que la lenteur, parfois extrême, de ces transformations majeures nous met,
et nos descendants lointains tout autant, à l'abri.
Il est cependant trois menaces possibles auxquelles
quelques décennies seulement pourraient suffire et qu'il conviendrait donc
de prendre en considération préventive sérieuse. Ce ne sont pas des
menaces telluriques (ni séismes colossaux, ni éruptions cataclysmales, ni
effondrements de montagne) mais des menaces d'ordre climatique : désertifi-
cation, glaciation (les inconvénients de chacune de ces éventualités sont
évidents) et déglaciation, laquelle provoquerait une montée du niveau de la
mer dont les conséquences sont aisément imaginables.
Tout ce que nous savons jusqu'ici c'est que, s'étant
produits dans le passé, ces événements ne peuvent que se produire dans
l'avenir. Mais nous ignorons‘où et nous ignorons quand.
Au contraire de la prévision météorologique, limitée à
peu de jours, la prévision climatologique, d'après Milankovitch, Imbrie
and Imbrie, Labeyrie, semble possible puisque des lois, certaines des
lois astronomiques qui gouvernent l'évolution des climats, commencent,
semble-t-il, à être dégagées. Il serait utile de développer cette branche
pour prévoir ces avatars avec une précision suffisante et pour prendre à
temps les mesures d'évacuation rationnellement organisée - seule
défense possible - que ces menaces exigent.
Il y a un demi-siècle à peine, prévoir une éruption
volcanique était impossible.Aujourd'hui la chose est presque aisée.
Aujourd'hui , prévoir un tremblement de terre est'sauf exceptions rarissimes
qui confirment cette règle, également impossible, Mais dès l'année
prochaine peut-être, une fois confirmée la méthode V.A.N., neuf séismes
destructeurs sur dix pourront être prévus, donc prévenus. "Impossible
n'est pas humain".
Les signes avant-coureurs d'une éruption volcanique sont
des secousses caractéristiques, l'inflation de l'appareil volcanique,
l'évolution du chimisme et de la température des gaz fumerolliens, des
variations de champs géophysiques tels celui du magnétisme terrestre, de
l'électricité tellurique, de la pesanteur... Les signes avant-coureurs pris
457

en compte pour prévoir un séisme important étaient essentiellement jusqu'
ici la microsismicité locale, l'absence de sismicité régionale (Gap), les
variations géodésiques, des phénomènes "naturels" tels le débit des sources,
le niveau de l'eau dans les puits, des comportements animaux... La méthode
V.A.N. s'appuie exclusivement sur les variations magnéto-telluriques.
Si l'effort nécessaire-est décidé pour bien comprendre, et
donc pour prévoir, les variations climatiques elles aussi devraient
devenir prévisibles. Et l'on pourra alors en minimiser les conséquences.
Quels sont, quels pourraient être les signes avant-coureurs
des grandes et lentes évolutions du climat ? Quels paramètres conviendrait-
il de surveiller, d'enregistrer, d'interpréter, d'inter-corréler ?
Pour la plus grande partie de l'Afrique, ce sont les
éventuels changements drastiques du climat qui constituent les risques de
plus grande envergure : ni la sismicité, ni le volcanisme n'ont en ce
continent d'importance majeure. Mais l'extension des déserts, la montée du.
niveau des mers, tout comme son abaissement, auraient des conséquences
incalculables.
En dehors des spéculations mathématiques, apparemment
l'approche la meilleure à une prévision sérieuse est une étude approfondie,
aussi poussée que possible des phénomènes actuels et de leur évolution.
Ainsi de la désertification du Sahel, ainsi des modifications des glaciers,
tant ceux des diverses montagnes du Globe que les calottes de l'Antarctique
et du Groenland. Ainsi des chutes de pluies. Ainsi des modifications de
parcours de dépressions cycloniques, tant tropicales que tempérées. Ainsi de
l'analyse des successions climatiques enregistrées dans la glace des
calottes polaires...
458

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM . "Changements globaux en Afrique"
ECHELLES MAGNETOSTRATIGRAL'HIQUES FINES DANS LE PLEISTOCENE.
N. THOVVENY _
Laboratoire de Géologie du Quaternaire. CNRS. Luminy.
La mise en évidence des variations fines du champ géomagnétique dans
le Pleistocene supérieur consiste en la mesure des directions d'aiman-
tation enregistrées dans des formations à fort taux de sédimentation
(0.2 - 0.4 mm/an) : sédiments de lacs actuels ou fossiles ou de bas-
sins océaniques étroits dont les marges sont soumises à une érosion
intense. L'aimantation est acquise par alignement des particules
magnétiques le long des lignes du champ ambiant au cours du depot
(Aimantation rémanente détritique) et par réalignement suivant les
variations de la direction du champ entre le dépot et le blocage par
compaction (Aimantation rémanente post-détritique). Ces variations
géomagnétiques dont l'origine est situee dans le noyau (champ dipôle)
ou à la limite manteau /noyau (champ non dipôle) se décrivent en
termes d'oscillations de la direction du champ autour de sa direction
moyenne (variations séculaires ) , de migrations du pôle au delà de
40 de colatitude (excursions) et de renversements de courte durée de
la polarité du champ (événements brefs).
Son intérêt se situe à deux niveaux:
- Description du comportement du champ, définition de la structure et
du champ non dipôlaire: nombre, localisation et fonctionnement des
sources (Creer, 1983).
- Description des traits caractéristiques des variations du champ pour
leur utilisation en chronostratigraphie: établissement de courbes
types de variations séculaires, confirmation de l'existence de cer-
tains événements ou excursions, précision de leur domaine d'influente
(globale ou régionale).
Trois exemples peuvent être pris illustrant l'importance de ces-
phénomènes:
- L'événement BLAKE a été défini sur des carottes de sédiments dans la
mer des Caraibes et dans l'océan indien (Smith et Foster, 1969) et
retrouvé dans d'autres régions: Italie
autour de 110.000 ans et sa durée est
(Creer
estimée
et -- a1,1980). Il
à 20 ou 30.000
est daté
ans. Sa
structure caractéristique et sa position chronologique fiable en font
un excellent marqueur géomagnétique (Figure 1).
- L'excursion LASCHAMP, datée entre 40 et 50.000 ans BP (Gillot et a1
--
(1979)‘ dont l'existence, établie sur des formations volcaniques
(Bonhommet et Babkine 1967)doit être confirmée sur des formations
sédimentaires: seule la reconnaissance de sa structure fine dans
plusieurs sites carottés sera une garantie étant donnée la possibilité
de l'existence de phénomènes d'auto-inversion responsables des
directions excursionnelles (Heller et Petersen, 1982)
- Les- courbes de variation séculaires enregistées dans divers sites
d'Europe : Grande Bretagne ( Creer
a1 1984), Suisse (Creer -- et a1 1980),
Noire (Creer, 1974) sur l'intervalle
-- et a1 1972),
Allemagne
O-20.000
France (Thouveny et
(Haverkamp 1984), Mer
ans BP, sont remar-
459

quablement semblables. Elles peuvent être corrélées avec les courbes
types obtenues en Amérique du Nord (Creer, Tucholka, 1982). De plus,
certaines successions caractéristiques de pics, bien datées peuvent
jouer
1985)
le rôle de marqueurs
(Figure 2).
chronologiques précis (Thouveny -- et a1
Peu d'études paléomagnétiques de sédiments récents du continent
africain ont été publiées. Les taux de sédimentation élévés limitent
l'extension de la gamme chronologique abordée et augmentent les proba-
bilités de glissements en masse, dégradant l'enregistrement paléoma-
gnétique préexistant. D'une manière générale, les moyens légers de
carottages (Carrotiers Mackererth, Livingstone ) ont rarement permis
de dépasser 6 à 10 métres de longueur (6000-8000 ans). Des moyens
importants ont cependant permis depuis le début de l'année 1985 d'ob-
tenir dans plusieurs régions des carottages de plus de 10 à 20 mètres
de longueur dans des zones à taux de sédimentation plus faibles:
bassins versants limités dans des zones élevées (Maars du Cameroun
carottés par Maley, Livingstone et leurs équipes), ou dans des zones
prof ondes: plaine abyssale du Lac Tanganyika (3000 m) carottée par la
Societé Nationale Elf Aquitaine. Les âges atteints se situent aux
environs de 25-30 mille ans ce qui devrait permettre un recouvrement
comparable à celui de l'Europe Occidentale. D'autre part, dans le
domaine Saharo-Sahelien (PALHYDAF) ainsi que dans les Lacs peu pro-
fonds du Rift Est-Africain (SEDARIFT), les carottages semi-profonds
prévus devraient donner accés aux 100-130 derniers milliers d'années.
Les recherches envisagées portent donc sur un grand nombre de sites
carottés touchant les 120 derniers milliers d'années d'une part entre
les moyennes et basses latitudes sur une bande de longitude étroite
(10) : 'il s'agit des sites du Lac du Bouchet (France) , du programme
PALHYDAF: Tunisie, Algerie, Niger, et des Maars du Cameroun; d'autre
part le long de l'équateur entre le Cameroun et la Tanzanie ( Lac
Magadi, Lac Natron, Lac Tanganyika et lac Rukwa).
Cette stratégie permettra de comparer les signaux géomagnétiques enre-
gistrés dans des formations contemporaines afin d'analyser les défor-
mations éventuelles (variations de la fréquence, de la forme et de
l'amplitude des pics) occasionnees par les changements de latitude et
de longitude .
Correctement datées, les courbes types des variations fines du champ
peuvent alors jouer un rôle primordial dans l'interprétation en
termes de structure et de comportement des champs dipôlaire et non
dipôlaire, et prendre toute leur signification en tant qu' échelles
chronostratigraphiques.
460

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excursions and secular variations and Upper Pleistocene chronology.
Episodes 8,3, 180-182.
461

-----
Blake
Event
60
Inclination
Figure la: variation de l'inclinaison
au cours de l'Événement Blake (110.000 ans BP)
d'aprbs Creer et a1 1980.
Figure lb: Directions d'aimantation enregistrées
dans les laves de la chaine des Puys. Les direc-
tions inverses sont attribuables a l'événement ou
excursion Laschamp. D'après Bonhommet 1972.

0
1
2
3
4
3o" 40 50 60 70 00'
7 :
. . . .
..* . . . .
,
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*> :
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9 .': . . . .
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. . .
‘:’ _.
13 1. : *. . .
- 5000
-10000
-15000
0
5
10
s
L
a
$2
15
MEERFELDER MAAR (Howrkampl98~)
O0 30 60 90"
Figure 2: Comparaison des courbes d'inclinaison enregistées au
Lac du Bouchet France et au Meerfelder Maar (Allemagne). Etant
donnée la remarquable similarité des deux courbes, les ages dé-
finis au Bouchet peuvent être situes avec précision sur l'enre-
gistrement d'AlJemagne. D'aprés Thouveny, 1985.
463

INQUA/ DAKAR SYFPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
A Sea-Level Pressure Index
and the
Warm Events in the Tropical Atlantic Ocean
Yves M. Tourre. Jacques Merle.. Yves Quilfen
ORSTOM: Universite Paris VI-4Place Jussieu, Tour 15-75230 Paris
A 16-year data set 11964-19791 of Sea Level Pressure LSLPI from ship obser-
vations has been compiled on a 2OX2’ grid-point system using data from the
National Climatic Center. Asheville. North Carolina. Empirical Orthogonal
Function analysis were performed on the correlation matrix from data
straddling the equatorial rail [between 6’N and 6’s).
The first spatial function. which accounts for 72% of the total variante.
displays maximum values on the western equator. The associated amplitude
function. which modulates the spatial patterns. shows a powerful interannual
signal, with clearly defined periods linked to El Nino/Southern Oscilletion
episodes [ENSOI tlg65. 1972.19761 (Figure 1 a.bl.
Figure l-a1 First empirical spatial function of SLP for the equatorial rail.
This pattern accounts for 72% of the total variante.
l-b3 Time history of first amplitlude function that modulates the
spatial pattern shown in Figure l-a. Heavy line indicates
low-pass filtered data [ll-month Gaussian filterl. Arrow
indicates El Nino years.
Accordingly. a SLP index between Tahiti and Saint Peter and Saint Paul Rocks
[SPPI. located in the area of maximum amplitude of the first spatial function.
is tested against the Southern Oscillation Index ISOII and the Sea Surface Tem-
perature [SSTI of the equatorial Atlantic.
The new Tropical Oceans Index [TOI] is not only in phase with the SOI 10.83
correlation at lag 0 and 95% significancel but precedes the warm events in
the tropical Atlantic Ocean by almost one year 10.41 correlation at lag 11
months and 95% significancel [Figure 2 a.bl.
465

1.s
0.5
4.5
4s
2
-1
1
0
Fig. 2-a1 Time histories of standardized SOI and TOI. Solid line
indicates Tahiti minus Darwin, surface-pressuredifference
anomaly. Oashed line indicates Tahiti minus SPP surface-
pressure-difference anomaly.
Fig. 2-bl Time histories of SST [solid linel and TOI [dashed linel for
the equatorial rail. Note+ The TOI is 1 l-month lagged.
It is shown that the global redistributions of atmospheric mass, along with
a strong south equatorial trapped signal [SOI is not only associated to El Nino
episodes through subtle air/sea interactions but has a positive feedback on
the Tropical Atlantic warmings. which are due to tropospheric teleconnection.
The fact that the warmings lag the TOI should facilitate their forecast and aid
the studies of the interannual variations of Sahelian rainfall.
466

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
VEGETATION CHANGES IN AFRICA SINCE THE LATE CAINOZOIC
by E M van Zinderen Bakker
Institute for Environmental Sciences, University of the O.F.S.
BLOEMFONTEIN 9300, South Africa.
During the Late Cainozoic the African continent was subjected
to many changes of a physical nature. These changes caused by con-
tinental drift, tectonics, interna1 rifting and stepwise cooling
had a profound influence on vegetation pattern of Africa. A re-
construction of the vegetation history of Africa for the last 10 MY
is not possible as well dated events are still too scarce. This
review Will therefore have the nature of assembling elements which
cari be used for such a reconstruction.
In Late Miocene times (10 - 5 MY) the equator was situated
about 5' north of its present position sothat the Sahara received
more rainfall and could sustain forest. A drastic cooling at
ru 10 - 9 MY caused aridity along the NW African toast. It has
been demonstrated that hyper-arid conditions prevailed in the
western Sahara and also in a comparable situation along the Namibia
toast. In the Mediterranean region of North Africa subtropical
laurel forest existed and on the mountains of the Sahara region
forest could survive. The considerable drop in mean temperature
of c. 7O C and the accompaning aridifying effect Will probably
have had a profound influence on the vegetation of the entire
continent. Between 9 andhr 6 MY ago warm and humid conditions
prevailed and the general xeric succession was reversed.
Towards the end of the Miocene Sharp declines in world
temperature occurred again. These vicissitudes in the tempera-
turc regime have caused repeated migrations, isolation, spe-
ciation and also the demise of many taxa. In certain regions
lowland rain forest gave way to 'savanna-woodland'. Savanna
vegetation invaded western Angola as was implied from marine
pollen studies.
The rapid development of the West Antarctic ice sheet and
glaciation elsewhere lowered the sea level some 70 m which
triggered off the Messinian Salinity Crisis. The consequence of
this event must have been aridification in Africa and the possible
spread of savanna.
The terminal Miocene-early Pliocene cold period witnessed
considerable changes in the vegetation of the SW Cape of South
Africa. Until that time subtropical rainforest had covered
this region. As a consequence of circumpolar glacial conditions
this for-est was finally eliminated and so-called "fynbos" or
macchia replaced it. These changes coincided with important
changes in fauna.
467

It is not known how this abrupt severe cooling affected other
parts of Africa. It is very likely that general aridification took
place and that even the tropical rain forest suffered impoverish-
ment in species diversity or in .area.
Rapid warming between w 4.6 and 3.6 MY reversed a11 these
processes again.
During the subsequent climatic cycles of Milankovitch type
after w 3.2 MY the aridification of the Sahara was aggravated.
The aridifying processes were again repeated when ice fields
accumulated in the Northern Hemispherefw 2.5 MY ago. Upwelling
and strong meridional winds had a dyying effect and NW Africa
became much colder 2.5, 2.0 and 1.8 MY ago. The Sahara desert
then became well established and closed for-est and woodlands
opened up in East Africa and changed into savanna and grassland.
The Sudanese savanna and forests of Chad were then replaced by
very open arid grassland.
During the Quaternary the amplitude of the climatic cycles
as indicated by oxygen isotope curves increased. The glacial
episodes were much drier and the interglacial conditions resembled
present day conditions. As a consequence of palynological and
geomorphic research the last c. 30 000 years are the best known
part of the vegetation history of Africa.
During the last Interstadial of the last glaciation round
24 000 BP the general climate was relatively warm and lake levels
in the southern Sahara, East Africa and the Kalahari were high.
The hyper-arid deserts were smaller and the tropical rain forest
expanded. The last glacial maximum was marked by general desicca-
tion. The Sahara became hyper-arid and expanded into the present
Sahel. The rain forest of the Zaire basin was reduced in size
or divided up into some refuges. The NW and SW coastal ragions
of the continent were under the influence of the equatorward
migration of strong coastal upwelling and became hyper-arid.
The tree Sine on the East African high mountains descended some
900 - 1100 m while the forest vegetation of the lowland changed
to open savanna, grassland or even desert. These drastic changes
must have been the consequence of the reduction in evaporation
of the oceans and the near demise of the Atlantic monsoon. An
exception to these dry conditions formed a sector in the western
half of the southern part of the continent where much lower
temperatures and the penetration of cyclonic winter-rain caused
humid conditions. During the Late Glacial the rise in temperature
a 12 600 BP was accompanied by higher rainfall and a reversa1
of a11 the former processes. In Holocene times the climate in
East Africa was wetter untiliar 4000 BP when drier conditions pre-
vailed. Human influence on the vegetation have dates back to
fu 2000 years. In southern Africa a completely different climate
cause many fluctuations in rainfall which cari broadly be devided
intq an early humid period, a drier period round 4000 BP and a
final more humid episode.
468

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469

INQUA/ DAKAR SYEPOSIUN "Changements globaux en Afrique"
INTRODUCTION.
DEPLACEMENT DE L'EQUATEUR MAGNETIQUE EN AFRIQUE DE
L'OUEST: 1913-1985.
Jacques VASSAL
ORSTOM B.P.1386
DAKAR (SENEGAL)
Bien que l'on posséde des mesures d'éléments magnétiques
effectuées en Afrique dès le XVIII éme siècle, ce n'est qu'en
1913 que la Carnegie Institution entrepris une campagne de
mesure systématique des éléments magnétiques le long des côtes
et du fleuve Niger. Depuis, d'autres campagnes de mesures ont
été faites en 1926, 1939 et 1945. Puis entre 1953 et 1958,
1'ORSTOM a entrepris la cartographie magnétique de l'Afrique de
l'ouest en mesurant le champ en plus de 400 points (Rechenmann
et Remiot, 1962). D'autres campagnes de réoccupation ont
ensuite été faites en 1963, 1968, 1974, et 1983-85. Il existe
aussi un certain nombre de profils maritimes ou aéroportés.
Le but de cette étude est d'exploiter toutes ces données
pour suivre les variations de position de l'équateur magnétique
(ou équateur d'inclinaison) depuis le début du siècle. On
défini l'équateur magnétique par le lieu des points sur la
surface de la terre où la composante verticale 2 du champ a une
valeur nulle. Nous ne traiterons ici que les mesures de 2
proches de l'équateur, c'est à dire dont la valeur est comprise
entre -4000 et +4000 nano-Tesla (nT).
2. TRAITEMENT DES MESURES
2.1. VARIATION SECULAIRE
Les mesures ont été réduites de la variation séculaire à
la plus proche des époques de regroupement choisies, soit 1913-
1926-1945-1953-1958-1973 et 1985. Ces dates correspondent à
l'époque des principales campagnes et la correction de temps
reste dans l'intervalle de plus ou moins 2.5 ans. La réduction
s'effectue en déterminant la variation séculaire VS au niveau
du point de mesure déduite de la variation séculaire d'un
certain nombre de bases régulièrement réoccupées et bien
réparties dans la région. La figure 1 montre l'effet de cette
variation sur la valeur du champ Z de ces bases. On obtient
ainsi un terme correctif: nz,=vs.at.
2.2 REDUCTION EN LONGITUDE
Chaque mesure est ensuite rapportée, à latitude constante,
au demi méridien le plus proche de longitude 1. en la
corrigeant de la valeur du gradient en longitude. Ce*;e valeur
de gradient en longitude, gl, est relevée sur la carte
magnétique de 1956. On obtient ainsi un deuxième terme
correctif: AZl=gl.A1.
471

2.3. DETERMINATION DE L'EQUATEUR
Chaque valeur de z au point de coordonnées L,l et à
l'époque t est ainsi ramenée au méridien 1. et a l'époque de
regroupement t.. On obtient ainsi de nouvell&s valeurs:
3
Z'(L,li, tj)=Z(L,l,t)+ hZl+AZt.
On ajuste ensuite une droite des moindres carrés aux données
concernant chaque époque et chaque méridien. On obtient ainsi
pour chaque époque et pour chaque méridien une position de
l'équateur. La figure 2 résume les résultats obtenus en
montrant la trace de l'équateur aux différentes époques
traitées. La principale cause d'incertitude dans la détermination
de la position de l'équateur est la présence de l'électrojet
équatorial dont la variation jounalière importante amène une
incertitude de plusieurs dizaines de nano-Tesla sur les valeurs
mesurées. Mais compte tenu du très fort gradient du champ en
latitude ( entre 1200 et 1400 nT par degré) on a pu chiffrer
l'erreur sur la position en latitude de l'équateur. Elle est de
l'ordre de plus ou moins 0.10" soit 11 km.
3. CORRELATIGN AVEC L'OBSERVATOIRE DE MBOUR
On a porté sur la figure 3 les positions successives en
latitude de l'équateur en fonction de la valeur de Z à
l'observatoire de Mbour, pour quelques longitudes. On peut
ainsi déterminer à chaque instant la position de l'équateur en
fonction de la valeur du champ à Mbour ZMBO par la formule
paramétrée suivante:
Les coefficients h(l) et k(l) ont éte calculés numériquement.
4. COMPARAISONS AVEC LES MODELES GLOBAUX
Régulièrement sont calculés par développement en
harmonique sphérique des données des observatoires, des modéles
globaux de champ. Les plus connus sont les modéles IGRF
(International Geomagnetic Reference Field) récemment
recalculés Es= N.Peddie (1982) pour 1965-1970-1975-1980 et
prochainement 1985. Il y a eu aussi un modéle calculé pour 1945
(Vestine et a1 .,1948) et un autre déterminé par des mesures
satellite (Gain 1969). On a porté sur la figure 2 la position
des équateurs définis par quelques uns de ces modéles.
Les écarts calculés entre notre détermination de la
position de l'équateur et celle donnée par les modéles globaux
sont pratiquement constants. On trouve une position des
équateurs globaux systématiquement plus au nord d'environ 0.12"
par rapport à notre détermination. Ceci s'explique par la
faible densité en Afrique des données utilisées pour ces
modéles.
OR constate que les équateurs définis à partir des mesures
ponctuelles présentent des ondulations qui reflètent
l'influence des anomalies internes locales. Il semble ainsi que
l'équateur soit sensiblement déformé au passage du massif
472

Guinéen du Fouta-Djalon, zône possible d'anomalies locales
sensibles. En dehors de cette région mal cartographiée,
l'Afrique de l'Ouest ne présente pas d'anomalies magnétiques
importantes, et il semble difficile de chiffrer la part des
perturbations internes sur les résidus observés.
5. CONCLUSION
Depuis le début du siècle, l'équateur magnétique a dérivé
vers le nord de manière importante. La vitesse de cette dérive
est fonction de la longitude et de l'époque ( variation
séculaire 1. L'équateur s'est déplacé de plus de 700 km le long
du méridien 12" ouest. Cette dérive apparente est liée au
mouvement général vers le Nord-Ouest de l'intense foyer de
variation séculaire de l'Atlantique. Cet "ouragan magnétique"
dont aucun modèle de courant ne permet de rendre compte
actuellement, entraine avec lui les lignes iso-Z et l'équateur
magnétique.
Le suivi des déplacements de l'équateur devrait apporter
une aide à la compréhension des phénomènes responsables de la
variation séculaire. Il permet en outre d'affiner
l'exploitation des mesures magnétiques dans la région.
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473

- Figure 1:
- Figure 2:
1 2 (xl000 nT)
La variation temporelle du champ en quelques stations
réoccupation.
a-y
a-
i
-2'
t
+
+
"&
+ x.
. . +
. .
f f
. . . . '. . . . . . . TAMAN;*sSAT
. .
. . . . . . .
L.
. . . .
t t "Y t . . . . . . . . . . . . . . ..'. +
DAKA t n + +
0
4OXb
\
/
EQUATEURS Z-O
\ NIAMEY
a
ORSTOM
Positions successives de l'équateur magnétique en Afrique
de l'Ouest depuis 1913:
----- x-s-- déterminées par les mesures au sol
-----o---- définies par les modèles globaux.
474
de

12.Lat. Nord
lO’-
8’ -
6’ -
4’ -
- Figure 3:
Corrélation entre les positions successives en latitude de
l'équateur magnétique et les valeurs moyennes de Z à
Mbour, à différentes longitudes 1.
475

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
MEDITERRANEAN STAGNANT EPISODES : THEIR ISOTOPIC RECORD
AND THEIR RELATIONSHIPS WITH THE AFRICAN MONSOON
C. VERGNAUD GRAZZINI
Departement de Géologie Dynamique, Université Pierre et
Marie Curie, 4 Place Jussieu, F-75252 Paris Cedex 05
The Mediterranean is a semi enclosed basin nearby entirely surrounded
by land masses. The connection with the Atlantic Ocean through the Gibral-
tar straits which are some 350 m deep accounts,for the present lack of
oceanic-type thermo-haline circulation at depth. The modern Mediterranean
bas a negative water budget (evaporation E exceeds precipitations P) and
an anti-estuarine circulation. The water loss is compensated by the inflow
of Atlantic waters accross the straits of Gibraltar. Because of the excess
evaporation, the density of Mediterranean surface water increases from west
to east, generating convective flow. As a result, the deeper parts of the
Mediterranean contain denser surface-derived waters. These deep more saline
waters spill over at the sills and generate a shallow-in-deep-out circula-
tion pattern at the Sicily si11 as well as at the Gibraltar sill. The volume
of the outflowing water mass depends on the difference between the salini-
ties of the respective water masses, as well as on the water loss (E-P).
The values of these factors remain constant under stable climatic condi-
tions (1).
Oxygen deficient environments resulting in intermittent stagnant epi-
sodes have characterized the eastern Mediterranean since mid-Miocene time.
However there is no documentation concerning the organic carbon content of
these early sequences. At later stages, in the Plio-Pleistocene,sapropel
deposition occurred. During the Late Pleistocene, the most prominent sa-
propels (but not a11 of them) correlate with the times of transgression.
Organic carbon contents, mainly of marine origin, may go up to 16 % (2).
Different mechanisms have been invoked to explain the occurrence of
deep stagnations. Some of them are closely related to the specific charac-
ter of mediterranean hydrology recorded above. The most frequently refered
to such mechanisms are the following :
1) A density stratification, presenting vertical convection. This den-
sity stratification may have resulted either from :
a) a low density glacial meltwater draining into the eastern
Mediterranean via the Black Sea (3, 4, 5, 6), or
b) a fresh water run-off from the Nile River (7, 8), or
c) a warming of the subsurface waters (9, 10, ll), or
d) an increase in local or regional precipitations (12, 13) or a
decrease in evaporation rate (14, 15).
2) A change in the distribution of densities and salinities of inter-
mediate and deep waters on east and west sides of the Sicilian si.11 pre-
venting the east-west deep water pumping. For instance, takinq the modern
values as a starting point, a 0.3 "/,, lowering in the salinities of east-
ern intermediate and deep waters should be sufficient to stop the east-west
477

intermediate flow of levantine waters. This represents a change of 1 % of
the salinity values which could be produced by mixing 1 % fresh water (with
salinity = 0) with Mediterranean.water.
3) Fluctuations in the input of organic material and subsequent chan-
ges in the oxygen consumption in deep waters, leading to the production of
anoxic waters. Such variation may depend, in turn, on :'
discharge
.a) variations in the delivery of organic material through river
b) an increased surface water production of biogenic material, as
much as three or more times that of present day (16, 17, 18).
4) The formation of a deep hypersaline brine which would prevent any
mixing with the overlying water and any overturn, and would lead to the
exhaustion of the available oxygen. A recent example has been described in
the Tyro trench (19).
These mechanisms are not mutually exclusive and, in certain cases, ac-
tually correlated, as for la + 2, lb + 2 or lb + 3a. In addition, the me-
chaniçmâ 1 to 3 are climate dependent.
Some attempts at a better understanding of Late Pleistocene stagnations
in the eastern Mediterranean have been done using pollen records of sapropelic
layers and oxygen and carbon isotopic changes in the calcareous
shells of foraminifera (5, 7, 16, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26). These studies
did permit to evaluate the timing of sapropel deposition with more
precision, to identify the isotopic signal in foraminiferal tests associated
with sapropel sediments, and to determine the vegetation and relative
humidity on the bordering continents. It has been shown that oxygen
18 and carbon 13 depletions were frequently associated with sapropel deposition
respond
excluding, in
to relatively
the Late Pleistocene
high 6180 values.
sapropels
15 C depletion
S6 and S8 which coris
generally the
rule for a11 sapropels but the amplitude of this depletion may vary from
one site to another. Decreases in 6180 values have generally been interpreted
as the effect of decreasing salinity resulting from a fresh water
input of continental origin. These data thus support the above hypothesis
la, lb or 2. The decrease in 613 C values also suggests that modéls lb, 3a
or 3b could be plausible ones while the "high primary production mechanism"
should have resulted in higher 6 13C values of the surface water C02.
These considerations allowed Rossignol-Strick (8,27) to hypothesise a
link between orbital insolation, African monsoons and eastern Mediterra-
nean stagnations. This author showed that during the past 464,000 yrs,
African monsoons, signaled by the East Mediterranean sapropels, were heav-
iest always and only when a northern summer insolation reached maximum
values. This occurred during a11 the interglacial but also twice during
glacial periods (fig. 1).
mis established that tropical aridity was not the single climatic
pattern for glacial periods. The merit of this mode1 is that it takes into
account the timing of stagnations in eastern Mediterranean. On the other
hand the underlying hypothesis of the mode1 is that the Nile was the only
contender for the fresh water inflow. Recent mixing models based on 13C
and 180 changes in calcareous foraminifera, in relation to stagnant condi-
478

tions (25, 26) however suggest that temperate rivers as well âs the Black
Bea could also have been providers of fresh water. It has also been argued
that if the Nile was the only provider, the l*O depletion in foraminiferal
shells should decrease as distances from.,the Nile mouth increased. This has
not yet been verified (16).
Moreover the fundamental influence of the Adriatic sea on deep water
production and circulation in the eastern Mediterranean shouldn't be dis-
missed.
In conclusion, the role of eastern Mediterranean sediments as recor-
ders of heavy monsoon rains on Eastern Africa through sapropel deposition
is still a matter of debate. The climate on northern bordering continents
of the western and eastern Mediterranean basins was also controlled by the
summer insolation which couldaccount for the observed cyclicity of sta-
gnant phases.
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F1gur.z 1 - Correlation of the orbital insolation monscon index (calorie half year northern summer) with
deep-sea sapropela in the East ~dltcPranesn-insolation ln langleys (cal.cn~-~) day-1 in b AD 1950.
Absolut@ Value of AD 1950 insolation on top Une.
Isotopic stages chronostratigraphy. Cor@ X9-181, 33*25'N-25'00'E, 2,286 m i Con KS-09, 35°09'N-20*09'E,
2,800 m i Cor@ Alb. lE9, 35*54’N-28*23’E, 2,604 m ; Gore Tr 192-22, 35*19'N-29'Ol'E. 3,150 m ; Gore
h 192-29, 33'50'W25*59'E, 2,680 P.
Vertical *cale for orbital insolation and isotopic chronostrstiqraphy based on RC9-181 tore depth
(cf. m?f. 8).
r IN§OLA’ T MARINE STRATIGRAPHY
‘22 I 1-0 1 EAST MEDITERRANEAN
Figure 2 - 613C ?nd 61Bo values plotted for the surface waters correspondinq to sapropels 51, S3 and S5.
and to the present situation in the East t+?editerrsnean, to nid-latitudes rivers and rains, to the Black
Sea and the Nile. The 613C values of the Nile CO2 are unkncwn. We suggested that values between -5 '/..
and -3 '1.. were plausible mes. Tbe line represents a~mixing curve between mid-latitudes river and East
wditerranean waters at present.
r
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0
-5
-10
I .l
1
-----------,
Hile river7
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,’
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d/’
pss
/’
-5-
o-

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique”
Variations saisonnières et interannuelles du niveau
moyen dans l'Atlantique équatorial et tropical en
1983-1984.
J-M VERSTRAETE
ORSTOM, Institut
75005 PARIS
Océanographique, 195, rue St Jacques
Résumé : Pendant le programme FOCAL, un réseau de marégraphes a
été établi dans l'Atlantique tropical afin d'observer les variations
du niveau moyen depuis des échelles de temps courtes (période de 2
à 5 jours) jusqu'aux variations interannuelles. Les changements
océaniques observés pendant FOCAL sont à relier à des conditions
météorologiques exceptionnelles sur 1 'Atlantique en 1983-1984. Rela-
xation des alizés à l'équateur dUOctobre 1983 à Mai 1984 (avec renver-
se à l'ouest entre 40 et 50" W), alors qu'en 1982 et jusqu'à Octobre
1983 les vents étaient plus forts que la normale. En outre, le front
intertropical est resté au sud de l'éguateur de Janvier à Mai 1984.
A ce forcing atmosphérique exceptionnel, l'océan a répondu par un
réajustement de sa pente zonale à l'équateur et des anomalies tpsitiveL;
de son contenu thermique et des températures de surface dans le
Golfe de Guinée. D'Cctobre 1983 à Juin 1984, le niveau moyen de 1'
océan baisse de 10 cm environ aux Rochers St Pierre et St Paul (28"W),
avec des cotes négatives à partir de Décembre 1983. Dans le Golfe de
G.uinée à 6"E, le niveau moyen croît jusqu'en Février 1984 (+ lOcm),
st garde des cotes positives jusqu'en Avril. Pendant huit mois de
Septembre 83 à Avril 84, le niveau moyen dans le Golfe est supérieur
à celui observé à 0",28"W. La pente zonale ordinaire de l'océan,
ascendante d'Est en Ouest à l'équateur, disparaît et on observe une
renverse de pente dans le Golfe de Guinée en Février 1984. Ce phéno-
mène est tout à fait comparable à ce gui fut observé dans le
Pacifique pendant 1'El Nino de Juin 1982 à Octobre 1983.
Le cycle saisonnier du niveau moyen observé dans le
Golfe de Guinée (Principe, Sao Tomé et Annobon) correspond bien à
celui déjà établi à Pointe Noire, avec deux maximum (saisons chaudesi
et deux minimum (saisons froides1 L'upwelling de grande saison
froide se produit bien en Juin-Juillet, mais l'on observe une forte
variation interannuelle. En 1983 l'upwelling est fort, en 1984 il
est inférieur à la moyenne climatique. La renverse de pente dans le
Golfe de Guinée en Février-Mars 1984 se traduit par des niveaux moyen
supérieurs à la moyenhe climatique, du fait d'une structure thermique
anormalement chaude. Bien gue les températures de surface soient
élevées en surface (l'upwelling est virtuellement absent), la chute
de NM de Février à Juin 1984 atteint plus.de 20 cm, ce gui indique
un upwelling actif en subsurface. Ceci est confirmé par la chute de
hauteur dynamique observée à partir des stations hydrolqigues exécu-
tées de 0 à 500 m au cours des campagnes océanographiques, de Janvier
à Juillet 1984.
481
. . . / . . .

Dans la région de Dakar, on observe bien le cycle
saisonnier, mais là aussi la variation interannuelle est .très impor-
tante. En 1983 l'upwelling ne se manifeste que tardivement (avril),
tandis qu'en 1984 il se produit de Janvier à Avril avec une baisse de
W.M. de l'ordre de 8 cm comparable à sa moyenne climatique. Par
contre de Mai à Novembre, N.M. reste à environ 8 à 10 cm au-dessous
de sa moyenne climatique, alors que la temp&rature superficielle en
est voisine. Ceci implique de fortes advections d'eaux froides en
subsurface. Il semble bien que nous ayons observé dans l'Atlantique
en 1983-1984 la "réplique" de 1'El Nino exceptionnel de 1982 -1983
dans le Pacifiqus avec ses conséquences climatiques et notamment une
mousson inhabituellement abondante sur les îles et dans le Golfe de
Guinée.
482

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
MARQUAGE ISO’I0PIQUE NATUREL DES ACCLMLJLATIONS GYPSEUSES
DU SUD TUNISIEN - J. VIEILLEFON
ORSTOM Mission ORSTCM en Tunisie
18 avenue Charles Nicolle 1002 TUNIS Bel.védère (Tunisie)
De vastes étendues de sols du Sud tunisien (versants de jebels,
glacis, bourrelets éo1ien.s . ..) sont couvertes d’accumulations gypseuses,
dites “de surface”, sous forme de croate dure ou d’encroCtement friable? qui
s’étendent sur un million d’hectares, tandis que de nombreux sols alluviaux,
notanment Fdans les oasis, $4 nappe phréatique peu profonde, comportent souvent
des accunul ations semblables en profondeur, encore appelées %xoOtes de
nappe”, et ce sur plus de 300.000 hectares.
Ces sols ont souvent été considérés comme des paléosols ou au
moins à dynamique actuelle très ralentie, eu égard aux conditions climatiques
présentes. Les moyens classiques d’investigation ne permettent généralement
pas de déterminer l’ancienneté de ces accunulations, ni une dynamique actuelle
en lew sein.
Or, le gypse, qui est un sel de solubilité moyenne 12 e/l
environ) est un minéral dihydraté, dont 1 ‘eau de constitution représente
environ 20 % en poids. Le tritium cSH), isotope radioactif de l’hydrogène,
s’étant par ailleurs révélé comne un traceur très utile en recherche hydrogeologique,
grgce aux fortes fluctuations enregistrées dans ses teneurs
atmosphériques, suite aux explosions thermonucléaires aériennes des années
il nous a sembl6 que sa teneur dans l’eau de constitution du gypse pourrait 60,
renseigner sur l’âge relatif de ces accurulations, sachant que dans notre
cas les échanges les plus courants procèdent de mécanismes de dissolutionreprécipitat
ion.
Faute de renseignements sur les teneurs en tritium des pluies
dans le Sud tunisien, on s’est appuyé sur les données de la littérature dans
la zone méditerranéenne (A. 1 .E.A.) , et sur les pluies mesurées à Gabès, pour
estimer les retombées locales sur la période 1953-1979 (tableau).
IaYa
knb8 WSJ 1954 195s 1956 1%7 1951 1959 19% 1w1-
9 m t2x.t l%,l CA,3 189,6 zY),s 106.6 336,6 176.1 81.3
ur 125 y)0 35 100 125 399 459 145 219
kude lW2 1963 .I 1964 l%S 1966 1967 1964 1969 1979
P - h52,I as.7 242,n 257.4 147,7 l%,l 122.9 116.9 112.2
217 = 1%
WI 1971 f 1972 1 lS73 l974 1975 1976 1977 wn 1979
P I 219,s Il%,9 321.0 199.6 411.7 552.4 205.9 211.1 Mo,9
483

Lez comptages réalisés sur quelques prélkvements de ces accu-
SIiUkCiOnS ont donné les réwltats suivants :
Niveau
Supérieur
Moyen
Profond r
AccLanulation de. surface Accumulation de nappe
Typologie Tritium Typologie Trit ium
crol9te 14 Lrr non encroCrté 49 UT
encrofitement 16 à 30 UT non encroflté 14 à 27 'UT
altération 14 à 60 UT encroûtement 35 ur
roche -I&re 14 ur croete 111 à 309Lrr
1 W (Unité Tritim) = 1 atme 3H pour 101' atome ‘H
Deux mécanismes possibles d’évolution’cnt été envisagés :
- accroissemnt de 1 ‘accumulation par cristallisation de gypse ncuvellement
formé, mettant en oeuvre la circulation d’eau marquees par les précipi-
tations atmorphériqws ,
- simple dissolution d’une partie de 1 ‘accuwlation sous 1 ‘effet des pluies,
suivie de la reprécipitation du gypse en son sein mCme.
On p&t considérer, sch&atiquement, que le premier s’applique
plutôt aux accumulations de nappe, le second aux accLzm.ilations de surface.
Dar?s le cas de la formation, le ca.lcul mcsntre que, compte tenu
de la décroissance radioactive du tritium, les croûtes en formations avant
1953 n’auraient pas dépassé, à cette date, une teneur de 1,s UT. Après 1953,
en adnu%tant une formation continue proportionnelle à la plwiométrie, on
pourra trouver, en 1980, par exemple, et compte tenu des valeurs du tableau :
c n = 27
n=l
(Pmm x NUT x 0,9Sn) = 170 UT
Il est donc possible d.e calculer la teneur en tritium, en 1980,
d’une accmulation ayant débuté à une date quelcon,que, ou, à 1 ‘inverse,
connaissant cette teneur, d’estimzr la date de début de formation (figure 1).
Dans le cas du simple renouvellement de l’eau de constitution,
la part de l’accumulation affectée par ce mécanisme est proportionnelle, ’
d’une part ZI ses caractéristiques propres (épaisseur, densité, teneur en
gypse), d’autre part à la pluviotitrie. On estimz ainsi que dans la région
de Gabès le taux de renouvellenzznt annuel sera de 0,s % pour une croûte de
5 cm et de 0,05 % pour un encroûtement de 50 cm.
484

L’impact des retanbées élevées de ‘H ne permet cependant pas de Dépasser
ume teneur de 25 UT en 1980 (figure 2). Ch peut donc en conclure que la
~dynamique des accunulations de surface est actuePlement trks ralentie, .
alors qm celle des accmulations de nappe semble encore très active.
485
FIG. f

INQUA/ DAKAR SYf4POSIlJl "Changements globaux en Afrique"
PALEOCLIMATS ET DYNAMIQUE DE LA VEGETATION DEPUIS
15 000 ANS B.P. EN MILIEU TROPICAL DE MOYENNE ALTITUDE:
LE LAC BOGORIA (KENYA)
A. VINCENS
Laboratoire de Géologie du Quaternaire - CNRS -
Case 907 - Luminy - 13288 MARSEILLE Cedex 9 - FRANCE -
L'analyse palynologique de 3 carottes de 14 a 18 m, prélevées dans
le lac Bogoria (0"15'N, 36"10'E, 990 m d'altitude) apporte, pour
l'Afrique de l'Est, des données tout a fait nouvelles concernant l'évolution
des végétations et des climats a moyenne altitude au cours du
Quaternaire récent. Cette étude, effectuée en collaboration avec
la SNEA(P) (Programme "Rift"), vient compléter les données géologiques
(Renaut, 1982), sédimentologiques (Tiercelin, 1981; Tiercelin et al.,
1982), limnologiques (Carbone1 et al., 1983; Casanova, sous presse) et
géochimiques (Herbin, 1980; Périnet et al., 1982) déja effectuees sur
les affleurements et sur les dépôts lacustres.
Les trois sondages, prélevés au Nord, Sud et Centre du lac, sont
respectivement dates a la base: 28 000 + 1 100 B.P., 14 800 - + 760 B.P.
et 12 100 + 560 B.P. (Delibrias, Gif).
Les diagrammes polliniques documentent d'une façon détaillée l'envi-
ronnement botanique et climatique du paléolac entre ca. 15 000 et
11 000 B.P., postérieurement a ca. 4 500 B.P. mais aussi, ponctuellement,
pour une courte période située entre ca. 28 000 et 15 000 B.P. dont l'âge
exact ne peut être précisé. Cet épisode humide, marque par une grande
extension des forêts de Coniféres dans le bassin pourrait être contem-
poraine de la "Kalambo Interstadial East African pollen zone" (Coetzee,
1967) datée ca. 26 000 B.P.
Entre ca. 15 000 et 12 500 B.P., la transition glaciaire-
interglaciaire est bien documentée. Un climat froid et sec est mis en
évidence par la présence dans le bassin (a une altitude < 2 500 m) de
groupements afroalpins et par une faible densité du couvert arbore. Grâce
a un taux de sédimentation élevé. et a un échantillonnage palynologique
fin (résolution 'L 100 ans), des fluctuations humides de grande amplitude
ont pu être décelées au cours de cet épisode, mais de trop courte duree
pour permettre l'extension d'un couvert arbore forestier important.
Entre ca. 12 500 et 11 000 B.P., l'installation de forêts humides
a Afrocrania volkenzii sur les plateaux témoigne d'une nette amelioration
climatique-pluviosité plus élevée combinée a un réchauffement. Cet épi-
sode est en relation avec une phase de haut niveau lacustre, dont la
stabilité est montrée par le développement sur les rives du paléolac
de forêt marécageuse a Syzygium et Phoenix.
Un changement majeur, marque par la disparition des groupements
afroalpins, des forêts humides et de la forêt marécageuse, intervient
entre ca. 11 000 et 4 500 B.P. mais son âge ne peut être précisé. Il
se traduit a ca. 4 500 B.P. par l'installation de forêts de Coniferes
(Podocarpus, Juniperus), l'extension a moyenne altitude de savanes a
Acacia - et de forêts claires a Dodonaea viscosa, Tarchonanthus
camphoratus. Celles-ci sont en relation avec un climat plus sec
487
-

qu'entre ca. 12 500 et 11 000 B.P.,avec une saison sèche bien diffé-
renciée , correspondant vraisemblablement au début de l'aridification
en Afrique de l'Est.
REFERENCES
CARBONEL P., GROSDIDIER E., PEYPOUQUET J.P., TIERCELIN, J.J. (1983) -
Les Ostracodes, témoins de l'évolution hydrologique d'un lac de Rift,
exemple du lac Bogoria, Rift Gregory, Kenya. In: Rifts et fosses anciens
(Colloque CNRS, Marseille, dec. 1982). Bull. Soc. Nat. Elf Aquitaine
(production), 7, 1: 301-313.
CASANOVA J. (sous presse) - East African rift stromatolites. Geol. Soc.
London, 13 p.
COETZEE J.A. (1967) - Pollen analytical studies in East and Southern
Africa. Palaeoecology of Africa, 3. 146 p. Van Zinderen Bakker ed.,
Cape Town - Balkema.
HERBIN J.P. (1980) - Géochimie organique des sediments récents du lac
Bogoria, Rift Gregory, Kenya. In: Geodynamique et mécanismes sedi-
me'ntaires et géochimiques dans les rifts continentaux (Sémin. Lab. Géol.
Quatern., Marseille, oct. 1979). Rech. Géol. Afrique, 5: 140-143.
PERINET G., TIERCELIN J.J., BARTON C.E. (1982) - Présence de Kanemite
dans les sédiments récents du lac Bogoria, Rift Gregory, Kenya. Bull.
Minéral., 10'5: 633-639.
RENAUT R.W. (1982) - Late quaternary geology of the lake Bogoria fault-
trough, Kenya Rift Valley. Ph.D. Thesis, Univ. London, 498 p.
TIERCELIN J.J. (1981) - Rifts continentaux. Tectonique, climats,
sédiments. Exemples: la sédimentation dans le nord du Rift Gregory
(Kenya) et dans le Rift de 1'Afar (Ethiopie) depuis le Miocéne. Thése
Doct. Etat Sciences, Univ. Aix-Marseille II, 260 p.
TIERCELIN J.J., RENAUT R.W., DELIBRIAS G., LE FOURNIER J.J., BIEDA S.
(1981) - Late Pleistocene and Holocene Lake level fluctuations in the
Lake Bogoria basin, Northern Kenya Rift Valley. Palaeoecology of
Africa, 13: 105-120. Coetzee et Van Zinderen Bakker eds., Balkema -
Rotterdam.
VINCENS A. (sous presse) - Diagramme pollinique d'un sondage Pléistocéne
supérieur-Holocène du lac Bogoria (Kenya). Rev. Palaeobot. Palynol.,
21 p.
488

SONDAGE III
Diagramme pollinique synthétique du sondage BOG III (bassin Nord) du lac Bogoria (Kenya)
C%/EP, VINCENS, sous presse).
L
---
i
_--
a.

INQUA/ DAKAR SYb!POSIUM "Changements globaux en Afrique"
SURPOPULATION ET EROSION. L'EXEMPLE DU RWANDA
Patrick WASSMER* et Pierre MICHEL**
k Université nationale du Rwanda,B.P.44, RUHENGERI (Rwanda)
xe Université Louis Pasteur,U.E.R. de Géographie 3, rue de
l'Argonne 67083 Strasbourg Cedex
La croissance démographique pose de nombreux problèmes au Ruanda, petit
pays des hautes terres de l'Afrique Centzale dont la densité de population
atteint déjà localement plus de 400 h/km. Les agriculteurs, qui représentent
95 % de la population, ont vu leurs parcelles s'amenuiser par les partages
successoraux répétés. La disponibilité en terres agricoles étant très limi-
tée, c'est à l'assaut de pentes extrêmement raides que se sont lancés les
défricheurs, n'hésitant pas à mettre en culture des terrains situés sur des
pentes dont la déclivité est supérieure à 100 X. Cette conquête se fait le
plus souvent aux dépens de la forêt dense (qui représente toujours la végé-
tation climatique de cette région montagneuse) et des pâturages.
Une telle situation, exceptionnelle il y a cinq à dix ans, s'est généralisée
ces dernières années. Les fronts pionniers se heurtent aujourd'hui à des li-
mites strictes imposées par le gouvernement, soucieux de préserver les atouts
touristiques majeurs dont dispose le pays : au Nord de la chaine volcanique
des Virunga, refuge des derniers gorilles de montagne, à l'Est le parc natu-
rel de 1'Akagera et à l'Ouest, couvrant les sommets de la crête Zaïre-Nil,
les derniers lambeaux de la forêt primaire où prennent naissance les nombreuses
sources du Nil blanc (voir figures).
Cette restriction sévère a rapidement conduit à une impasse qui s'est
traduite ces deux dernières années par la mise en culture des fonds de vallons
et de vallées, le plus souvent plats et mals drainés, auparavant dévolus aux
papyraies, aux joncheraies et au pacage du bétail. Il semble que ce soit
cette dernière étape de l'augmentation de la pression humaine sur le milieu qui
ait déterminé le basculement d'un état de "relative stabilité" à un état d'ins-
tabilité déclarée. L'abandon progressif de la jachère et la mise en culture des
pâturages ou des terrains forestiers n'avaient provoqué dans la dernière décen-
nie que des manifestations localisées et peu spectaculaires de l'érosion plu-
viale, compte-tenu des systèmes de pentes existants. Aujourd'hui, l'apparition
de phénomènes à caractère catastrophique peut être mise en relation étroite
avec la mise en culture des bas-fonds ou marais localisés sur les talweg.
Il va de soit que l'ampleur des phénomènes observés au niveau des collecteurs
n'est pas imputable à la seule mise en culture des bas-fonds mais au cumul
des effets de l'érosion sur l'ensemble des bassins. La dernière étape de la
mise en culture ayant seulement joué le rôle de la goutte d'eau qui fait dé-
border le vase.
La presque totalité des processus érosifs sont limités dans le temps au début
des deux saisons pluvieuses, dans l'intervalle entre le moment oi3 les terrains
sont labourés et le moment où les plantules couvrent suffisamment le sol pour
réaliser un écran efficace contre l'impact des gouttes de pluie. C'est durant
cette période "critique" que les sols se trouvent soumis sans protection à
l'action directe des.précipitations particulièrement violentes à ce moment là.
Lors des orages, le ruissellement prend rapidement naissance dès les hauts de
pentes et favorise l'apparition de très nombreuses incisions. Le plus souvent
seul l'horizon supérieur (qui constitue la couche de terre arable) est affec-
té par cette érosion en griffe qui, si elle est assez profonde (30 à 40 cm),
atteint l'horizon B.Ce dernier, plus compact, stoppe la progression en pro-
fondeur des rigoles. Elles s'élargissent au détriment de la couche de terre
arable laissant apparaître des bandes ocres (horizon B dénudé) parallèles entre
491

elfes qui strient fe versant de haut en bas. Ce phénomène s'accompagne bien
sk d'une exportation des semences ou des plantules ce qui diminue parfois
considérablement l'espérance de récolte (75 % dans certains cas) et déter-
mine l'apparition fréquente de petites disettes encore focalisées.
Ce processus amorcé sur les champs des versants va se poursuivre en
s'amplifiant en contrebas. La concentration dans le fond des vallons, rendue
possible par fa suppression des jonchsres et fa réalisation de biffons de
culture paral'lèfes au talweg (pour assurer un drain optimal des sols lourds),
provoque fe creusement de ravins souvent profonds en quelques heures seulement.
Au débouché sur Pe fond plat des collecteurs principaux la rupture de pente
brutale favorise des atterrissements considérables. Des cônes de déjection
volumineux se forment en quelques averses,obfitérant des zones cultivces sur
de grandes surfaces. Ces ph&omSnes se produisent dans de petits vallons,
bassins-versants élémentaires, dans Lesquels fe drain, s'il est pérenne,
n'évacuait habituellement qu'un filet d'eau. Cet éeou%ement grossissait fors
des 6pisodes pluvieux importants sans toutefois occasionner d'incision. Le
damier : cultures-jachères-boisements-paturages apparaissait CO= un Etat
d'equilibre du milieu ; l'apparition de petites incisions sur les parcelles
cultivées étant rapidement contree par la présence sur fe versant de zones
couvertes par une végétation capable de stopper leur progression.
Cet &tat pouvait être assimifé, toutes proportions gard@es, 1 un état
phytostatique. Les bouleversements liés au problème démographique ont provoqué
l'apparition brutale d'un nouvel état assimilable cette fois à un contexte
rhexistasique. Cet état bien que limité dans Pe temps ZI la pgriode critique
décrite plus haut n'en est pas moins responsable d'une rapide évolution géo-
,morphoPogique. Les bassins étant mis en culture dans leur intégrafit@, leurs sols
se trouvent durant cette phase critique en état d'érodibilitg maximum pendant
un temps plus ou moins Long. Au début des averses l'impact des gouttes forme
rapidementune pellicule de battance sur le haut des pentes. L'infiltration
est ralentie par cette modification de la gGom&trie de surface du sol. Le
ruissellement apparaît, dès les premières minutes de fa pluie. Il en résulte
une augmentation important des volumes d'eau évacués par'voie de surface et
ceci sans qu'if y ait corrélativement de variation significative des volumes
précipités. Cette modification du eoeffieent de ruissellement confère un ca-
ractère torrentiel à P'écoufement des drains secondaires et des petites ri-
vières. L'accroissement des débits et l'augmentation de fa charge provoquent
un efficace recalibrage des lits. L'ensemble des cours d'eau affectés par ces
processus marquent une nette tendance actuelle B l'encaissement. Dans les
zones basses, au débouché sur les nombreux lacs (Kivu, Luhondo, DuPera...),
la charge se dépose et de vastes deltas gagnent sur les zones lacustres au
rythme des saisons pluvieuses. La vitesse de progression de ces deltas qui
etait de l'ordre de quelques décimètres par an jusqu'en 81-82 atteint dans
certains cas plusieurs dizaines de mètres par an (40 B 60 cm/an entre 1973
et 1981 contre 20 à 30 m/an actuellement pour le delta de la Mugonero sur
le lac Kivu en préfecture de Kibuye). Le collecteur principal qui est ici la
Nyabarongo (haute vallée du Nil) subit des crues de plus en plus importantes.
Les débordements fréquents et les atterrissements considérables sur l'ensem-
ble de son lit majeur y limitent les récoltes à une seule saison de culture
contre deux auparavant.
D'un état qu'on aurait pu qualifier de stable,iP y a quelques années,on
est passé en très peu de temps à un déséquilibre réel qui se traduit actuel-
lement par de véritables catastrophes au niveau du milieu agricole. Le pro-
cessus n'est pas encore généralisé. Certains bassins sont déjà très dégradés
alors que d'autres se trouvent encore dans cet état de relative stabilité
mentionné plus haut. Ce qui surprend le plus, c'est la rapidité avec laquelle
fa dégradation progresse une fois que toutes les conditions sont réunies pour
que se produise le .basculement. La présence de parcelles en jachère, de pâtu-
492

es et de boisements dispersés sur les versants,ainsi que la végétation hygro-
phile des bas-fonds,concourraient à maintenir un équilibre malgré la forte
pression anthropique déjà existante. Leur contribution à la pérennité de la.
stabilité du milieu intervenait au niveau des versants par fractionnement de
la longueur de la pente, brisant ainsi la force de l'eau qui avait pu se con-
centrer sur les champs , et surtout au niveau des bas-fonds en assurant une
bonne dispersion des eaux de ruissellement et en favorisant les dépôts. Leur
suppression a entraîné l'apparition de la torrentialité (inconnue jusqu'àlors
au Rwanda exception faite du Piémont volcanique) qui a permis dans des petits
bassins l'exportation de volumes considérables de matériaux. Sur les versants,
dans la plupart des cas, seule la couche arable est affectée. Dans certains
talweg des incisions de plusieurs mètres de profondeur entaillent les altéri-
tes. Très épaisses, ces roches cristallophylliennes profondément altérées
fournissent des sables ocres micacés qui sont déblayés avec une grande facili-
té par les torrents. Ce phénomène de dégradation amorcé ne peut aller qu'en
s'amplifiant car aucune végétation ne sera capable de stabiliser l'horizon B
stérile et le substrat sableux\11 est probable que l'on assiste dans les années
à venir, si rien n'est rapidement entrepris pour la contrer, B une "lavakisa-
tion" des paysages du Rwanda. Ces répercussions rétroactivesnégatives ne man-
queront pas d'amplifier le problème alimentaire qui se pose déjà au pays.
D'un point de vue purement géomorphologique , on ne peut s'empêcher d'effec-
tuer un rapprochement entre les cônes de déjection qui se forment actuellement
au débouché des vallons sur le fond plat des vallées principales et les impor-
tants dépôts de sables ocres micacés situés en position latérale dans la val-
lée de la Nyabarongo (Ngaru, Amasangano, Gasenvi...) sur des épaisseurs sou-
vent considérables (plus de 30m pour le site d'Amasangano). Bien que l'origine
de ces dépôts soit climatique pour les formations anciennes (à mettre en re-
lation avec la phase plus froide et plus sèche qui a régné dans cette partie
de l'Afrique vers 17 000 B.P.) et purement anthropique pour les dépôts actuels,
on ne peut manquer d'être frappés par les points communs existants entre ces
accumulations. Les similitudes de produits, de formes, de positions par rapport
aux vallées principales laissent présumer une similitude des processus ayant
présidé à leur mise en place. Il semble que l'homme se soit ici substitué à
l'action climatique pour recréer artificiellement, durant certaines périodes
critiques de l'année, un contexte "rhexistasique" favorable 3 la reprise des
phénomènes de dégradation.
Ce type d'évolution des processus morphogénétiques (lié à une pression
démographique trop importante sur un milieu réputé inadéquat a la culture sar-
clée) , intéressant en soi puisqu'il aide à une meilleure compréhension des
processus passés,constitue un véritable fléau pour les agriculteurs qui voient
leur surface cultivable fondre très rapidement et leur production baisser de
façon inquiétante. Seule une bonne connaissance de l'ensemble des facteurs
déterminant les processus actuels de l'érosion des sols sur très fortes pen-
tes peut permettre de préparer l'avenir par une intervention rapide et effi-
cace, capable de préserver le patrimoine sol tellement indispensable pour la
survie des populations de ce pays.
Elements bibliographiques
ROSSI G., 1984 : Evolution des versants et mise en valeur agricole au Rwanda
Ann. Géogr.,515, p. 23-43.
WASSMER P., 1981 : Recherches géomorphologiques au Rwanda ; étude de l'érosion
des sols et de ses conséquences dans la Préfecture de Kibuye.
Thèse 3ème Cycle, Strasbourg 1, 156 p.
493

Karisimbil
2Y4U
migmatites
ou quartzites
al
Y Rutnre @ r
0 z? 40 60 80 1OOkm
reliquat de forêt a:rivière Mugonero
bois d'eucalyptus
cultures vivrières
(sables ocres) .
494
bas fond
cultures vivrières
ou plantation de thé
aie défrichée

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
CHANGELENTS DES Eï?VIRoNlriM3NTS LITTORAJX 1&RoCd7iJa
ATLANI'IQUE ZT i~~EDIT~àRnlJEEN DZPUIS LB DY3RNI~R
INTERGLACIAIRZ (OULJIEN).
André MEISROCK
Professeur à l'université du Maine 72C17 Le Kans
U.A. 722 CNRS Paiéoclimats et paléoenvironnements en
régions arides
En dépit d'une exposition aux fortes houles du Nord-Ous;t sur la côte
atlantique et du caractère souvent accore du littoral méditerranéen
très montagneux, les côtes marocaines sont riches en héritages géomor-
phologiques permettant de retracer leur évolution depuis le dernier
interglaciaire ouljien.
Le point de départ de cette évolution ricente est àonc la piage marine
ouljienne, repère fondamental de la morphologie littorale marocaine.
Eile se présente le plus souvent en dépôts peu épais, de granulométrie
variée selon les iieux, meubies ou encroûtés, fréquemment associés à
ae puissantes aunes iittorales. Ces dépôts fossiies se trouvent la plu-
part a.u temps à faible distance dü littoral actuel, à moins ae 10 m dl
aïtitude; ils se trouvent presque toujours sur une plate-forme dtabra-
sion ékroite , qui se termine vers l'intérieur par une falaise morte
parfois entièrement recouverte par ics dépôts ultérieurs. Les dépôts de
plage sont d'une très grande richesse faunistique, au faciès chaud
bien marqué; cependant, on n'y trouve de Strombes qu'en &diterranée,
a l'Est dlB1 Hoceïma. Les ooquiiles des plages ouijiennes ont fourni
des âges isotcpiques qui peuvent être groupés en trois séries, a 120
000 ans, 80 000 ans (le plus fréquent) et 45 000 ans B.P., cette der-
nière série étant toutefois peu représentée et discutable. Rien ne per-
met cependant, ni dans la morphologie, ni dans les caractères climati-
ques àes faunes recueiiiies, ni dans ia sédimentoiogie des dépôts, de
distinguer formellement ces épisodes. Rcgionalement toutefois, sur 11
Atlantique, les piages a faune riche du Sud sont le plus souvent sur-
montées par une dune coquill&ère épaisse; vers ie Nord, les plages aux
dépôts moins épais et aux coquiiies plus rares et concassées sont asso-
ciées à des dépôts rubéÎiés. L'absence ou la présence de uunes varie
aussi régionalement le long de la côte méditerranéenne.
La aune littorale fini-ouljienne n'est àonc abonaante qu'en certains
secteurs àu littorai. Là où elle est bien développée, cette dune liée
495

a la transgression ouljienne est aujourà'hui grésifiée en une calca-
rénite plus ou moins friable, fréquemment karstifiée. En surface, eile
passe à une croûte calcaire lamellaire, indice de ruisseliements.
L*évoluti.on n'est ensuite plus littorale, mais continentale et cor-
respond à une longue régression marine. Une première formation de
coliuvions rubéfiées, à brèches grossières parfois et comportant des
croûtes caicaires lemellaires interstratifiées recouvre plages et dunes
ouljiennes. Dans les embouchures, ia dune ouljienne est ravinée par la
base grossière d'une terrasse alluviale. Des lits de coquilles et une
rubéfaction généralisée indiquent une humidification marquée du milieu,
ceci antérieurement à 40 UOO ans B.P. ( = Soltanien L).
dkr,s ie ci;3 des COU~S -6s plus co:cplètes des formations post-ouljien-
nes (Cap Flair, Tamri, oued Ksob, Cap des Trois Fourches), les colluvions
inferieures sont surmontees par une nouveïlo dune littorale à sables
co-uiliiers, indice a'une remontée marine "intr~wiirmienne" sur iaqueile
on sait encore peu de choses.
La sédimentation continentale reprend ensuite avec ampleur et aboutit
a d'épaisses accumulations de iimons roses au Sud, d*ur, rouge plus vif
au Bord. Ces uépôts, Ïins surtout au Som?met, représentent une phase ae
grande régularisation des versants, aboutissant à la form-tion de gla-
cis coliuviaw en pente faible et où ont pu encore se développer des
sois décarbonatés. Ces dépôts recèlent ues inaustries atériennes; la
fin de leur mise en place est acquise vers 25 000 ans B.P., les sols
rubgfiés pouvant peut-être encore se former jusque vers 18 000 ans B.P.
Cette période utéquilibre est le "Soitanien classique" ou Soltanien II.
Il lui succède une période ue crise morphocïimatique marquée à la
fois par des ravinements destructeurs et ae nou.e.!.les invasions de àu-
-
nes lit:.oraies. Ces dunes littorales de la ii-i-te Piéistocène superieur
- Hoiocène inférieur I'orment ci'imi,ortants complexes morphologiques qui
dépassent souvent vers i'intérieur l'ext.nsion des dunes ouljiennes.
Elles sont liées à la remontee marine, mtis ont aussi une significa-
tion climatique aride, p uisqu'eiies sont contemporaines d'une dissec-
tion généraiisée àes glacis soltaniens.
En revancne, le climat cnange une nouvelie fois pendant le maximw.
tr~nsgrassif meiiahien. Des sois humifères bruns ou noirs (tirs) se dé-
496
.

veloppent sur les dunes hoîocènes vers 8 000 ans B.P., accompagnés par-
fois de kjokkenmodding et d'outillages néolithiques. Les ravins creusés
a 1'Holocène inférieur sont comblés par un remblaiement de fond de val-
lée à limons gris et à noaules carbonatés , passant parfois à des dépôts
de type paiustre ou travertineux (= Rharbien).
Les dépots du b,eliahien marin (autour de 5 000 ans B.P.) sont très di-
vers, passant de débris coquilliers épars sur de petites encoches d'a.-
brasion légèrement pius hautes que le zéro.actuel, à des cordons lit-
toraux et à des remblaiements d'estuaires et de lagunes.
Les traits du iittorai actuel sont à peu près fixés. Toutefois, ii se
produit encore de petits changements , qui sont dûs certainement à une
petite puisation positive de l'Océan vers 2 OOC' ans B.P., marquée par
un développement de cordons coo,uilliers et de aunes "historiques", qui
recouvrent sols noirs et kj&kenm%îding. Au pied des basses falaises
mellahiennes s'éaifient de petites banquettes d'accumulation, contempo-
raines des très basses terrasses des ouecis. Ces uernières peuvent toute-
fois prendre une- am?leur démesurée, à la suite de crues catastrophiques.
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BAS NIVEAUX DkRHOUD:RAPPORTS MORPHOLOGIQUESdes DÉPÔTS
niveau ou”plan”de la cote 14
L falaise de haute mer 1
1 ; Plage ouljienne et sa dune
2 :“Complexe” soltanien
3 : Terrasse rharbienne
ravin dArhoud-village
?ig. 1. Un exemple àlenvironnemcnt post-ouljien de ia côte atlanti-
que du I..aroc: les bas niveaux ÜlArhouà, près alAgadir.
499

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM “Changements globaux en Afrique"
PALAEOVEGE’fATION OF THE NORTIIWESTERN ETHIOPIAN
HIGHLANDS DURING THE LATE MIDCENE
Yedamawit Yemane, Swiss Federal Institute of
Techaology (ETH), (X-8092, Zurich, Switterland
Pollen and spore analytical studies were conducted on
samples from a post-8 myr lacustrine deposit (Yemane, 1984) at
Chilga (12 35’ N and 37 06’ E). Ethiopie, at an altitude of around
2000 m. The fossil pollen and spore assemblage has a unique floral
composition and bears no similarity to previously recorded Mio-
Pleistocene assemblages from East Africa.
The striking feature of the composition of the Chilga fossil
flora is the total absence of conifers. Not a single grain of either of
Podocarous or Junioerus was observed over a total pollen/spore
Count of about 25.000 grains. &j~~arous constitutes the forest
between 1.500 and 3000 m in ail East Africa, where the mean
annual rainfall ranges between 800 to 1600 mm. Similarly,
Junioerus is round in dry montane forests above 1700 m elevation
and also between 2000 and 3000 m altitude in forest zones. The
absence of these two taxa from the fossil assemblage implies their
absence on the regional level since the air-sacks of Podocarous
would guarantee the pollen grain long range transportation in air
and water over great distances (Hamilton, 1982).
Another feature of the palaeoflora is that it comprises
taxa that presently do not exist in the flora of Ethiopia. These taxa
are Afrocrania volkensii. Holootelea grandis type, Iodes type,
Isoberlinia type, Olinocodon type and Rauvolfia. Some of these taxa
have restricted distribution in the rest of Africa too. The northern
limit of Brachystenia and Isoberlinia vegetation is the northern
Tanzanian Plateau. Holootelea prandis is spread in the Guineo-
Congolian rainforest of equatorial Africa (White, 1983) and
Oliaocodon is recorded only from west African rainforests in
Nigeria and Cameroun (Hamilton, 1982). Among the dominant
pollen taxa in the Chilga palaeoflora, taxa such as Anthocleista and
Alchornea are present only in the southwest lowland rainforest of
Ethiopia (1. Friis, pers. coma). The spore flora is also very rich
both in the diversity of the species and abundance, with
frequencies ranging between 50-98X for each pollen spectrum. No
Plio-Pleistocene flora from East Africa has such important
pteridophyte component; SO far. only the Upper Neogene microflora
from Rusizi valley (Sah, 1967) shows a similar wealth in
pteridophytes. The flora of the southwest rainforests of Ethiopia,
however, have diverse species of ferns.
501

The commonest savanna element in the East African Plio-
Pleistocene flora, Gramineae, is mediocrely represented in the
Chilga palaeoflora. The only other sedge present, Cyperaceae, is
recorded from a few spectra (mostly less than 0.5%). On the other
hand, 50% of the palaeoflora is made by arboreal taxa, a
phenomenon unobserved from other Plio-Pleistocene East African
flora. This shows the closed nature of the vegetation prior to the
establishment of open savanna environment.
The pollen diagram from the Hauga section (33 m high) in
the Chilga basin shows an instability of the palaeovegetation during
the deposition of the lake-beds. The earliest recorded association of
montane-like vegetation is replaced by an extensive development
of a Mitraavna swamp forest which later on gave way to a semideciduous
Brachvstenia forest. This vegetation then developed into
a drier phase of Combretum-Lepidasrathis woodland and was later
completely replaced by an association of Anth!.&ersta-Mitw
cmdon fringing swamp and wet lowland forest which
developed extensively over a long period of time. Towards the end
of the period of deposition a secondary forest association of
Alchornea-Sapotaceae-Polvscias fulva replaced the more humid
forest. The distinct changes in the development of the
palaeovegetation from a closed swamp forest to a semi-deciduous
forest clearly reflect a graduai decrease ‘of humidity on the
Platéau.
e
The strong Guineo-Congolian rainforest affinity of the
Chilga palaeovegetation documents the presence of a warm and
humid climate on the northwestern Plateau during the late
Miocene. The palaeoflora predates the global Cenozoic cooling and
may represent the vegetation of the Plateau prior to the Terminal
Miocene dessication, which disappeared under the cooler and more
arid climate of the circum-Mediterranean region in the course of
the global Messinian events. The change of the vegetation from
lowland rainforest during the Miocene to that of undifferentiated
afromontane vegetation at present, on the northwestern
Highlands, however, does not seem to be entirely due to climatic
factor (Yemane ef 81 in press).
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502

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Marseille Il
4) Yemane, K., Bonnefille, K. and Faure, H. h press. A
new Neogene microflora from the Northwestern Highlands
of Ethiopia: palaeoclimatic and tectonic implications
503

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
CLIbIATIC CHANGES HECORDING IN THE SEDIMENTS
AND ANClENT BOOaS 1N CdlNA
Liu Zechun
(Quatcrnaw Gaology and Peal; Laboratory of Gcography
Department, Nanjing Teachers Univcrsity)
Abstract
'Tncre are great don1 recordson Climato in Quaternary Sodi-
ments nnd in the excnvate nncient relies and tne books of tne
past dynnsties in China.
Strstn of tne loess and tine Peking Mari''' cave in nortïnern
Ch,&, which are' thick and continucd sodiments, quite botter
represent tine ckianges in environmcnt during the Quatcrnary.
On tho loess plateau of tne middle sector rench of the
Yellow River, the loess wns sed2mented in the condition of
more nrid cold climnte tnan todsy snd the fossil soi1 between
loess lnyers was formod In tne more warm climate tiian now, for
in9 tance, thore are sixteen lnyers of loess (Lo - LlS) with
different weathering dogree ond fifteen paln@OSOilS (So - S~U)
formed in soveral sorts of soil; total thickness oî which is
125 m.
According to pnineomagnetic measurements, nbovo the Upper
part of tne 0th fossil soi1 (Sg) or the lower part of tho 7th
fossil soi1 (S7), subsurfnce somo ciO- m, were secïimentod in
the Brunhcs Normal Mntuynma Reversed epoch. The top fossil soil-
(SO) of tne Luochunn loess section. Snnnxi province, is 8000 f
400 yr B.P (by l4C dnting). Loess laycrs and fossil soils in
betaoen-bed indicotc tàe pnlacoclimatlc oscillntion which may
be correlotcd aith tne &180 climctic cycles of the deep ses.
Cave seüiments in Zhou.koudinn m~on nbout SO'km soutnwest of
Pekjng nlso ,rcîlect tnese changes in climnte. Pcking Mnnls c>ve,
Locnllty 1 nt Zhoukoudicn, rcnowned for fossils of Rom0 crcctus
Pckinensis, is filled :vith st loast 40 m of deposits which cnn
be subdividcd into seventcen layers. According to palneomcgnctic
meenurcmcnts, thc deposits nbove the 14th lnycr were sedimented
in the brunhes Ncrmnl bpoch and tihCrcfOi*C accumu.lnteci during
thc'lnrt 730,000 yr..
Tnc 13 loyers of cnve sediments n1-c mainly conristod of tno
limcstonc brcccia ljycrs nnd nonbreccia deposite (snnd, silt,
clny, chnrconl nnd nshcs, nnd trnvcrtine), and îormc1Li in be-
tweenbcü. Tne breccio laycrs wcre mostly rcs&tecï from physicnl
wenthcrjMg of Caves'Walls in n colu clïmttc, thc latcr betvJeen
505

the brcccia layers, within WhiCeh only a littlc
fou.nd, points t0.a rclotivcly narmcr Climate.
Several othcr methods (LI/T~, fission trnck
brcccia hns boen
nnd thermoluminescence
dating) were cmploycd to estimnte the agcs of Cave deposits
at Zhoukoudian nrea, 111ose in thc 2nd laser bcing 230,000
-250,000 yr B.P., and those in tho 8th nnd 9th laycrs rZO,OOO
gr B.P., thoso in tno 11th lnycr 520.000-610.000 yr B.P. and
thosc in un Upper part composed of stalngmits 68,000~h,OOO yr
B.P. and a lower pnrt composcd of trnvertine 98,000 yr B.P.,in
the New Cave. If
at nou.koudian.area
the absolutenges
are compnrcd
of
with
the laycrs of
those dcrivcd
cave sediment
from the
biso curve of E;quatorial Pacifie tore V28-238, nearly a11 unit5
representing the nonbreccia are mainly coincident with interglacial
stages wnercas those roprcsenting the.brcccia layer
approximately ‘coincide witn glacial stages.
SO, it cnn be seen that the two kinds of continental sediment
-- loess
dcvelopmented
strata
under
and cave deposits in
thecontrol of glacial
North China bave been
Cycles of Climatic
change during the Quaternary, and taat they infer the changes
in palneoclimnt$c since middle plcistocene in China. Eany facts
show tnat the changco in
tu.rned gradually to more
environment
continental
townrds
climate.
lnte pleistocene
Tne climntic changes during historic times of last 5,000 yr
in China
material
have been invcstigated
(3,OOo-1,100 yr B,C),
in accordnnce with
phcnological records
nrchaeologg
in ancient
books (1,100 yr B.C.--1,400 yr A.D.), records in lot of genery
records of a country in past dynasties (l'-+OO-1900 yr A.D.) and
cltiatic observations (after lb00 yr A.D.);
Fer example,
City and in the
.In tnc Yn.ngshao culture (6,000
Yfn Dynnsty Ruins (1,400-1,100
yr
yr
ago)
5.C.).
at Xian
Honan
province, a'lot of fossile of animal boncs nnd plants, gro~ing
novr Yangtze Rfvor rcnch and South China,
In thc IÉast Hari bnasty (25-220 yr A.D.),
(+20-618 yr A.D.), Son4 Dynasty (900-1279
have been cxcnvnted.
South-North Dynasty
yr A.D.) and 1329 yr
A.D. and 1357 yr A.D. (Yun Dynnsty) y the climnte turncü to cold
which made the Tai Lnke freezed with ice bed of 1 m thick.
SZnce 5000 yr B.P. four wnrm periods ond thrce cold periods
cari be distinguished. Tho first is 3,000-1,000 B.C., 770 B,C.bcginning
of A.D., 600-1.000 A.D. nnd 1200-1300 A.D.; the latcr
io l,OOO--850 R.C., beginning of a.D. - 600 A.D. m-d 1400-1YOO
A.D. Over lnst 500 yr tne climatic changes cwn be further subdivided
into four cold times: 1470-1520, 1620-1720 (especially
1650-1700), 1840-1890 8nd since 1945 (especially 1963), nnü
tbree returni*ng warm times: 1550-1600, 1'770-1830 and 1916-1945.
Those changes in climnte in China could bo compared nith
either bot21 Atlantic period in postglqcial cno small ice age of
16th Century or S18 0 curvc of ice corc ci Greenland nnd clim?tic
chhngcs in AfrLca. li seems ih8t every ccld climate
hst Pacifie ocean and subscqucntly sprenücd townrus
south. In past dynasties of China. when the climnte
cold R àrought nnd a flood frequently occurred.
began in
west nnd
roturned
506

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SJ
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CaCO, OI Luochuon. Shuonxi province faffer Lu i
Chou). S-soil. L-loess ; (1) weak pedogenic loess ;
medium ; (3) srron~ ; (4) bluck loam : (5) calcareous drt
(6) drab ; (7) leoch drab ; (8) brown drob.
54
LS
S5
Sand grave1 1; ’
warm
Cold

INQUA/ DAKAR SYFPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
PALEOHYDROGRAPHIE DU BASSIN D'ARAOUANE A L'HOLOCENE
J. RISER - Université d'AVIGNON
A l'Holocène, le bassin d'Araouane etait alimenté par les crues du
Niger. Celles-ci se propageaient grâce a un systeme complexe de biefs et de cuvet-
tes lacustres reliés entre eux par des chenaux dans une région où les dénivella-
tions sont inférieures à 8m. Cet ensemble constituait un delta intérieur
comparable a celui du Macina actuel.
A partir d'un chenal unique, a l'Est de Tombouctou, le delta intérieur
du Nigerpuvait se diviser en trois parties qui correspondent approximativement
a des modes d'alimentation différents.
La zone inondable située autour et au Nord de Tombouctou était
constituée de chenaux et de lacs interdunaires. Certains chenaux dont le régime
était tres dynamique recoupaient les alignements dunaires ogoliens et modelaient
des meandres dans les formations éoliennes. Ce secteur était essentiellement
alimenté par le ruissellement fluvial.
Au Nord de cette zone, deux grands bras se dessinent de part et
d'autre d'Araouane. L'un vers le Nord-Est (Bou-Jbeha et In-Chiker) ; l'autre
vers le Nord-Ouest (Hassi-el-Abiod et Bouera au Nord d'Araouane). Ces deux
branches très éloignées du Niger etaient alimentées par les crues les plus
iIII!JOrtanteS et par les nappes phréatiques.
Enfin, a l'Ouest du delta proprement dit et au Nord-Est du lac
Faguibine, une série de creux interdunaires isolés les uns des autres au milieu
d'un aklé, étaient alimentés exclusivement par les nappes phréatiques du Niger
mais aussi par celles du lac Faguibine.
Les âges radiocarbone (G. Delibrias, C. Hillaire-Marcel) montrent
que le delta a eu tendance a fonctionner dans-sa totalité dès 8500 BP.- Lorsque
le remplissage s'effectuait au Sud, la crue se propageait vers le Nord, soit
directement, soit par l'intermédiaire des nappes phréatiques. L'extension
des zones inondables vers le Nord a des causes climatiques (pluviosité accrue
a 1'Holocène sur le Sud du Sahara) mais aussi tectoniques :,une legere
subsidence du bassin d'Araouane n'est peut-être pas étrangère à l'extension
du régime lacustre.
Cette subsidence a été mentionnée le long du Niger par J. Tricart (1965),
J.P. Blanck (1968), G. Beaudet et a1 (1977), J.C. Klein (1979). R. Reichelt(l973)
note un soulèvement du secteur de i;oundam au Pléistocene ancien puis, un autre,
subactuel, dans le secteur de Bourem. La dynamique fluviale observée vers le Nord,
a travers les cordons dunaires de 1'Azaouad peut aussi s'expliquer par cette
subsidence tandis qu'au seuil de Foum-el-Alba, au Nord d'Araouane, des failles
Est-Ouest affectent des calcaires lacustres léistocene ancien (N. Petit-Maire
et J. Riser 1983). .P
509

Cette étude pose a nouveau le probleme de la capture du Niger au
seuil de Taoussa, en aval de Tombouctou. Les terrasses observées entre Bamba
et Bourem prouvent bien que le cours du fleuve est ancien (Pléistocene).
Toutefois ce n'est pas pendant la période seche ogolienne, lorsque le fleuve
etait barré par des cordons de dunes que s'est produit le débordement vers
le Nord mais, au contraire, au cours des pet-iodes humides de l'tlolocène
entre 8500 et 3500 BP.
Les calcaires lacustres du Pleistocene moyen ou supérieur découverts
a Oued-el-Hajar peuvent d'ailleurs être aussi les témoins de l'alimentation
du bassin d'Araouane au cours de périodes antérieures a.l'Ogolien.
Beaudet G., Coque R., Michel P., Rognon P., 1977. Y-a-t-il eu capture du Niger ?
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510

INQUA/ DAKAR SYMPOSIUM "Changements globaux en Afrique"
LES.PRINC1PALE.S ETAPES DE L'EVOLUTION DES FLORES DE
CHAROPHYTES
DURANT LE QUATERNAIRE EN AFRIQUE DU NORD.
par 1. SOULIE - MARSCHE
Laboratoire de Paléobotanique de l'Institut des Sciences de l'évolution,
U.A.327 du C.N.R.S., Université des Sciences et Techniques du Languedoc,
Place E. Bataillon, F - 34060 MONTPELLIER - Cedex.
.
Les résultats présentés ici sont le fruit de cinq années
d'investigations paléobotaniques en Afrique du Nord qui toutes se sont
faites dans un cadre pluridisciplinaire concentré sur l'objectif de 1'
évolution des climats et, découlant de cela, de l'histoire des peuple-
ments humains au Sahara.
Les Charophytes sont étroitement reliées à cette évolution
car leurs restes fossiles permettent de retracer l'histoire de la présence.
de l'eau dans ces zones aujourd'hui désertiques.
L'ensemble des gisements à Charophytes examinés par l'auteur
se répartit d'ouest en est des deux côtés du tropic du cancer, du Senegal
au Soudan auxquels s'ajoutent quelques gisements plus septentrionaux en
Algérie. Des études détaillées ayant abouti, pour des secteurs géograph-
iques limités, à la reconstitution de l'environnement local à certains
moments du Quaternaire constituent la base de données de l'ébauche de
synthèse tentée ici.
METHODES ET PROBLEMATIQUE
En tant que plantes aquatiques , les Charophytes représentent
des éléments autochtones des formations lacustres ou saumâtres. Les
qualités physico-chimiques du milieu peuvent se refleter à plusieurs
niveaux dont le plus évident est la selection ou l'exclusion de genres
et d'espèces par les conditions écologiques. Ainsi, à côté de nombreuses
cosmopolites, la flore actuelle montre des espèces strictement intertro-
picales, certaines par contre liées à des eaux fraiches et d'autres encore
strictement d'eau saumâtre.
Dans la mesure où les références sur les gyrogonites de ces
511

taxons sont connues(g) r leur détermination à l'état fossile et, par
consequence une déduction paléoécologique sont possibles. Les limites
de cette approche viennent essentiellement des données encore insuffi-
santes sur les gyrogonites des Charophytes actuelles dans le domaine
intertropical.
Une résolution paléoécologique plus fine est obtenue au
niveau des populations par l'étude de la variation morphologique d'une
même espèce rencontrée dans des échantillons successifs d'une coupe
géologique. En effet, la variation de certains paramètres écologiques
est enregistrée par des modifications de la morphologie des gyrogonites.
Ceci intéresse surtout des formes â large spectre écologique, pour
lesquelles la détermination doit être suivie d'investigations biométri-
ques et morphologiques sur des lots statistiquement représentatifs de
la population fossile.
Un échantillonage adéquat permet p. ex. de quantifier
les effets phénotypiques des changements de salinité des biotopes et
ainsi de suivre l'évolution de la salinité d'un paléolac.
LES GISEMENTS ( Figure 1 )
GISEMENTS A CHAROPHYTES DU QUATERNAIRE D’AFRIQUE NORDEQUATORIALE
7 ----- -____ _ _ __________v- /
512
1. C.1 U A T Ii 1’ K
---------
--

La limite Plio-Pléistocène a fourni des gisements très
riches dans la carrière de Louga (Senegal) (4) (10) marqués par la
présence d'un représentant de NitbZZopsis (fig.2) qui s'inscrit dans
une série évolutive du genre connue dans de nombreux gisements européens.
Le Pléistocène moyen a livré au Fezzan (6) une flore
saumâtre à Lamprothmmim (fig.3) qui , outre la confirmation de la
salinité évidente par la présence de Foraminifères et de Cerastoderma
gZauewn,permet de situer des apports saisonniers d'eau douce dans
certaines zones du paléolac.
La periode holocène, en raison de facilités d'échantillonage
et de conservation des fossiles, s'avère riche et variée en flores de
Charophytes qui se répartissent pour l'instant sur l’Algérie (bordure
Nord du Grand Erg Occidental (l), le NW du Mali' (région de 1'Erg Ine
Sakane (7) (8) et le désert libyen (Wadi Shaw et 0. Selima, voir (2) et
(5) pour l'étude géologique).
Le fait majeur qui ressort des études sur les flores de
Charophytes concerne d'une part l'évolution chronologique verticale
des secteurs Nord et Est, allant de milieux d'eau douce au début de 1'
Holocène vers une salinité croissante et une disparition de toute la
flore vers -3OOOB.P.. Notamment au Soudan, l'assèchement était précédé
d'une longue période durant laquelle les eaux de surface étaient déjà
nettement salées. Les migrations précoces soulignées par B. GABRIEL
pourraient être reliées à ce phénomène.
Le secteur de 1'Erg Ine Sakane a connu entre -9000 B.P.
et -7OOOB.P. la présence de lacs d'eau douce profonds de plusieurs
mètres, où s'est installé une flore à Lychnothmus (7) (8) dont la
répartition actuelle, à dominante sub-boréale, indigue sans doute des
eaux fraiches enrégistrées également par les isotopes de l'oxygène (3).
Même si la profondeur de ces lacs pouvait avoir une cause paléogéographique,
déductible de l'alignement NE-SW des points à Lychnothamnus, la quantité
des gisements à Charophytes et la diversité de la flore en dehors de cet
alignement témoignent d'une abondance de points d'eau superficielle
persistant sous forme de lacs et de mares jusqu'à -4500 B.P.
Alors que les gisements de Tichet et de Taoudenni (7) (8)
ont fourni. des espèces typiquement saumâtres chlorurées vers la fin de
cette période, la flore du secteur de 1'Erg Ine Sakane montre uniquement
de signes d'évaporation sulfatée, probablement due à une surcharge des
eaux stagnantes par lessivage du Crétacé gypseux. L'érosion des cuestas
voisines est attestée également par la,présence de Charophytes mesozoïques
remaniées.
En conclusion sera souligné que l'intégration des Charophytes
dans les études pluridisciplinaires sur les paléoenvironnements est de date
relativement récente et va de pair avec l'acquisistion de données de
référence sur la flore actuelle. La tranposition Ecologie/Paléoécologie
pourra ainsi être affinée progressivement. L'étude de ces organismes qui
ont un rôle d'abri, de nutrition et de régulateur physico-chimique constitue
un complément indispensable à la connaissance des biocénoses paléolacustres.
513

GYROGONITES DE CHAROPHYTES AU MICROSCOPE ELECTRONIQUE A BALAYAGE.
Figure 2 : NiteZZopsis m&?garensis senegazensis Soulié-Mksche
Lot. Louga, Senegal; Leg. J.-R. Lappartient
A - Profil ( x36 ); B - Sommet ( x36 ).
Figure 3 : Lanprothcmmim papu~osum ( Wallr.) J. Groves
Lot. Dajet el Melah, Algérie; Leg. J.-Ch. Fontes
A- Profil ( x50 );. B - Sommet ( x60 ).
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MARSCHE, p.80-85;l fig.,1 pl.)
(7) PETIT - MAIRE N. et RISER J., 1981 - Paleogeogr., Paleoclim., Paleoecol.,
35 : 45-61 (Charophytes par 1. SOULIE, p. 53-55, 1 pl.)
(8) PETIT - MAIRE N. et RISER J., 1983 - "Sahara ou Sahel?". C.N.R.S. édit.,
p. l-473, Marseille (Charophytes par I. SOULIE -MARSCHE,
p. 133-144, 2 tabl., 2 fig., 1 pl.)
(9) SOULIE - MARSCHE I., 1979 - Bull. Centre Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine,
- -- --
3 (2) : 821-831.
(10) SOULIE - MARSCHE I., 1982 - Cahiers de Micropal., 2 : 111-122.
-
514

INQUA/ DAKAR SY1:POSIUM "Changements globaux en Afrique"
GROUNDWATER IN NDRTH AFRICA IN THE PAST AND PRESENT,
WITH REFERENCE TO 14C AND 3H ANALYSIS OF GROUNDWATER
FROM THE PROVINCES OF FEZZAN (LIBYA), TIBESTI AND
KANEM (CHAD) AND NORTH KORDOFAN (SUDAN)
Dieter Jakel
Institute of Physical Geography, FU Berlin
From 1970 to 1981 the author and his coworkers sampled shallow groundwater
in Libya, Chad and Sudan. The samples were then dated by radiocarbon and
tritium analysis. The 3H content of rainwater in the years 1970, 1971, 1974
and 1977 was also measured. In the mountain valleys of Jabal as Soda (Libya)
and Tibesti (Chad) "fossil" water is overlain by.recently infiltrated water.
The recent, shallow groundwater has been rapidly' depleted and water demands
are met by fossil water only. Recently‘infiltrated water is no longer
available and when much water is withdrawn dates obtained by analysis are
increasingly older. Results from the Bardai basin (Tibesti mountains) show
that groundwater recharge varied during arid and pluvial periods. From the
dates, the climatic fluctuations during the Holocene may be inferred. It
even seems as though the small quantity of infiltrated water from the arid
period between 4700 and 4000 yr B.P. following the Neolithic pluvial was
used up by the inhabitants of the area at the time, thus lowering the
groundwater table and allowing increased groundwater storage during the
subsequent pluvial phase.
The analyses of groundwater samples from the Sahel provinces of Kanem (Chad)
and North Kordofan (Sudan) show younger dates and increased 3H content, as
the near-surface aquifers were more heavily exploited than in the case of
the desert valleys. This shows that only small quantities of fossil water
are available, which are replenished by currently infiltrating rainwater
when the groundwater table sinks. Because of the geomorphological situa-
tion often only limited reserves of groundwater are available, which may
be almost exhausted in drought years. Hence, in contrast to the Tibesti
valleys,climatic fluctuations in the Sahel zone may not be inferred from
groundwater dates.
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INQUA - ASEQUA INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON
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Dakar, 21-28 Avril 1988
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477

AMBOUTA K. 1
ANTON D.J. 5
AUCOUR A.M. 9
AUMASSIP G. 11
AUSSEIL-BADIE J. 93
AVERY D.M.
BALLAIS J.L.
BARUSSEAU J.P.
BELLEC B.
BELLION Y.
BELTRANDO G.
BERGER A.
BERNARD E.A.
BLANCK J.P.
BLANC-VERNET L
BOIVIN P.
BONNEFILLE R.
BRUGAL J.P.
CAMMAS J.P.
CARBONEL P.
CARBONNEL J.P.
CARON J.P.H.
CASANOVA J.
CAUSSE C.
CHARRE J.
CHASTANET M.
15
19
115, 165
173
23, 97
25
29
31
35
39
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9, 381
199
227, 279
57
61
25
337
CHATEAUNEUF J.J. 385
CHIORI O.C.A. 65
CHUJO H.
217
CITEAU J. 67, 173
COLTRINARI L. 77
COUDE-GAUSSEN G. 79, 83
COUREL M.F.
DABRIO C-.J.
DAVIES 0.
87
169
91
'- INDEX DES AUTEURS -
DE BECKER M. 305
DEBENAY J.P. 93, 97
DELIBRIAS G. 101
DESCAMPS C. 105
DIOP E.S. VII, IX, 109
DIOP C.E.W. 385
DIOUF M.B. 115
DOUGUEDROIT A. 25
DUCARME B. 305
DUPLESSY J.C. 119, 365
DURAND A. 123, 127
DURIEUX J. 227
EDORH T. 131
ELENGA C. 133
FABRE J. 9
FARUQUE B.M. 135
FAURE H. VII, IX, 137
FLEXOR J.M. 297
FONTAINE B. 139
FONTES J.Ch. 145, 149, 153
GABRIEL B. 157
GASSE F. 149, 161
GILLOT P.Y. 365
GIRESSE P. 115, 165, 283
GOURIOU Y. 67
GOY J.G. 169
GUICHARD F. 365
GUILLOT B. 67, 173
GUIRAUD R. 179
HAGEDORN H.H.K. 183
HARUKI M. 217
HILLAIRE-MARCEL C. 61, 169, 187
HOOGHIEMSTRA H. 191
HORI N. 217
HOROWITZ A. 195

HOROWITZ M. 195
HUBERT P. 199
ICOLE M. 1
IDIANSO F.L. 203
ILUNGA L. 207
JANSEN J.H.F. 211
JOSEPH A. 213
KADOMURA H. 217
KALCK Y. 293
KALOGA B. 221
KAMPUNZU A.B. 227,279
KANIKA M. 227
KAPENDA D. 227
KELTS K. 231
KEMPF E.K. 235
KROPELIN S. 157
KUETE M. 217, 239
KUIJPERS A. 211
LABEYRIE J. 245, 365
LAHUEC J.P. 173
LANFRANCHI R. 247
LANG J. 123
LEPRUN J.C. 251
LEROUX M. 255
LEZINE A.M. 261, 265
LIVINGSTONE D.A.
399
LORIUS C. 269
LOYER J.Y. 43, 273
LUBALA R.T. 227, 299
LUCAS J.
MALEY J.
293
281
MALOUNGUILA-NGANGA 233
MANEGA P.
MARIUS C.
MARTIN L.
MASSAULT M.
MEC0 J.
287
293
297
153
301
MELCHIOR P. 305
MERLE J. 465
MICHEL P. 491
MIETTON M. 309
MOGUEDET G. 283
MONTEILLET J. 315
MONTEIRO MARQUES M. 319
MOREL A. 321
MORNER N.A. 329
MOUGENOT B. 43; 293
MOULLADE M. 39
MUHS D.R. 329
NOYALET A. 173
NYAMWERU C. 331
OCCHIETTI S. 335
OLIVRY J.C. 339
OMI G. 217
OUDOT C. 343
OUSMANE B. 213
OYEDE L.M. 349
PACHUR H.J. 353
PAEPE R. 209
PAQUET P. 355
PARADIS G. 357
PARIS F. 127, 153
PASKOFF R. 363
PATERNE M. 365
PAULISSEN E. 367
PERARD J. 139
PERSON A. 153
PETIT-MAIRE N. 9, 371
PEYPOUQUET J.P. 381
PEZERIL G. 385
QUILFEN Y. 465
RAIMBAULT M. 393
RAISBECK. G.M. 399
ROBERT C. 39

ROBINEAU B. 23
ROGNON P. 335, 403
ROSET J.P. 407
RUELLAN A. 411
RUMVEGERI B.T. 227
SALIEGE J.F. 153
SALL M. 109
SAOS J.L. 265
SARNTHEIN M. 415
SCHLUTER T. 419
SCHULZ E. 423, 427, 431
SCHWARTZ D. 435
SERVANT M. 439
SHATA A.A. 441
SHATA A.A. 441
SIBRAVA V. 445
STARKEL L. 449
STREET-PERROTT F.A. 161
SUGUIO K. 297
TAIEB M. 451
TALBOT M. 231
TAMURA T. 217
TAZIEFF H. 457
THOUVENY N. 459
TOURRE Y.M. 465
VAN ZINDEREN BAKKER EM.467
VASSAL J. 471
VERGNAUD-GRAZZINI C. 477
VERSTRAETE J.M. 481
VIEILLEFON J. 483
VINCENS A. 487
WASSMER P. 491
WEISROCK A. 495
YEMANE K. 501
YIOU F. 399
ZANTE P. 43, 273
ZAZO C. 169
ZECHUN L.
505

ORSTOM Éditeur
DBpBt Ibgal : 1. trim. 1986

ISSN : 037 l-6023
ISBN : 2-7099-0797-6
Editions de I’ORSTOM
70, route d’Aulnay F-93 140 BONDY Maquette : M.A. BRAY