GÉOLOGIE DE LA VALLÉE DU NIL

En Afrique de l'est, les structures géologiques comme les dykes, les failles ou les contacts géologiques suivent deux directions dominantes : nord-est et sud-est (Adamson & Williams, 1980). Cette orientation représente d’anciennes lignes de faiblesse de la croûte terrestre qui, depuis le Précambrien, influencent la direction des évènements tectoniques. Les systèmes de drainage des plateaux équatoriaux et éthiopiens sont liés à ces phénomènes tectoniques et volcaniques ainsi qu’à ces lignes de faiblesse structurale puisqu’ils exploitent les parcours de moindre résistance (Adamson et Williams, 1980). L’origine et la formation de la Vallée du Nil ont été conditionnées par la combinaison de ces contraintes géologiques et des fluctuations climatiques majeures de ces derniers 8 millions d’années (Said, 1993).

Au Miocène final, la mer Rouge n’était qu’une étroite dépression longitudinale et les plateaux équatoriaux d’Afrique de l’est étaient élevés et sans lac. Le drainage de ces plateaux se faisait principalement vers le Bassin du Congo ou l'océan Indien, mais aussi vers le grand lac Sudd qui occupait une importante partie du Bassin du Nil actuel. A cette époque (Figure 1), le

Nil ancestral, l’Eonil, s’écoulait selon un axe voisin de celui du fleuve moderne (Said, 1993). Il

mit un certain temps pour tracer son cours à travers les hauts massifs nubiens qui séparaient l'Égypte de l’Afrique sub-saharienne et pour rejoindre le bassin méditerranéen (Butzer, 1980 ; Said, 1990).

Le creusement rapide de la vallée du Nil en Égypte s’est produit en réponse à un évènement unique au Miocène final (8 – 5 Ma) : l’assèchement de la Méditerranée suite à l’élévation du

détroit de Gibraltar (Hsü et al., 1973). Ce phénomène entraîna un creusement très important des

vallées des rivières qui s’y jetaient. Dans le cas de l’Eonil, la profondeur du chenal atteignit jusqu’à 4 km de profondeur dans la partie nord de son cours (Butzer, 1980 ; Said, 1993). Au début du Pliocène (5 Ma), la mer Méditerranée fut à nouveau connectée à l'Atlantique et le canyon nilotique néoformé fut rempli par les eaux montantes et converti en golfe jusqu’à

Assouan (Butzer, 1980). Une nouvelle rivière, le Paléonil, se fraya un chemin dans le golfe et

le remplit de sédiments de sorte que ce dernier fut progressivement converti en estuaire puis en véritable chenal (Said, 1990 & 1993). Cette phase pendant laquelle le Nil devint un système de

actuel, a perduré jusqu’au Pléistocène moyen (de Heinzelin & Paepe, 1964 ; Butzer & Hansen, 1968 ; Said, 1993).

Les dépôts de l’Eonil et du Paléonil sont connus seulement en profondeur. Ceux de l’Eonil sont constitués d’une couche de sable grossier provenant de l’érosion des roches du Crétacé et de l’Eocène d'Égypte et d’une couche supérieure d’évaporites corrélée à l’assèchement de la Méditerranée (Said, 1990). Les lits du Paléonil, datés du Pliocène final, comprennent des couches inter-stratifiées d’argile, de silt laminaire et de sable fin. Leur composition minéralogique et lithologique indiquent des conditions de forte humidité en Égypte due à la présence d’une couverture végétale importante (Said, 1990).

Le début du Pléistocène (1,8 Ma) est marqué par une période de grande aridité qui transforma l'Égypte en véritable désert et le Paléonil s’arrêta complètement de fonctionner. Cet épisode d’aridité fut interrompu par l’intrusion d’une

rivière très compétente, le Protonil. Ses dépôts

sont constitués de galets et graviers en quartz (formation d'Idfu) qui dérivent de sources locales (Said, 1990). Un peu plus tard pendant le Pléistocène inférieur, un court épisode pluvial se produisit. Il vit le dépôt des conglomérats de la formation d’Armant (Said, 1990).

L’évènement le plus important dans l’histoire du Nil s’est produit vers 800 – 700 Ka au début du Pléistocène moyen. La réactivation de la grande Vallée du Rift africain provoqua un remodelage montagneux qui eut pour conséquence de rediriger le drainage des plateaux

Figure 1 :échelle stratigraphique des différentes phases du Nil depuis 8 Ma (d’après Said, 1990 ; Butzer,1980).

développement du lac Tana, du principal Rift éthiopien ainsi que l’apparition du lac Victoria.

Cet évènement permit la création d’une nouvelle rivière, le Prénil, qui fut la première à

posséder une connexion en Afrique sub-saharienne (Williams & Williams, 1980 ; Said, 1993). Les études des pollens, minéraux lourds et sédiments des alluvions du Nil suggèrent que la connexion entre le Nil Blanc, le Nil Bleu, l’Atbara (affluent majeur du Nil principal, au nord de Khartoum) et le Nil égyptien était bien établie au Pléistocène moyen (Rossignol, 1962 ;

Bartolini et al., 1975 ; Hassan, 1976). Le Prénil charriait une énorme quantité de sables et de

graviers et est à l’origine du paysage actuel de la vallée et du delta du Nil (Butzer, 1980; Said, 1993). Ses dépôts sont le résultat d'inter-stratifications massives de sables d’origine fluviatile et éolienne et constituent la formation de Qena (Said, 1990).

De 400 Ka à nos jours, le Néonil prit le relais du Prénil et sa connexion avec les sources

africaines devint plus ténue et sporadique (Said, 1993). La transition entre le Prénil et le Néonil est marquée par une discordance et une longue régression au niveau sédimentaire (Said, 1990). Le Prénil et son flot vigoureux furent remplacés, suite à une détérioration climatique liée à la glaciation de Mindel en Europe, par des rivières éphémères se nourrissant des précipitations locales (Said, 1993). En effet, en période glaciaire, le déplacement du front polaire vers le sud conditionne en grande partie le degré d’humidité en Afrique du nord. Il semble que durant cette période plus froide et sèche, le mouvement vers le sud fut très important et le front des pluies tropicales n’atteignait plus les plateaux éthiopiens. La conséquence directe fut la perte de la connexion africaine du Nil et sa transformation en une rivière beaucoup moins vigoureuse (Said, 1993). Le Néonil, qui perdure toujours actuellement, présente un intérêt particulier puisqu’il a été contemporain des vestiges les plus nombreux de l’occupation humaine en Égypte et en Nubie. Les dépôts de cette rivière sont caractérisés par 4 épisodes principaux d’aggradation séparés par des phases de récession (Said, 1990).

Le premier épisode (entre 400 et 200 Ka) est associé aux phases humides d’Abbassia I et II et à la crise de Dandara qui s’y intercale. C’est durant cette crise que le Nil égyptien reprit sa

connexion avec l'Éthiopie entraînant une rivière, l’α-Néonil ou la Dandara. Cette crise ne dura

pas longtemps et l’α-Néonil fut remplacé à nouveau par des rivières éphémères au cours de

l’Abbassia II (Paulissen & Vermeersch, 1987 ; Said, 1993). Les sédiments transportés par le Nil durant la crise de Dandara sont de granulométrie fine et contrastent avec les conglomérats, dérivés de la Mer Rouge, déposés par les rivières éphémères des phases humides d'Abbassia I et II (Paulissen & Vermeersch, 1987).

L’aggradation liée à la crise de Dandara est séparée des suivantes par une longue période de récession et une discordance marquée. Les dépôts de cette période de récession sont ceux de la formation de Korosko. Ils sont entrecoupés par deux périodes plus humides appelées Sahara I et

II corrélées d’après Said (1990) aux stades isotopiques de l’oxygène (OIS) 6 et 5. Durant ces

intervalles, des pluies d’hivers locales enrichirent le flot des rivières erratiques. Le débit du Néonil devint alors beaucoup plus régulier (Said, 1993). Les phases humides de Sahara sont corrélées avec la glaciation rissienne en Europe qui semble avoir modifié (tout comme celle de Mindel) le modèle de précipitations pour tout le continent africain (Said, 1993). Dans le désert,

l’étude des lacs de Bir Sahara-Tarfawi (Wendorf et al., 1987 & 1990) a montré que les phases

Sahara étaient beaucoup plus complexes qu’on ne l’imaginait avec au moins 5 sous-maxima. Le troisième évènement (de 70 à 10 ka) a commencé avec la dernière période glaciaire et s’est prolongé jusqu’au retrait des calottes glaciaires à l’Holocène. La glaciation a entraîné une diminution des précipitations en Afrique équatoriale, une aridification de la région du Sudd et l’obstruction du Nil Blanc par les dunes. Durant le stade isotopique 4 (vers 60 Ka), les lacs Pléistocène du Sahara disparaissent et les conditions climatiques pour l’homme deviennent très

difficiles. Le désert, fréquenté durant les phases humides, est abandonné (Wendorf et al., 1993).

Durant cette période, au moins deux rivières séparées par une phase de récession sont présentes, le β-Néonil (70 à 20 Ka) et le γ-Néonil (20 à 12 Ka). Elles prenaient leur source dans les massifs éthiopiens et leur débit était fortement lié à la mousson. Ces deux rivières saisonnières étaient sans doute sèches en hiver (Said, 1993). En effet, la présence très importante d’évaporites datées entre 40-25 ka le long du Nil Blanc suggère que les contributions des lacs d’Afrique de l’est ont dû être rares durant le Pléistocène final (Adamson & Williams, 1980).

A la fin de la période glaciaire, l’augmentation des pluies sur les massifs éthiopiens, le nord du Soudan et le sud de l'Égypte a causé de grands changements dans la végétation. Cette nouvelle phase humide est appelée le Nabtien. Vers 12 Ka, les pluies sur les régions des lacs des plateaux équatoriaux ont impliqué, pour la première fois, la contribution des lacs Victoria et Albert dans le système de drainage du Nil (Adamson & Williams, 1980). Ce front de pluies a

duré jusqu’il y a 6,5 ka et la nouvelle rivière, δ-Néonil, est devenue pérenne avec un régime

similaire au Nil d’aujourd’hui (Said, 1993).