TROPICAL (DOMAINE)


TROPICAL (DOMAINE)
TROPICAL (DOMAINE)

Le domaine tropical se caractérise à la fois par une chaleur constante et une forte humidité. Les pluies y sont abondantes et leur rythme, quotidien ou saisonnier, d’une grande régularité. Les températures moyennes mensuelles les plus basses n’y descendent généralement pas au-dessous de 18 0C et les amplitudes thermiques annuelles restent inférieures à 10 0C. De telles conditions climatiques s’expriment aussi bien par l’originalité des formations végétales, forêts ou savanes, que par celles des modalités de l’érosion et des modelés correspondants.

Selon les régions, les limites de ce domaine morphoclimatique se manifestent avec plus ou moins de netteté. Dans l’ouest et le centre des continents où existent des déserts tropicaux, elles s’expriment clairement par la dégradation rapide de la couverture végétale. En Afrique occidentale et centrale, on passe ainsi de la savane soudanaise à la steppe à acacias sahélienne, annonciatrice du Sahara (cf. AFRIQUE - Biogéographie). De même, au Brésil, les campos cerrados cèdent le terrain à la caatinga xérophile à épineux vers le Sertão et le tropique du Capricorne (cf. AMÉRIQUE - Biogéographie).

L’interruption, due aux moussons, des chapelets de déserts tropicaux sur les façades orientales des continents rend les limites du domaine plus incertaines. En Afrique sud-orientale, en Australie orientale et en Asie du Sud-Est, les forêts tropicales font place, sans solution de continuité, à celles du domaine tempéré. Dans ce cas, l’apparition d’un hiver fournit une limite valable, au-delà des tropiques.

1. Climatologie

Le domaine tropical est caractérisé, du point de vue climatique, par l’absence de toute période de refroidissement marqué et prolongé («hiver») et par l’existence d’au moins trois à quatre mois pluvieux et chauds. La réunion de ces deux critères permet de fixer simplement les limites du «domaine tropical», en théorie tout au moins. En effet, si l’ensemble ainsi défini présente une unité relative du point de vue des évolutions pédologiques et morphologiques, en ce qui concerne la seule climatologie, il existe à l’intérieur du monde tropical un clivage assez net entre des régions sans saisons, tant sur le plan thermique que sur le plan pluviométrique, et des régions où l’on observe une opposition entre une saison sèche et une saison pluvieuse. Les premières sont proches de l’équateur et elles ont été décrites à part sous l’intitulé climat ÉQUATORIAL. C’est aux secondes que l’on tend à réserver l’expression de climats tropicaux; nous prendrons celle-ci dans son sens restrictif de climats sans hiver, avec alternance d’une saison sèche et d’une saison pluvieuse, cette dernière durant au moins trois à quatre mois.

Limites du domaine tropical

Il n’est possible de comprendre la signification des limites des régions de climat tropical qu’après avoir précisé le contenu des deux notions évoquées plus haut, l’absence d’hiver et l’existence d’une saison humide assez longue.

En effet, l’absence d’hiver ne signifie pas absence de toute période de refroidissement. Sur les marges du monde tropical, la période des jours courts («hiver cosmique» de l’hémisphère) peut être fraîche, la nuit surtout, sans que l’on puisse pour autant considérer que les stations qui s’y trouvent sont «non tropicales». Il y a là un problème de seuil, toujours délicat. Des biogéographes ont fixé les limites du domaine tropical là où les températures moyennes du mois le plus froid descendent au-dessous de 18 0C (W. Köppen) ou de 15 0C (H. Gaussen). Ce seuil correspond à la disparition de certaines espèces caractéristiques des basses latitudes et à la possibilité de la culture du riz toute l’année. Il est important de comprendre que cette moyenne n’est donnée que comme résumé d’un ensemble bien au-dessous du seuil envisagé. Ainsi, dans la plaine du Gange, des stations où la moyenne de janvier est de 18 0C ont, en général, des températures diurnes de plus de 25 0C, mais des minima nocturnes qui peuvent descendre au-dessous de 10 0C plusieurs fois dans le mois.

Les périodes humides sont définies comme celles où les précipitations sont supérieures à l’évaporation et à la transpiration potentielles (cf. CLIMATOLOGIE et CLIMATOLOGIE AGROÉCOLOGIQUE). Lorsque cette période dure moins de quatre mois, on considère en général que l’on a atteint les limites du domaine tropical. En effet, ce seuil correspond en gros à la disparition des formations végétales continues et à la fin de la culture non irriguée des céréales qui résistent le plus à la sécheresse.

Sur les marges «polaires» des pays tropicaux, il est exceptionnel d’assister à la disparition simultanée des deux critères qui les définissent. Il est donc indispensable d’envisager deux types de limites: limites vers des régions qui restent chaudes toute l’année mais où la saison sèche est longue, limites vers des régions qui restent humides mais où un «hiver» apparaît. Les limites «vers le sec» sont les plus étendues; on les rencontre toujours dans l’ouest et le centre des masses continentales. Les limites «vers le froid» s’observent sur les franges orientales des continents; elles sont plus courtes, mais elles passent dans des régions bien plus peuplées que les précédentes (fig. 1; cf. aussi CLIMATOLOGIE, carte).

Caractères et diversité des climats tropicaux

Les régions de climat tropical ont un rythme annuel caractérisé avant tout par une opposition saison sèche-saison pluvieuse, mais le tableau doit être nuancé. Il est commode de distinguer quatre saisons.

Une saison sèche et relativement fraîche s’étend sur les mois hivernaux de l’hémisphère (décembre, janvier et février pour l’hémisphère Nord.) Les pluies sont minimes, les journées uniformément belles. Leurs températures atteignent 30 0C sur les marges les plus proches de l’équateur, et encore plus de 25 0C vers le vingtième degré. Les nuits sont nettement plus fraîches, et les températures plus différenciées dans l’espace (plus de 20 0C au dixième degré de latitude, de 10 à 15 0C vers le vingtième degré). Le rafraîchissement reste donc très relatif dans une grande partie du monde tropical.

Une saison sèche et torride , qui succède à la précédente, correspond en gros au printemps de l’hémisphère. Les températures diurnes s’élèvent très nettement, pour atteindre plus de 40 0C dans les régions continentales. Durant cette période, la végétation est desséchée et l’activité agricole à peu près nulle, tandis que soufflent des vents chargés de poussière rouge ou brune. Les nuits n’apportent qu’un soulagement très modéré, puisque les moyennes des températures minimales se situent un peu au-dessous de 30 0C.

La saison des pluies correspond en général à l’été de l’hémisphère. Les précipitations sont fréquentes et parfois très abondantes, mais assez irrégulières. Dans les stations les plus arrosées, il pleut à peu près tous les jours, la nébulosité est élevée et le ciel d’un blanc cru. Mais l’observation précise montre qu’il suffit de quelques jours, rarement plus de six à dix, pour voir tomber la moitié des pluies d’un mois. Dans les stations les plus sèches, des jours sans pluies, extrêmement chauds, alternent avec des jours nuageux et pluvieux. D’une manière générale, les températures fléchissent nettement, surtout celles du jour (entre 30 et 34 0C environ). Les nuits restent très chaudes (de 25 à 28 0C environ).

Au cours d’une saison de transition , qui correspond à l’automne de l’hémisphère, les pluies diminuent peu à peu tandis que les températures augmentent de nouveau sans atteindre les paroxysmes du «printemps». L’installation de la saison fraîche et sèche est très progressive dans beaucoup de stations.

On peut évidemment observer une variation systématique des caractères et des durées de ces saisons. Dans les régions les plus proches des «climats équatoriaux», le rafraîchissement hivernal est peu marqué, la saison torride assez courte et peu accentuée, la saison des pluies longue. Quand on s’éloigne du domaine «équatorial», le rafraîchissement de la première saison s’accentue, la saison sèche torride s’allonge, et connaît des paroxysmes thermiques très marqués. De même, la saison des pluies devient plus courte, et la durée de la saison de transition qui la suit s’allonge.

Ces modifications progressives sont souvent observées à mesure que l’on s’éloigne de l’équateur, surtout en Afrique de l’Ouest. Mais les changements selon la latitude ne sont pas partout réguliers, loin de là. Ainsi, en Inde, le début de la saison des pluies est beaucoup plus précoce au Bengale que dans le centre de la péninsule, pourtant situé nettement plus près de l’équateur.

De plus, il existe des régions qui ont des rythmes assez différents de ceux qui ont été décrits ci-dessus. Les rythmes «aberrants» sont surtout observés sur les côtes orientales des péninsules asiatiques (Inde, Indochine, Malaisie), où la saison des pluies proprement dite est grandement retardée, puisqu’elle a lieu en «automne», de fin septembre à novembre, et sur les côtes nord-est du Brésil, où les mois les plus arrosés sont paradoxalement ceux de l’hiver de l’hémisphère (de juin à août!).

Enfin, il faut signaler que des climats très secs ou secs s’observent à des latitudes où l’on rencontre généralement des «climats tropicaux» à saisons alternées. C’est le cas au centre des péninsules d’Asie méridionale, en Somalie et à Djibouti, le long des côtes occidentales de l’Afrique et de l’Amérique du Sud, dans le nord-est du Brésil et au nord du Venezuela.

D’une manière générale, les climats tropicaux atteignent environ 15 0 de latitude au centre et à l’ouest des continents, et des latitudes bien plus élevées à l’est des masses continentales. Il y a là un fait majeur, lourd de conséquences, puisque, par exemple, l’Asie du Sud a des climats pluvieux et d’énormes concentrations d’agriculteurs à des latitudes correspondant à celles du Sahara.

Mécanismes atmosphériques à l’origine des climats tropicaux

L’existence des climats tropicaux est évidemment liée d’abord à l’activité solaire, importante toute l’année, tout en étant soumise à des variations sensibles. Mais la circulation atmosphérique intervient également, notamment pour fixer la répartition des périodes sèches et pluvieuses. On montrera les modalités de son action, en se limitant, pour des raisons de commodité, au cas de l’Ancien Monde, Afrique et Asie du Sud (fig. 2).

La saison sèche s’explique par la présence, pendant l’hiver de l’hémisphère, d’anticyclones marqués dans les basses couches de l’atmosphère et qui font partie de l’ensemble des «anticyclones subtropicaux». Sont alors sèches les régions qui sont recouvertes par ces anticyclones (car il n’y a pas d’ascendance de l’air dans les régions de hautes pressions) ou balayées par des courants qui en sont issus et qui véhiculent de l’air sec. On voit, par exemple, qu’en Afrique tout le Nord est sec en janvier à cause de la présence des anticyclones subtropicaux du Sahara et de l’Arabie, et parce que ceux-ci dirigent des vents d’est à nord-est, qui restent secs puisqu’ils font un long trajet continental. Les plateaux au sud de l’équateur sont secs en juillet pour les mêmes raisons. Les variétés thermiques observables à l’intérieur de ce domaine sec «hivernal» sont liées aux différences de latitude et d’altitude.

La saison sèche et très chaude s’explique par le maintien provisoire des anticyclones subtropicaux (donc des temps secs et clairs), alors que l’insolation augmente considérablement.

L’explication de la saison des pluies est plus complexe. Pour qu’il pleuve, il faut qu’il y ait, en même temps, des courants aériens humides, provenant d’une surface marine ou océanique, et des facteurs qui provoquent des ascendances dans ces courants, puisque celles-ci sont un facteur essentiel de la condensation et de la formation des nuages.

Dans les basses couches de l’atmosphère, pendant l’été de l’hémisphère, les anticyclones subtropicaux sont remplacés par de basses pressions sur les continents surchauffés (à la différence de ce qui se passe sur les océans, où les anticyclones subtropicaux se maintiennent toute l’année, puisque l’échauffement de la surface marine est limité).

Il en résulte une réorganisation complète de la circulation atmosphérique, par rapport à celle de l’hiver. La comparaison des cartes de janvier et de juillet pour la région Afrique-Asie du Sud en donne l’illustration la plus spectaculaire. Entre l’équateur et un axe de basses pressions qui s’étend un peu au nord du tropique du Cancer, il existe en juillet un ensemble de courants aériens d’ouest à sud-ouest qui laissent cet axe de basses pressions sur leur gauche, conformément aux lois de mouvement de l’hémisphère Nord. Cela représente une inversion complète du champ de mouvement par rapport à janvier, où les courants dominants soufflaient du nord-est. La disposition des masses continentales et marines est telle que les vents de sud-ouest sont humides puisqu’ils ont eu de longs parcours maritimes. En particulier, en Afrique de l’Ouest et en Asie du Sud, les masses d’air proviennent de l’hémisphère Sud, après avoir traversé les régions australes de l’Atlantique et de l’océan Indien. On donne en général le nom de mousson d’été , voire simplement de mousson à ces vents humides de sud-ouest. Tout se passe comme si l’alizé de l’hémisphère Sud franchissait l’équateur pour pénétrer profondément dans les continents de l’hémisphère Nord.

L’existence de ces vents chargés d’humidité rend possibles les précipitations. Mais elles ne se produisent effectivement que dans la mesure où des ascendances se développent. Celles-ci sont d’abord provoquées par les reliefs, notamment ceux dont l’axe est perpendiculaire à la mousson. C’est ainsi que de très forts abats d’eau ont lieu sur les versants occidentaux du massif guinéen, du mont Cameroun, des montagnes éthiopiennes, des Gh ts de l’Ouest et de l’Him laya, des montagnes birmanes, de la cordillère indochinoise... D’autre part, d’autres ascendances sont liées à des perturbations atmosphériques. Les plus actives se produisent à l’est de l’axe dépressionnaire, c’est-à-dire au-dessus des péninsules asiatiques. Il s’agit de dépressions mobiles, qui se déplacent d’est en ouest; elles naissent sur les golfes, comme ceux du Tonkin et du Bengale, pour se diriger ensuite vers l’ouest, donc vers les régions septentrionales des péninsules. Ailleurs, les perturbations sont de moindre ampleur. On peut citer les « lignes de grain » de l’Afrique de l’Ouest et les accélérations brutales du courant de mousson connues sous le nom de poussées de mousson (pulses , en anglais). Ces perturbations sont à l’origine des pluies non orographiques. Il est à noter que, contrairement à une opinion assez répandue, il se produit peu de pluie dans l’axe dépressionnaire semi-permanent, notamment dans sa partie occidentale, de l’Afrique à l’Arabie. La situation est donc, sur les régions continentales, radicalement différente de ce qu’elle est sur les océans, où des pluies se produisent tout le long des axes de basses pressions intertropicales.

Les régions qui ne sont ni placées au pied de reliefs ni situées sur les trajectoires des dépressions reçoivent des précipitations plus modérées, puisqu’il y a moins d’ascendances dans l’air humide.

Les cartes de la figure 2 montrent que l’organisation de la circulation atmosphérique en été austral permet des arrivées d’air humide en janvier sur de grandes régions de l’Australie et de l’Afrique méridionale, bien que, dans ce dernier cas, les masses humides soient en grande partie originaires de l’hémisphère Sud lui-même. Des phénomènes comparables se produisent en Amérique latine; aussi bien les plateaux du Brésil intérieur que les bordures occidentales de l’Amérique centrale connaissent des systèmes de moussons.

L’étude des régions de très basses latitudes, qui restent sèches en été, dépasserait le cadre de cet exposé. Elles s’expliquent, en général, par des tracés de côtes défavorables à l’arrivée d’air humide ascendant. Pour s’en tenir à un seul exemple, on voit sur la figure 2 que la corne de l’Afrique n’est pas atteinte par des vents humides: la vapeur d’eau ne peut venir ni de l’océan Atlantique, trop éloigné, ni de l’océan Indien, puisque la «mousson humide» est détournée vers l’Asie du Sud et ne fait qu’effleurer les côtes africaines.

Il est important d’expliquer pourquoi les régions pluvieuses s’étendent plus loin vers les pôles à l’est des ensembles continentaux que dans leurs régions centrales et occidentales. Ici encore, on traitera le cas particulièrement spectaculaire de l’Ancien Monde.

On peut, d’abord, invoquer le rôle des déplacements horizontaux d’air humide. À l’ouest des continents, entre l’anticyclone océanique et la dépression continentale soufflent des vents de nord à nord-est, venant donc soit du continent, soit de régions marines où l’évaporation est plus faible que sur les océans tropicaux (on peut voir sur la figure 2 la disposition des vents à l’ouest de l’Afrique occidentale). Au centre des continents, les vents soufflent de l’ouest, avec une légère composante vers le nord. L’air humide se déplace globalement d’ouest en est, et il n’atteint pas l’axe dépressionnaire ou, en tout cas, il ne le dépasse jamais vers le nord. En revanche, à l’est des continents, l’air prend de fortes composantes sud-nord, entre la terminaison orientale de l’aire dépressionnaire et l’anticyclone océanique, ici l’anticyclone subtropical du Pacifique. On voit que ces composantes méridiennes de sud affectent toute l’Inde et l’Indochine, ainsi que la Chine. L’air humide originaire des océans tropicaux atteint donc des latitudes élevées. D’autre part, l’écoulement de cet air est fortement perturbé. Le voisinage de l’océan, la courbure cyclonique des flux, le découpage en baies et péninsules favorisent l’apparition de dépressions mobiles bien organisées, dont on a vu l’importance pour l’explication des pluies. En revanche, au centre et à l’est des continents, les basses pressions de surface sont recouvertes en altitude, dès 2 000 à 3 000 mètres, par des hautes pressions, qui gênent les ascendances et le développement des perturbations. Comme, d’autre part, l’air de ces anticyclones est assez sec, la pluie est impossible. Les lignes de grains ne sont que des perturbations assez modestes, et elles sont décalées en direction de l’équateur par rapport à l’axe des basses pressions.

La saison de transition automnale est caractérisée par un rétablissement progressif de la circulation anticyclonique. Mais, avant de disparaître complètement en hiver, les perturbations d’est des régions orientales, empruntent des trajectoires de plus en plus méridionales. Elles apportent alors des pluies le long des côtes est des péninsules de l’Asie, qui étaient restées relativement sèches en plein été, car elles se trouvaient sous le vent du courant d’ouest dominant, et éloignées des trajectoires suivies par les dépressions majeures.

Hors de l’Ancien Monde, les mécanismes en jeu sont analogues. Mais des nuances multiples sont introduites par les formes complexes des continents et la répartition des reliefs. Il est impossible d’en donner ici une description détaillée.

Les climats à été tropical et à hiver froid (climats «chinois»)

Sur les façades orientales des continents, il existe un climat de marge tropicale, caractérisé par un été chaud et humide tout à fait semblable à celui des régions décrites ci-dessus, mais avec un hiver assez froid. Ce climat très contrasté, difficile à nommer, est extrêmement important puisque c’est celui, entre autres, de la Chine des dix-huit provinces et de l’est des États-Unis, deux grands foyers de peuplement et d’activité.

Le froid hivernal est ici lié à l’arrivée d’air en provenance de l’intérieur des continents, ces derniers étant en hiver des «réservoirs d’air froid». En revanche, en été, ces régions sont atteintes par des masses d’air humide: il s’agit soit de prolongements vers des latitudes élevées de la mousson proprement dite, soit d’arrivées d’air en provenance de l’océan voisin du même hémisphère, en somme de ce qu’on peut appeler l’alizé d’est. Les deux types de courants alternent selon les jours, mais ils sont l’un et l’autre très humides. Les perturbations sont particulièrement fréquentes à la fin du printemps de l’hémisphère, si bien que le maximum des pluies se situe en mai ou juin.

2. Géomorphologie

Tel qu’il a été délimité au début de cet article, le domaine tropical s’étend sur quelque 20 p. 100 des terres émergées, de part et d’autre de l’équateur. Une aussi vaste étendue ne saurait constituer une unité morphodynamique et morphoclimatique. Il convient, en particulier, de différencier les régions forestières et celles de savanes , tant du point de vue des modalités de l’érosion que des modelés du relief (fig. 1). Par ailleurs, des héritages géomorphologiques y témoignent de variations climatiques subies par les unes et les autres au cours du Quaternaire.

Érosion et modelés en milieux forestiers

Processus d’érosion

L’érosion en milieux forestiers doit son originalité à la permanence de la chaleur et de l’humidité. En premier lieu, cette permanence assure, dans l’attaque des roches, la prépondérance absolue de l’altération biochimique sur les actions mécaniques. L’eau en est l’agent essentiel, renforcé par le dioxyde de carbone de l’atmosphère et par les acides humiques issus de la décomposition rapide de la matière organique fournie en abondance par la puissante couverture forestière. Selon l’acidité des roches attaquées et les conditions du drainage, l’hydrolyse des silicates et des constituants alumino-silicatés du matériel éruptif et métamorphique, abondant dans les boucliers tropicaux, donne divers produits de néoformation en proportions variables, par élimination différentielle d’un grand nombre des constituants primaires. Dans les bas-fonds marécageux dominent les argiles du type montmorillonite (bisiallitisation), alors que celles du type kaolinite se forment sur les versants (kaolinisation ou monosiallitisation). Le lessivage total de la silice, dans le cas de roches mères basiques, notamment, aboutit à une production d’hydroxydes de fer (goethite) ou d’aluminium (gibbsite) en fortes concentrations (latéritisation ou allitisation).

Les altérites issues de ces transformations, dont la puissance peut dépasser une cinquantaine de mètres, montrent une superposition de zones se succédant progressivement. La plus évoluée, au sommet du profil, représente un sol ferrallitique , caractérisé par un horizon B de plusieurs mètres d’épaisseur constitué par des produits de néoformation. Leur concentration se traduit par une texture argileuse et des couleurs vives, qui vont du jaune au rouge selon l’intensité de la déshydratation et de la fixation autour des particules colloïdales des hydroxydes de fer [cf. RUBÉFACTION ET SOLS RUBÉFIÉS]. Après saturation des argiles, le fer donne des précipitations locales (argiles bariolées ou marbrées), susceptibles de s’indurer en concrétions (pisolites). On doit le nom de latérite (du latin later , «brique»), primitivement choisi pour dénommer ce type de formation superficielle, à cette teinte rouge caractéristique.

C’est dans les altérites, et non dans les roches qu’elles masquent généralement, que se développent les actions des processus morphogéniques. La puissance de l’écran forestier limite singulièrement leur intervention. La prépondérance revient sans aucun doute à des processus insidieux. C’est le cas de la reptation (creeping ), qui consiste en déplacements imperceptibles des particules superficielles, causés par des ruptures d’équilibre dues à des impulsions variées: impact des gouttes d’eau ou activité des animaux fouisseurs (vers, insectes, par exemple). Dans la même perspective, il faut citer l’évacuation des éléments solubles et des colloïdes par le ruissellement hypodermique , qui se produit en subsurface le long des versants et alimente les marigots par les sourcins. Le rôle du ruissellement superficiel paraît plus négligeable, qu’il s’exerce selon les multiples filets anastomosés et instables du rillwash , ou sous la forme des films d’eau du sheetwash . Diverses circonstances semblent de nature à favoriser son apparition sur les versants. D’abord, la fréquence et l’abondance des pluies provoquent un engorgement rapide des sols, tandis que la médiocrité de la strate herbacée de la grande forêt pluviale facilite son action.

Certes, la forêt, avec son dense réseau de racines qui courent à fleur de sol, constitue une protection efficace contre l’ablation. Ne stabilise-t-elle pas les altérites meubles dont elle favorise la genèse? En réalité, cet état de biostasie n’apparaît pas partout respecté. Malgré l’imposante draperie forestière, l’équilibre peut être rompu localement, du fait de la raideur de versants montagnards, ou d’un raidissement lié à l’affouillement des crues des grandes rivières. Alors se déclenchent des mouvements de masse souvent spectaculaires, en raison de la nature argileuse des altérites, comme de l’abondance de l’eau. Leurs modalités varient en fonction du jeu des facteurs locaux (caractères des altérites, pente, phénomènes de soutirage, etc.). Dans les altérites relativement minces, la netteté du contact avec la roche saine favorise les glissements en planche de pans entiers de versants. Bien souvent, l’existence de nappes d’eau le long du contact avec la roche mère ou le soutirage exercé à la base par une rivière facilitent la descente. Quand le manteau d’altérite est très épais, une solifluxion se produit dans la masse même, engendrant des niches d’arrachement (zone de slumping ). Dans ce cas, la masse déplacée s’accumule à l’aval en bourrelets chaotiques. Les nombreux suintements et sourcins qui s’alignent à la base des versants provoquent aussi des mouvements locaux liés à l’exportation des éléments fins, générateurs de tassements et d’affaissements. Mais, de toute évidence, l’intervention des glissements et des solifluxions, voire du ravinement, ne prend un aspect catastrophique que si les hommes, à la recherche de terroirs de culture, ont inconsidérément détruit la forêt (cf. SOLS - Érosion).

Reptation et ruissellement

Les versants, lentement façonnés par ces combinaisons morphogéniques, présentent une certaine diversité en fonction des variations dans l’importance du rôle joué par les processus qu’elles impliquent. La part respective de la reptation et du ruissellement, notamment, dépend avant tout de la nature plus ou moins argileuse ou sableuse des altérites fournies par des roches mères différentes. Très souvent, la prédominance des convexités signale celle de la reptation. Des modelés peu fréquents en «demi-oranges» (meias laranjas , expression brésilienne pour désigner ces collines quasi hémisphériques) en constituent la manifestation la plus achevée, dans les épaisses altérites dérivant de la pourriture de noyaux de granite ou de gneiss. Ils confèrent aux basses plaines disséquées l’aspect d’un moutonnement de collines forestières, séparées par un dédale de vallons parfois élargis en cuvettes marécageuses. L’insignifiance de la concavité et du colluvionnement, à leur base, traduit la faiblesse du ruissellement par rapport aux infiltrations trahies par la fréquence des suintements et des sourcins. Moins originales, mais beaucoup plus fréquentes, sont les formes modelées dans les altérites très argileuses et compactes fournies par les schistes et les micaschistes. Car le ruissellement, relativement plus actif, même sous une forme concentrée, développe alors la concavité des profils aux dépens de la convexité sommitale. Bien des nuances resteraient à préciser entre ces types extrêmes.

Plus caractéristiques sont les coupoles, les dômes ou les pitons rocheux qui dominent les plaines matelassées par les altérites et qui accidentent les longs versants des montagnes en matériel cristallin (serra do Mar, Brésil). On sait maintenant que ces reliefs dénudés, aux versants lisses et abrupts, correspondent à des formes structurales dégagées par l’érosion différentielle dans des plates-formes granito-gneissiques, bien avant notre époque et selon des modalités différentes. Ces «pains de sucre» (Brésil) ou ces «mornes» (Antilles) évoluent, désormais, en fonction d’une exfoliation qui détache les épaisses lames rocheuses définies par un réseau de diaclases courbes (fig. 3). La progression de l’altération hydrolytique le long de ces plans de discontinuité, combinée à la création de surplombs à la base de versants rongés par un manteau d’altérites imbibé d’eau en permanence, explique cette lente évolution.

Enfin, on a évoqué depuis longtemps l’étrangeté des karsts tropicaux (Chine du Sud, Cuba, Jamaïque), signalés par des dolines en cônes (cockpits ) et surtout par des «hums» en quilles (kegelkarst ), en tourelles (turmkarst ) ou en meules de foin (mogotes de Cuba), disséminés dans les vastes plaines constituées par les poljés. L’abondance de l’eau et l’agressivité que lui confère la présence d’une puissante couverture végétale expliquent l’efficacité de la dissolution des calcaires et la primauté de son action latérale.

Cours d’eau

Aux fleuves et aux rivières revient la tâche d’évacuer jusqu’au niveau de base les produits de l’évolution du relief. Ils s’organisent en réseaux hydrographiques dont les tracés manifestent une étroite soumission aux contraintes de la structure géologique. Ainsi la fracturation des boucliers tropicaux se traduit-elle par la fréquence des tracés coudés, en zigzag ou en baïonnette, et des dispositifs en «bois de renne». Les cours offrent, par ailleurs, une succession caractéristique de biefs et de rapides. Les biefs correspondent aux traversées de bassins de roches meubles ou d’altérites épaisses. En périodes de crue, les nappes d’inondation s’y étalent sur de larges lits majeurs aux rives forestières indécises. Aux étiages, les eaux se concentrent dans des lits mineurs en pente faible, parsemés d’îles allongées entre des anastomoses. Leur faible incision entre des berges croulantes facilite les fréquents changements de tracé, et parfois des déversements par-dessus les interfluves les plus bas à la faveur d’une crue exceptionnelle.

Dans les secteurs de rapides , l’écoulement des eaux s’accélère sur des déclivités du substratum rocheux, parsemées de gros blocs, ou tombent en chutes mugissantes d’abrupts hauts de plusieurs centaines de mètres parfois (Salto del Angel au Venezuela, chutes du rio Iguaçu au Brésil). La persistance de ces ruptures de pente, dont l’existence remonte souvent au Tertiaire (Congo-Zaïre), révèle une singulière incapacité des puissants fleuves tropicaux à régulariser leurs profils en long en creusant des gorges. Ce sont, principalement, les caractéristiques de leur charge solide qui expliquent l’insignifiance de l’ablation verticale dans les roches résistantes. Car la quasi-exclusivité de l’altération biochimique sur les versants fait qu’elle consiste en particules argileuses et en sables, véhiculés en suspension et par saltation, alors que les cailloux, généralement quartzeux, restent exceptionnels. Or, c’est ce matériel grossier qui permet le creusement par une action d’abrasion liée à sa traction sur le fond ou à son entraînement dans des tourbillons (marmites). En revanche, l’énormité des tonnages de matériaux fins transportés par les eaux jaunâtres ou rougeâtres de fleuves aux débits colossaux – plus de 600 millions de tonnes par an pour l’Amazone! – se traduit par la rapidité de l’édification de vastes constructions alluviales fluvio-marines (fig. 4). Selon les cas, il s’agit de deltas (Orénoque, Mékong) ou de flèches littorales démesurées (restingas du Brésil) isolant des lagunes bordées par la mangrove (côtes à limans du golfe de Guinée).

Érosion et modelés en milieux savaniens

Météorisation

En milieux savaniens, l’existence d’une saison sèche entraîne la formation de sols le plus souvent ferrugineux et, surtout, d’importantes modifications dans les modalités de l’érosion. Ces modifications consistent d’abord dans l’apparition du phénomène de cuirassement caractérisant les bowé (cf. Les héritages géomorphologiques quaternaires ). Car l’évaporation intense provoque une remontée des solutions salines, constituées lors des infiltrations de l’hivernage. Leur concentration croissante vers la surface aboutit à une précipitation des sels qu’elles véhiculent. De cette façon se constitue un horizon B, par fixation des hydroxydes de fer et d’aluminium, sous la forme de concrétions progressivement soudées au rythme du comblement des vides intermédiaires. Cependant, la topographie introduit une différenciation importante dans les modalités du phénomène. Sur les surfaces planes, l’enrichissement en hydroxydes provient, en réalité, d’une élimination progressive de la silice. On a donc affaire à l’élaboration d’une formation résiduelle par accumulation relative (formation authigène). Dans les bas-fonds vers lesquels convergent les eaux de ruissellement et de lessivage, chargées en produits solubles, la précipitation, qui s’opère au niveau des engorgements saisonniers, réalise, au contraire, une accumulation absolue (formation allogène). La moindre mobilité de l’aluminium fait qu’il s’agit, alors, d’une accumulation ferrugineuse. Dans tous les cas, l’induration, en carapace brisable à la main ou en cuirasse seulement attaquable au pic, résulte des effets de la simple insolation après décapage de l’horizon A.

Certes, bien des facteurs interviennent pour diversifier les carapaces et les cuirasses, ferrugineuses ou bauxitiques, qui peuvent atteindre plusieurs mètres d’épaisseur. On citera la nature des roches mères, la texture et la structure du matériau cimenté, l’importance relative des saisons sèche et humide. Ce sont eux, en définitive, qui déterminent leur rôle dans la morphogenèse.

Ruissellement et cours d’eau

L’affirmation d’une saison sèche, avec la disparition de la forêt, cause également des transformations croissantes dans la nature des combinaisons de processus morphogéniques qui engendrent les modelés du relief. On passe ainsi, par transitions insensibles, du domaine morphodynamique des forêts à celui des déserts tropicaux. On signalera seulement les modifications les plus significatives, qui définissent l’originalité des actions mécaniques de l’érosion dans les savanes.

Dans cette perspective, le fait dominant est la place prise par le ruissellement, diffus ou concentré selon les cas. Il faut y voir la conséquence de l’extension d’affleurements rocheux, moins susceptibles d’éponger les eaux de pluie que d’épaisses altérites, et du développement des phénomènes de cuirassement, dont le rôle, à ce point de vue, est comparable. Toutefois, son efficacité apparaît étroitement limitée dans le temps. Car la croissance rapide du dense couvert de graminées de la savane finit par entraver son action, sinon même son épanouissement. En définitive, il n’a d’efficacité que lors des premières averses de la saison pluvieuse, qui frappent un sol dénudé et desséché au cours de la saison sèche. Il peut alors raviner les versants en roches meubles (cf. SOLS - Érosion) et provoquer des éboulements (par soutirage) des corniches définies par des roches cohérentes, des carapaces ou des cuirasses (lavakas malgaches). Étalé en minces nappes d’inondation aux directions d’écoulement souvent indécises, le ruissellement exerce, dans les interfluves, une action d’ablation aréolaire ou de colluvionnement, selon les conditions locales. Il contribue ainsi à l’extension et au perfectionnement des aplanissements, avant de se résoudre en chapelets de mares ou de rejoindre les rivières.

Les modifications de l’aspect des lits fluviaux et du travail des rivières sont beaucoup moins évidentes. Et les rubans de forêt-galerie, qui soulignent leur présence dans les paysages, accentuent encore les ressemblances avec les milieux forestiers. Une succession identique de biefs et de rapides trahit toujours l’inaptitude des eaux au creusement vertical, due au caractère essentiellement sablo-argileux de leur charge. Des observateurs ont seulement décelé des tendances à l’incision des ruptures de pente dans des grès durs (chutes du Sénégal à Félou) et une moindre mobilité des lits dans les biefs. En fait, les désagrégations mécaniques, pourvoyeuses de débris grossiers, demeurent sans prise réelle sur les roches cohérentes. Leurs affleurements apparaissent à peu près figés, comme en témoignent la quasi-absence d’éboulis actuels à la base des versants et, parfois, l’importance des revêtements de vernis anciens.

Au total, le façonnement des modelés en milieux savaniens reste modeste, lorsque l’érosion n’y est pas dangereusement accélérée par les déprédations humaines. Ce sont là des conditions propices à la conservation de vestiges d’héritages géomorphologiques quaternaires. En réalité, leurs pédiplaines parsemées d’inselbergs, comme les vastes plaines de dégradation, doivent leurs traits essentiels au passé.

Les héritages géomorphologiques quaternaires

Si les modalités de l’érosion actuelle différencient nettement les milieux forestiers et savaniens, l’étude de leurs modelés et des formations superficielles associées révèle d’incontestables analogies entre eux. L’intensification des recherches dans le domaine tropical, depuis la Seconde Guerre mondiale, montre effectivement l’importance dans leurs paysages des éléments qui ne sont pas en rapport avec les conditions bioclimatiques présentes. Si ces héritages se manifestent avec le plus d’évidence dans les savanes, en raison de leur moindre dégradation, ils n’en sont pas moins identifiables sous la forêt.

Dans les savanes de l’Afrique de l’Ouest, par exemple, l’analyse géomorphologique met en évidence une ancienne topographie multiconvexe, fixée par une puissante cuirasse et carapace ferrugineuses d’accumulation relative atteignant souvent plusieurs mètres d’épaisseur. Elle s’y manifeste sous la forme de plateaux plus ou moins étendus et élevés, à profil convexe (dôme) ou concave (selle) dominant le paysage. Les géomorphologues français ont adopté le terme de bowal (pluriel bowé ), employé par les pasteurs peuls pour désigner ces espaces où ils conduisent leurs troupeaux (fig. 5). En contrebas de ces remarquables reliefs, deux petits glacis d’ablation, développés dans l’épaisse altérite sous-jacente à la cuirasse-carapace, s’étagent à quelques mètres seulement au-dessus des lits des écoulements sporadiques. De modestes formations ferrugineuses, d’accumulation absolue, se présentent sous la forme d’une mince cuirasse pour le plus élevé d’entre eux, et d’une simple carapace friable pour l’autre, caractérisant la partie sommitale des nappes alluviales qui les recouvrent. Par ailleurs, tous les auteurs signalent la présence systématique de «graviers sous berge», formation caillouteuse subactuelle visible aux basses eaux sous un recouvrement limono-sableux d’épaisseur variable.

En définitive, l’apparente monotonie des plaines et des plateaux savaniens des boucliers tropicaux ne résiste pas à un examen minutieux de leur relief. En fait, leur richesse en modelés et en formations superficielles hérités exprime la complexité de leur évolution morphologique au Quaternaire. Celle-ci correspond au démantèlement d’une topographie multiconvexe élaborée en climat équatorial sous une forêt dense, puis fixée par un puissant cuirassement impliquant le passage à un climat tropical comportant une saison sèche. Ainsi s’inaugure, dès le début du Quaternaire, une morphogenèse rythmée par des fluctuations climatiques et des changements corrélatifs de la couverture végétale. Ces vicissitudes s’inscrivent dans le cadre d’une alternance de climats savaniens différenciés en pluviaux et interpluviaux par la durée et l’intensité de la sécheresse saisonnière. Dans cette perspective se succèdent des phases de glaciplanation, en particulier aux dépens de l’épaisse altérite meuble révélée par la destruction de la topographie cuirassée initiale, et des phases d’érosion verticale exprimées par l’étagement des glacis d’ablation successifs. L’épandage de leurs nappes alluviales et leur cimentation par le fer marquent le passage entre elles.

Sous la forêt pluviale dense, les héritages quaternaires restent plus rares et moins bien conservés en raison de l’agressivité de la météorisation bioclimatique actuelle. L’un des plus remarquables correspond à une formation caillouteuse (stone-line ) située au sommet des profils de sols ferrallitiques de la topographie collinaire, dont la signification morphoclimatique reste discutée. On signalera aussi les vestiges de cuirasse ferrugineuse impliquant l’instauration momentanée d’un climat savanien à saison sèche. La découverte d’accumulations dunaires en forêt pluviale (Amazonie, Nigeria) est également significative de l’existence passée d’interpluviaux savaniens accompagnés d’un éclaircissage du couvert végétal. Alors la forêt dense se serait cantonnée sur des reliefs suffisamment élevés pour conserver une pluviosité permettant sa survivance. C’est à partir de ces îlots-refuges qu’elle aurait reconquis le terrain perdu lors d’un pluvial postérieur.

Au total, la morphogenèse quaternaire des régions intertropicales s’exprime par la succession de systèmes morphogéniques alternativement dominés par l’altération biochimique ou le cuirassement (biostasie ), ou par les actions mécaniques développées par l’érosion aréolaire ou verticale accompagnée de dépôts corrélatifs (rhexistasie ). L’amplitude maximale des translations en latitude des limites bioclimatiques actuelles qu’elle implique se manifeste, vers le nord, par la présence d’une cuirasse ferrugineuse du Quaternaire ancien au Sahara (Mauritanie, Hoggar, Mali), vers le sud, par des constructions dunaires sous la forêt équatoriale (Amazonie, Nigeria).

À l’évidence, cette alternance de pluviaux et d’interpluviaux aux basses latitudes s’effectue en relation avec celle des glaciaires et des interglaciaires des latitudes plus élevées. Il reste à préciser les corrélations entre ces fluctuations climatiques aux différentes latitudes. À ce point de vue, certains citent des observations en faveur d’une correspondance interpluviaux-glaciaires et pluviaux-interglaciaires au sud du Sahara. Ces rapports, inverses de ceux qui sont proposés pour sa marge septentrionale, établiraient la réalité de translations latitudinales du grand désert africain au cours du Quaternaire. À cette théorie du «balancement des marges sahariennes» s’oppose celle qui invoque une succession de contractions et d’expansions du Sahara, en s’appuyant sur la simultanéité des pluviaux et des interpluviaux sur ses deux marges. La multiplication des observations de terrain associées à celle de datations radiométriques fiables permettra de résoudre ce problème délicat.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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